МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
научный совет по инженерной ГЕОЛОГИИ И ГРУНТОВЕДЕНИЮ
ОТДЕЛЕНИЯ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОХИМИИ АКАДЕМИИ НАУК СССР
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени М. В ЛОМОНОСОВА
ИНЖЕНЕРНАЯ
ГЕОЛОГИЯ
в восьми
ТОМАХ
СССР
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ.
ГЛАВНЫЙ РЕДАКТОР Е. М СЕРГЕЕВ
ЗАМЕСТИТЕЛИ ГЛАВНОГО РЕДАКТОРА- Г. А. ГОЛОДКОВСКАЧ,
1 И. В. ПОПОВ’, Е Г. ЧАПОВСКИЙ. М. В ЧУРИНОВ. ЧЛЕНЫ
РЕДКОЛЛЕГИИ: К. И. АНТОНЕНКО. А Е. БАБИНЕЦ, Г. К. БОН-
ДАРИК. И. М БУАЧИДЗЕ, И В. ГАРМОНОВ. С А. ГУРЬЕВ,
С. Л ДИКОВСКАЯ, С В ДРОЗДОВ. В. И. ДМИТРОВСКИЙ.
Д. Г. ЗИЛИНГ, Г С ЗОЛОТАРЕВ. |Н. В. КОЛОМЕНСКИР\.
И С. КОМАРОВ, В. А. КУДРЯВЦЕВ. В Л ЛОМТАДЗЕ, X. П. ТУ-
ЛЯГАНОВ. Р. 11 ТЕУП1, Н Н ХОДЖИБАЕБ
Издательство Московского
университета
1978
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
имени М. В. ЛОМОНОСОВА
ВТОРОЕ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ УПРАВЛЕНИЕ
МИНИСТЕРСТВА ГЕОЛОГИИ СССР
ИНЖЕНЕРНАЯ
ГЕОЛОГИЯ
СООР
ТОМ
РУССКАЯ
ПЛАТФОРМА
Под редакцией И. С. КОМАРОВА
Издательство Московского
университета
1978
УДК 624
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Московского университета
Инженерная геология СССР. В 8-ми томах.
Т. 1. Русская платформа. М., Изд-во Моск, ун-та,.
1978.
528 с. 83 ил., библиогр.
Первый том монографии «Инженерная геология СССР» содер-
жит краткие очерк теоретических основ региональной инженерной
геологии и инженерно-геологическое описание Русской платформы.
Рассмотрена история геологического развития в се влияние на фор-
мирование современных инженерно-геологических условий ' террито-
рии. Даеи.я инженерно-геологическая характеристика регионов вто-
рого порядка. В заключительной частн описывается опыт строитель-
ства и изменение инженерпо-геологическвх условий под влиянием
деятельности человека.
И
20806—130
077(02)—78
подписи.
(б) Издательство Московского университета, 1978 г.
ПРЕДИСЛОВИЕ
Монография «Инженерная геология СССР» написана большим кол-
лективом авторов, хорошо знающих инженерно-геологические условия
отдельных территорий и изучавших закономерности их изменения при-
менительно к выделенным регионам. Такой книги по региональной ин-
женерной геологии никогда не издавалось ни в нашей стране, ни за
рубежом. Все восемь томов построены по единому плану, новому для
работ по региональной инженерной геологии. В каждом томе, помимо
введения, есть три раздела: первый - история формирования инженер*
но-геологических условий рассматриваемой территории, второй — инже-
нерно-геологическое описание выделенных таксономических единиц и
третий — обобщение опыта строительства и изменение природных усло-
вий под влиянием деятельности человека.
В первом разделе рассматривается история геологического разви-
тия региона с целью показать, как сформировались современные инже-
нерно-геологические условия: геологическое строение, рельеф, подзем-
ные воды, инженерно-геологические особенности горных пород и геоло-
гические процессы. При этом большое внимание уделяется голоцену, во
время которого возникла современная широтная и высотная зональ-
ность, связанная с влаго- и теплообеспеченностью горных пород.
Первый раздел каждого тома является той теоретической основой,
на базе которой разрабатывается схема инженерно-геологического рай-
онирования регионов первого порядка. Как правило, такая схема пре-
дусматривает выделение инженерно-геологических регионов второго по-
рядка, а, если это необходимо, то и инженерно-геологических областей
разного порядка (Западная Сибирь).
Во втором разделе все таксономические единицы, выделенные при
инженерно-геологическом районировании, получают комплексную ин-
женерно-геологическую характеристику. Это своего рода справочный
раздел. Читатель может найти по определенной территории все инте-
ресующие его данные, известные авторам монографии к моменту ее на-
писания. Достоверность данных, содержащихся во втором разделе мо-
нографии, вытекает из ее первого раздела и определяется объемом фак-
тического материала.
Территория Советского Союза изучена в инженерно-геологическом
отношении далеко неодинаково: одни регионы более полно, другие —-
находятся в начальной стадии изучения. Поэтому и характеристика ин-
женерно-геологических регионов и областей тоже дается с различной
5
степенью детальности, хотя все они описываются примерно по единому
плану.
В третьем разделе впервые для всех регионов Советского Союза
рассматривается и обобщается опыт строительства разных инженерных
сооружений исходя из инженерно-геологических особенностей террито-
рий. Авторы попытались охарактеризовать изменение природных усло-
вий мод влиянием деятельности человека, а в отдельных случаях даже
дать качественный и количественный прогноз этих изменений. Сделать
это было, к сожалению, нс всегда возможно из-за отсутствия необходи-
мых материалов.
Редакционная коллегия монографии считала правильным и возмож-
ным при общем плане построения всех томов сохранить индивидуальные
особенности авторских коллективов. Однако, для того чтобы понятия и
уровень требований во всех восьми томах были едиными, из числа чле-
нов редколлегии были выделены кураторы по отдельным вопросам, ко-
торые под своим углом зрения просмотрели все тома монографии.
Г. К. Бондариком была предложена система математической обработ-
ки и изображения всех количественных показателей. И. В. Гармонов
просмотрел разделы гидрогеологического характера, Г. С. Золотарев —
геологические процессы, В. А. Кудрявцев — мерзлотные условия, глав-
ным редактором были прочитаны все тома монографии. Их замечания
учитывались авторами при доработке рукописей, после их обсуждения
па редколлегии.
Редакционная коллегия считала возможным не настаивать на том,
чтобы во всех томах монографии дискуссионные вопросы излагались
лишь с какой-либо одной позиции. Так, главный редактор «Инженерной
геологии СССР» все больше и больше убеждается в том, что лессовые
породы обладают просадочностью в результате разуплотнения первично
сформировавшейся породы. Пылеватые аллювиальные, пролювиальные,
делювиальные и другие отложения, прежде чем стать просадочными,
должны были разуплотниться под влиянием процесса гипергенеза в ус-
ловиях холодного климата (при наличии сезонного промерзания и от-
таивания). Поэтому толщу лессовых пород, обладающих просадочно-
стью, следует рассматривать как элювий подстилающих их пород. При
постепенном незаметном переходе просадочных разностей лессовых пород
в нижележащие, непросадочные, можно назвать всю толщу элювиально-
делювиальной, элювиально-пролювиальной, элювиально-аллювиальной.
С нашей точки зрения, нельзя говорить только о водном проис-
хождении лесса, если он обладает просадочностью. Понимая это, неко-
торые из авторов «притягивают» к просадочным лессам, имеющим при-
знаки водного образования, эоловый процесс и употребляют такие тер-
мины, как «эолово-пролювиальный», «эолово-делювиальный», что со-
всем уже является неправильным, потому что трудно себе представить,
чтобы эоловые осадки все время выпадали на образующийся делювий
или пролювий. Если же это происходило нс синхронно, то значит дело
только в том, что трудно расчленить просадочную лессовую толщу на
отдельные генетические типы. Но, во-первых, называемые так толщи
обычно бывают достаточно однородными, а, во-вторых, если бы и уда-
лось расчленить просадочную толщу, имеющую такое название, то мы
опять бы вернулись к вопросу о водном происхождении просадочных
лессовых пород.
Для главного редактора монографии ясно, что называть просадоч-
ные лессы «эолово-делювиальными» нельзя, и, несмотря на это, он со-
хранил такую терминологию по отдельным регионам, не желая навязы-
вать свою точку зрения отдельным авторским коллективам.
в
Тома названы не строго по геологическому, географическому приз-
накам или по административному подразделению территории Советско-
го Союза. Том I—«Русская платформа», том 2 — «Западная Сибирь»,
том 3 — «Восточная Сибирь», том 4 — «Дальний Восток», том 5 —
«Алтай, Урал», том 6 — «Казахстан», том 7 — «Средняя Азия» и
том 8 «Кавказ, Крым, Карпаты» имеют в большинстве случаев обще-
принятые, но в то же время иногда условные названия. Так, в томе
«Казахстан» далеко нс полностью рассматривается вся территория Ка-
захской ССР; нельзя было «разорвать» по административному признаку
однородные в гсоструктурном отношении территории. Например, При-
каспийская синеклиза и ее обрамление целиком рассматривается в томе
«Русская платформа», в то время как значительная ее часть в адми-
нистративном отношении входит в состав Казахской ССР. Алтай оха-
рактеризован не только в томе 5, который носит это название, но ча-
стично и в других томах (3 и 6). Примечания подобного рода можно
сделать и по другим томам. Известная условность названий была допу-
щена сознательно, исходя из различных соображений, которыми руко-
водствовалась редакционная коллегия.
«Инженерная геология СССР» задумана как монография, рассчи-
танная на широкий круг читателей: геологов, почвоведов, строителей,
мелиораторов и других специалистов, имеющих отношение к изучению
поверхностной части земной коры как объекта инженерной деятельности
человека.
В «Инженерной геологии СССР» показано, как на территории Со-
ветского Союза сформировались современные инженерно-геологические
условия, как они изменяются под влиянием деятельности человека и как
может измениться в будущем окружающая среда, если эта деятельность
не будет учитывать исторически сложившиеся инженерно-геологические
условия. В этом — теоретическая значимость предлагаемой вниманию
читателей монографии. Ее можно рассматривать так же, как основу,
на базе которой могут быть в дальнейшем созданы монографии, более
подробно характеризующие инженерно-геологические условия террито-
рий всех союзных республик (Украинской ССР, Белорусской ССР, Ка-
захской ССР и других).
Практическое значение «Инженерной геологии СССР» определяется
тем, что содержащийся в монографии материал найдет широкое приме-
нение при планировании размещения и развития народнохозяйственных
объектов, при составлении программ изысканий для отдельных регионов
и крупных строительных объектов, а также в начальной стадии проек-
тирования различных сооружений. «Инженерная геология СССР» явит-
ся ценным учебным пособием для аспирантов и студентов, изучающих
эту дисциплину.
Наверное, в монографии есть и недостатки, которые остались неза-
меченными авторским коллективом и редколлегией. Поэтому авторы я
члены редколлегии будут благодарны за все отзывы и замечания, при-
сланные по адресу: Москва, В-234, МГУ, геологический факультет, ка-
федра грунтоведения и инженерной геологии, Сергееву Е. М.
Член-корреспондент ЛН СССР Е. М. СЕРГЕЕВ
ЧАСТЬ I. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
РЕГИОНАЛЬНОЙ ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ
ГЛАВА 1
РЕГИОНАЛЬНАЯ ИНЖЕНЕРНАЯ ГЕОЛОГИЯ
И ЕЕ ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И НАРОДНОХОЗЯЙСТВЕННОЕ
ЗНАЧЕНИЕ
Региональная инженерная геология изучает закономерности форми-
рования и распространения в земной коре и на ее поверхности инже-
нерно-геологических условий строительства и эксплуатации инженерных
сооружений разного назначения. Совершенно очевидно, что равнознач-
ными в инженерно-геологическом отношении могут быть участки земной
коры, пережившие одинаковый ход геологического развития. Поэтому
теоретической основой региональной инженерной геологии является ана-
лиз историко-геологического и генетического путей развития и станов-
ления тех геологических черт местности, которые определяют инженер-
но-геологические условия. Региональная инженерная геология изучает
закономерности распространения и проявления на земле всех факторов,
определяющих ход создания инженерно-геологических условий и их ди-
намику на современном этапе развития земной коры как взаимосвязан-
ные и историко-генетически обусловленные.
Региональные инженерно-геологические исследования используются
для планирования строительства в связи с различным хозяйственным
освоением территории, для обеспечения намечаемого строительного ком-
плекса всеми необходимыми геологическими данными, для рациональ-
ного размещения входящих в него сооружений и выбора их типа, прог-
ноза изменений в природной геологической среде в связи с созданием
и эксплуатацией хозяйственного комплекса, составления программ ин-
женерно-геологических изысканий для обоснования проектов инженер-
ных сооружений, разработки различных нормативных документов но
производству инженерно-геологических исследований. Основной задачей
региональных инженерно-геологических оценок является установ-
ление обоснованных границ, в пределах которых справедливы
факты, выявляемые приемами геологических и специальных ипженерно-
геологическнх работ. Непосредственное установление этих границ пу-
тем детального изучения и достаточно большого числа точек наблюде-
ний (бурение, шурфовка, описание многочисленных обнажений и гео-
графических исследований) требует длительных и дорогих работ, ко-
торые далеко не всегда могут быть осуществлены из-за особенностей
природной обстановки, а также целей и этапа инженерного проекти-
9
ровання. Поэтому единственный путь решения этой основной задачи
региональной инженерной геологии — использование историко-гео-
логических и генетических связей между геологическими фактами,
изучаемыми всеми другими геологическими науками. Таким обра-
зом, обоснованное региональное инженерно-геологическое описание
и оценка местности ммут быть получены только на основе историко-
геологического и генетического анализа геологического строения изуча-
емой территории и современной геологической жизни. Это достигается
путем изучения се геотектоники, стратиграфии, петрографии и литоло-
гии, гидрогеологии и современных геологических процессов Значитель-
ную часть необходимых данных инженерная геология заимствует из
материалов различных геологических работ разного теоретического
или прикладного назначения. Вместе с тем получение необходимых
данных требует выполнения специальных исследований, проводимых
в полевых и лабораторных условиях, и специального анализа опыта
строительства и хозяйственного использования изучаемой или другой
аналогичной территории. Глубина, до которой может распространяться
региональная инженерно-геологическая характеристика территории,
определяется целями инженерно-геологического описания В данном
случае имеется в виду освещение и анализ инженерно-геологических ус-
ловий территории СССР для всех видов строительства и хозяйствова-
ния, теоретическое обобщение и региональная систематизация этих дан-
ных. Техника строительства и задачи народного хозяйства в настоящее
время нс ставят ограничений относительно потребной и возможной глу-
бины проникновения в толщу земной коры (горное дело, метростроение
и другие виды глубинного строительства и использования глубоко за-
легающих толщ). Поэтому глубина, до которой дается освещение ин-
женерно-геологических условий, не ограничивается какой-либо кон-
кретной величиной. Единственным ограничением является отсутствие
или недостаточность геологических, геофизических п гидрогеологичес-
ких материалов как исходных данных для инженерно-геологических
суждений. Эти соображения необходимо иметь в виду при использо-
вании описаний инженерно-геологических условий регионов, приводи-
мых но всех томах данной монографии.
Природные факторы, определившие современные инженерно-гео-
логические условия местности, можно разделить иа региональные гео-
логические и зональные географические. К первым, региональным от-
носятся: структурно-тектоническое развитие земной коры и ее совре-
менное геологическое строение; формирование и строение поверхности
и приповерхностной части земной коры; подземные воды; современные
геологические процессы.
Ко вторым, зональным факторам относятся климат и влияние его
на формирование приповерхностной части земной коры, подземных, пре-
имущественно грунтовых вод и на возникновение и режим экзодинамн-
чсских геологических процессов. Кроме того, огромное развитие хозяй-
ственной деятельности человека и влияние ее па окружающую геологи-
ческую среду требует учета этого антропогенного фактора при ее оцен-
ке, в первую очередь путем анализа инженерно-геологических процессов
и явлений. В зависимости от конкретной природной обстановки и типа
инженерного сооружения каждый из перечисленных факторов может
иметь различное значение, однако не случайно на первое место в ряду
х вынесено геологическое строение местности, так как от характера
последнего прежде всего зависят особенности рельефа, формирование
подземных вод, возникновение эндогенных и экзогенных геологических
процессов.
10
Выше было уже сказано, что все черты природной геологической
среды обитания и деятельности человека изучаются и оцениваются в
инженерной геологии в историко-генетической взаимосвязи. Вскрытие
связей и установление этим путем закономерностей пространственного
(в земной коре и на ее поверхности) размещения их на территории,
оцениваемой в инженерно-геологическом отношении, является основным
методическим приемом инженерно-геологических исследований.
Геологическая среда создавалась и се развитие протекало под уп-
равляющим влиянием региональных и зональных факторов н агентов.
Результаты действия этих факторов в геологическом прошлом запечат-
лены в геологическом строении и характере пород и в различных сле-
дах действия геологических процессов (карст, тектоническая парушен-
ность пород и др.). Чем более удалено в геологическое прошлое время
формирование того или иного элемента геологической среды, тем менее
сохранилось влияние на него зональных географических факторов и их
инженерно-геологическое значение. Влияние зональных факторов боль-
ше сказывается на формировании геологической среды на современном
этапе геологического развития земной коры и на современных процес-
сах. Но и на современном геологическом этапе результаты влияния зо-
нальных факторов на формирование инженерно-геологических условий
в существенной мере определяются характером создавшегося в пред-
шествующее время геологического строения территории и действующих
синхронно тектонических процессов. Даже влияние таких резко зональ-
но выраженных факторов, как процессы, связанные с мерзлотой, режим
грунтовых вод и другие,' зависит от характера пород, образованных ког-
да-то в предшествующее геологическое время. Региональные факторы
и в этом случае сохраняют свою роль как управляющие совокупностью
процессов, формирующих современные инженерно-геологические усло-
вия местности. Поэтому при региональной инженерно-геологической
оценке территории и классификации геологических тел, а также при
районировании влияние региональных факторов занимает более высо-
кое, управляющее, положение.
ГЛАВА 2
КЛАССИФИКАЦИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ТЕЛ
В РЕГИОНАЛЬНОЙ ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ
Главнейшим объектом изучения региональной инженерной геологии,
как и при всех других геологических исследованиях, являются гор-
ные породы и их распространение в земной коре. При систематическом
описании инженерно-геологических условий больших территорий для
их сопоставления и сравнения необходимо, чтобы оценка всех компонен-
тов, определяющих инженерно-геологическую обстановку разных участ-
ков земной коры, проводилась по единой классификационной системе.
Подобная единая классификация для горных пород и слагаемых ими
геологических тел применительно к задачам региональной инженерной
геологин должна, прежде всего, отражать закономерность связей между
составом, строением, состоянием и свойствами пород и их нахождением
в земной коре. До недавнего времени выделение геологических тел я
региональное изучение горных пород в инженерной геологии велось
лишь в стратиграфической последовательности, без достаточного изуче-
ния связи породообразования с тектонической и климатической жизнью
земной коры. Подобный подход, конечно, никак не исключал специали-
-J1
зироваиного инженерно-геологического изучения состава, строения, со-
стояния и свойств горных пород как грунтов, но зачастую затушевывал
важнейшие для инженерной геологии историко-генетические связи меж-
ду инженерно-геологическими характеристиками массивов горных пород
и положением этих массивов в земной коре. Современный инженерно-
геологический облик горных пород сформировался под воздействием
сложных процессов, определяющими среди которых следует считать тек-
тонический режим и климатическую обстановку как времени формиро-
вания горной породы, так и дальнейшей жизни се на всех этапах гео-
логической истории. Связи инженерно-геологических особенностей гео-
логических тел с их приуроченностью к определенной геолого-струк-
турной обстановке наиболее успешно могут быть выявлены на основе
учения о формациях. Применение формационного анализа позволяет
установить закономерности формирования в разных участках земной ко-
ры горных пород, обладающих одинаковыми или схожими физико-меха-
ническими свойствами, выяснить закономерности распространения таких
пород и образуемых ими геологических тел, установить зависимость фи-
зико-механических свойств пород не только от их генезиса, но и от даль-
нейшей геологической истории, так как тектонические процессы, контро-
лирующие образование геологических формаций, решающим образом
сказываются и на формировании инженерно-геологического облика этих
пород. Совершенно закономерно, что преимущества формационного ана-
лиза при изучении горных пород особенно убедительно проявляются при
региональных исследованиях, когда необходимо проанализировать и
сравнить комплексы пород широкого стратиграфического диапазона, за-
легающие в различных тектонических зонах. Вместе с тем следует под-
черкнуть, что формационное расчленение геологических тел при их ин-
женерно-геологическом изучении ни в коей мере не снижает важности
Их стратиграфического разделения.
В современной геологии важность учения о формациях признается
сейчас всеми геологами. Однако термин «формация» и его определение
до настоящего времени является дискуссионным. Следует подчеркнуть,
что научные разногласия об объемах и границах формаций нс следует
считать основанием для отказа от использования формационного мето-
да в инженерной 1еологии. В связи с этим необходимо напомнить, что
существуют также разногласия об объемах и границах различных стра-
тиграфических подразделений (ярусов, отделов, даже целых систем),
однако это обстоятельство не вызывает сомнений в возможности и не-
обходимости стратиграфических построений и сопоставлений в различ-
ных областях геологической науки. Большинство исследователей под
формациями понимает вполне определенные фациально-тектонические
комплексы отложений, выделяемые по совокупности литологических,
геотектонических и палеогеографических признаков. Об этом свидетель-
ствуют приводимые ниже высказывания крупнейших ученых в этой об-
ласти.
В становлении формационного учения в нашей стране и внедрении
формационного анализа в различные отрасли геологии особенно велики
заслуги Н. С. Шатского. В 1945 г. он дал определение формации, кото-
рое с тех пор цитируется во всех работах, посвященных рассматривае-
мому вопросу: «Формациями мы называем такие естественно выделяе-
мые комплексы, сообщества или ассоциации горных пород, отдельные
части которых (породы, слои, отложения) тесно, парагенетически связа-
ны друг с другом как в возрастном (переслаивание, последователь-
ность), так и в пространственном отношении (фациальные смены и др.)»
и далее: «формации связаны с определенными тектоническими структу-
>12
рами и изменяются с изменением тектонического режима и структур-
ного развития земной коры» '. В 1955 г., перечисляя факторы, определя-
ющие характер формаций, Н. С. Шатский нише г: «...характер формаций
определяется несколькими факторами, главнейшим из них является тек-
тоника, тектонические процессы и движения, выражающиеся в рельефе
и вулканизме и, следовательно, в мощности слоистых образований, в их
составе, структуре, текстуре и т. д., вторым фактором надо считать кли-
мат, косвенным образом также связанный с тектоникой и являющийся
одним из главнейших условий образования различных типов формаций.
Наконец, свойства формаций определяются также возрастом, временем
их образования, что связано с общим развитием земной коры»1 2.
Большое внимание учению о формациях уделил в своих работах
Н. М. Страхов. Осадочными формациями он называл ландшафтно-текто-
нические сообщества пород, придавая решающее значение в их формиро-
вании палеогеографической обстановке. Однако Н. М. Страхов никогда
не игнорировал влияние тектонического режима на накопление толщ по
род определенного состава и строения и обладающих определенными
пространственными взаимосвязями: «...два условия необходимы и вмес-
те достаточны для возникновения формации: 1) длительное сохранение
на более или менее значительном участке земной коры однотипного в
плане тектонического режима и 2) длительное же поддержание в обла-
стях седиментации однотипных ландшафтно-климатических условий»3.
В 1960 г. Н. М. Страхов указывает: «сохранение на достаточно большом
участке земной коры в течение длительного времени одного и того же
тектонического режима, при одинаковых (а точнее — достаточно близ-
ких) климатических и гидрологических условиях (или при закономерно
повторяющейся смене их), приводит к формированию единого в струк-
турно-вещественном отношении сообщества горных пород, которое мы
называем формацией горных пород»4.
Одно из удачных определений понятия, к тому же весьма полно
отражающее ныне сформировавшиеся представления о геологической
формации (геогенерации) принадлежит Н. Б. Вассоевичу: «Осадочная
геогенерация — это, прежде всего, геологическая формация (геоформа-
ция), выделяемая по геотектоническим и палеогеографическим призна-
кам. Это — крупный комплекс отложений, отвечающий свите и чаще ря-
ду свит и характеризующийся определенной общностью в отношении
состава, строения и распространения. Такая внутренняя общность гео-
генерации, сопрягающаяся с ее индивидуализированностью, с ее боль-
шей или меньшей обособленностью от смежных геогенераций, обуслов-
лена тем, что оиа сформировалась в определенных палеогеографических
условиях, господствовавших на определенном этапе развития определен-
ной геотектонической области (зоны) со свойственным ей режимом и
климатом»5. И далее: «Только два фактора могут претендовать на то,
чтобы их считали ведущими при формировании геогенерации — режим
движений земной коры и климат. В ряде случаев бывает трудно решить,
чему следует отдать предпочтение, что является решающим — геотек-
тоника или климат. Этот вопрос имеет прямое отношение к классифи-
кации геогенераций. Нам представляется, что геогенерации прежде все-
1 Шатский Н. С. Избранные труды, т. III. М„ «Наука», 1965, с 54.
* Там же.
8 Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. 1. М., Изд-во АН СССР, 1960
4 Там же.
5Вассоевич Н. D. История представлений о геологических формациях (гео-
геиерациях). — В сб.: Осадочные и вулканогенные формации. М., «Недра», 1966.
13
го должны подразделяться по геотектоническому принципу, а затем —
по климатическим условиям их формирования»
Опыт, накопленный в учении о формациях, разработанные класси-
фикации явились основой для применения формационного анализа в ре-
гиональной инженерной геологии и позволили И. В. Попову создать схе-
му региональной инженерно-геологической классификации горных по-
род, в основу которой положены общие представления Н. С. Шатского-
о трех группах минеральных образований: формациях -* литолого-ге-
нетическнх комплексах-нгорных породах (табл. 1).
Инженерно-геологическое изучение геоформаций требует установ-
ления для каждой из них таких важнейших характеристик, как внут-
ренняя структура (мощность, однородность, изотропность, слоистость,
блочность и др); главнейшие формацисобразующие породы, характер
их залегания и относительное количественное участие в строении фор-
мации; физико-механические свойства формациеобразующнх пород; ха-
рактер водоносности формации. Сопоставление и оценка различных фор-
маций по этим признакам может быть произведена в соответствии с
классификационными схемами, предложенными В. Е. Хаиным нН. П.Хе-
расковым. Прежде всего следует различать три класса формаций1 плат-
форменный, геосинклинальный и орогенный, характеризующихся корен-
ными различиями, связанными с различиями их образования. Наиболее
четко эти различия сформулированы Н. 11. Херасковым (1967). Для
платформенных формаций характерны осадочные породы, преобладают
комплексы (фации) открытого мелкого моря. Однотипные тектонические
движения охватывали на платформах громадные территории, но они
развивались медленно и имели небольшую амплитуду. Поэтому для
платформенных формаций характерно преобладание одного или двух
типов пород; даже маломощные слои и пачки выдержаны на больших
площадях. В строении формаций обычно отчетливо проявлена направ-
ленность осадкообразования; например, существует закономерная смена
гранулометрического состава пород от песчаных к глинистым как по ла-
терали, так и в вертикальном разрезе. Ритмично построенные толщи яв-
ляются исключением, и даже грубая ритмичность в строении разреза
встречается редко. В песчано-глинистых комплексах обычно отсутству-
ют органогенные н хемогенные остатки, а в карбонатных толщах весь-
ма незначительна роль обломочных пород. Для терригенных толщ ха-
рактерна хорошая сортировка материала, отсутствие или весьма незна-
чительное количество грубообломочных пород. Преобладают пески и
алевролиты кварцевого состава, каолинитовые глины; характерными
являются глауконитово-кварцевые и кремнисто-опоковые комплексы
пород. Среди карбонатных формаций платформ, наряду с известняковы-
ми и известняково-доломитовыми, широко распространены мело-мер-
гельные комплексы. Породы платформенных формаций не метаморфизо-
ваны, эпигенетическая измененностъ их в верхних горизонтах слабая и
средняя.
Тектонический режим осадконакопления определил и характер из-
менчивости строения формаций, состава и свойств слагающих их пород.
В общем случае для платформенных формаций характерны выдержан-
ность свойств на больших площадях на фоне закономерного их измене-
ния по глубине и от прибрежных зон к глубоководным. Эти основные
законы изменчивости строения и состава платформенных формаций яв-
ляются основой для разработки рациональной схемы инженерно-геоло-
' 1 Вассоевич Н. Б. История представлений о геологических формациях (гео-
генсрациях). — В сб.: Осадочные и вулканогенные формации. М, «Недра», 1966.
14
Таблица i
Принципиальная схема классификации горнык пород При региональных инженерно-геологических исследованиях (И. В. Попов, 1947)*
Таксономические единицы	Значение при региональных геологических исследованиях	Получаемые инженерно-геологические характеристики
Формации и субформации Геолога- генетические комплексы (макрофации и фации)	совместно с тектоническими данными являются осно- вой для выделения структурно-тектонических этажей и инжеиерно-геологичсскнх регионов совместно с данными геоморфологии являются основой для выделения инженерно-геологических областей и районов. Определяют выбор системы разведочных работ и опробования пород, выдержанность свойств отдель- ных залежей пород	возможные в составе формаций породы и их геолого-геиетичес- кие комплексы некоторые условия залегания и распространения пород, воз- можные петрографические (литологические) типы пород, их тек- стура и некоторые черты структуры
Литолого-петрографичес- кие комплексы (микро- фацил) Петрографические (анто- логические) типы пород Инженерно-геологический вид пород	совместно с данными по геоморфологии 'являются ос- новой для выделения иижеиерно-геола ических районов, определяют строительные типы грунтов определяют в первом приближении характер дефор- маций пород, химическую и физико-химическую нестой- кость пород и их агрессивность совместно с данными по гидрогеологии служат для выделения подрайонов и участков	условия залегания, распространения и строение толщи, преоб- ладающие петрографические (литологические) типы пород, воз- можные инженерно-геологические явления химико-минералогический состав пород, их структура и тексту- ра, характер и степень эпигенеза и метаморфизма. Используются для отнесения породы к категории грунтов по СНиП и другим нормативным документам особенности состава, структуры и текстуры породы, опреде- ляющие ее инженерно-геологические свойства. Используются для отнесения пород к подразделениям грунтов по СНиП и друтм нормативным документам
Инжеиерио-геологическне разновидности пород	служат для выделения инженерно-геологических эле- ментов геологического разреза и для выбора расчетных схем иа стадии разработки рабочих чертежей, исполь- зуются для детализации границ нодрайонов и участков	вариации в составе, строении и состоянии породы одного и того же вида, вызванные процессами гипергенеза, внешней гео- динамики и геотектоники, а также хозяйственной и технической деятельностью. Используются для расчетов на стадии составле- ния рабочих чертежей
* Переработана для настоящего издания (1973).
Сл
гического опробования горных пород. Отмечается также, что показатели
плотности и прочности осадочных иород платформенных формаций ни-
же, чем у одновозрастных и однотипных в литологическом отношении
образований геосинклинальных областей.
Геосинклинальные формации накапливаются в условиях общего ин-
тенсивного погружения, поэтому они имеют громадные мощности, глав-
ным образом морской генезис, часто глубоководный. Их слагают преи-
мущественно глинистые и карбонатные отложения, а также подводные
вулканогенные накопления. Эти формации построены сложно, что свя-
зано, прежде всего, с быстрой изменчивостью состава и мощностей сла-
гающих ее пластов по латерали. На коротких расстояниях непрерыв-
ные серии осадков сменяются толщами, в разрезе которых фиксируются
достаточно большие перерывы в осадконакоплении и выпадают- комп-
лексы пород значительной мощности. В геосинклиналях, особенно в эв-
[сосипклиналях, редко встречаются толщи с преобладанием одной или
двух пород, наиболее типичны толщи сложного состава. Характерна рит-
мичность, широко развит флиш и флишоидные толщи. В парагенез мно-
гих формаций входит до десяти и более типов пород различного генези-
са (терригенных, органогенных, вулканогенных).
Для терригенных формаций характерна слабая сортиров! д материа-
ла, полимиктовый состав. Часто встречаются аркозовые и граувакковые
породы, весьма не стойкие по отношению к выветриванию. Мощные
толщи глинистых пород также имеют пестрый минеральный состав.
Большое значение имеют грубообломочные породы (конгломераты, гра-
велиты), однако мощные толщи их встречаются редко. Разрез терриген-
ных формаций часто усложнен за счет карбонатных, кремнистых и вул-
каногенных пород. Участие карбонатных пород в строении геосинкли-
нальных формаций весьма различно. Широко распространены карбонат-
ные толщи и даже карбонатные формации, сложенные рифовыми, биту-
минозными или другими известняками, но не менее часто встречаются я
тесные парагенезы карбонатных пород с глинистыми и алевролитовыми,
а также с эффузивами подводных излияний. Большая изменчивость в
участии карбонатных пород в строении различных геосинклинальных
комплексов, по мнению Н. П. Хераскова, объясняется не только разли-
чиями климата, но и особенностями развития тектонических структур.
Вулканогенные геосинклинальные формации распространены очень
широко и имеют разнообразный состав. В тесном парагенезе в них встре-
чаются основные, средние и кислые эффузивные породы. Собственно
вулканогенные серии без примеси осадочных пород практически не
встречаются; обычно они ассоциируют с морскими обломочными и кар-
бонатными отложениями. Типичным примером подобного парагенеза яв-
ляется спилито-кератофировая формация. Сложенная эффузивными по-
родами основного состава, она содержит линзы рифогенпых извест-
няков.
Геосинклинальные образования по сравнению с платформенными
характеризуются повышенной метаморфизованностью, литифицирован-
ностыо и прочностью. Немаловажное значение имеет и то обстоятельст-
во, что все они в современных структурах дислоцированы. Совершенно
очевидно, что дислокации эти носят как конседиментационный, так и
постседиментационный характер. Более тою, решающими в формирова-
нии современных складчатых структур были последующие дислокации.
Тем не менее при инженерно-геологической оценке геосинклинальных
толщ нельзя не учитывать, что их характернейшей чертой является слож-
ная складчатость и обилие разрывных нарушений, которые в конечном
итоге и определяют устойчивость и прочность массивов. У геосинкли-
16
нальных формаций иные (но сравнению с платформенными) и закопо-
мерности изменчивости строения, состава и свойств. Для них характер-
ны монотонные толщи без резких различий в нижней, средней и верх-
ней частях разреза. В общем случае наибольшая изменчивость наблю-
дается вкрест простирания тектонических структур, тогда как по про-
стиранию и строение толщ и состав слагающих пород, и их инженерно-
геологические свойства относительно стабильны.
Орогенные формации, образующиеся в результате горообразова-
тельных процессов, по своему строению и составу слагающих их пород,
являются переходными. В зависимости от интенсивности тектонических
движений они могут приобретать сходство то с геосинклипальными ком-
плексами, то с платформенными. Существуют, однако, особенности в
строении орогенных формаций, позволяющие выделить их в самостоя-
тельный класс (Херасков, 1967). Основной и наиболее характерной чер-
той орогенных толщ является чрезвычайная их неоднородность, которая
объясняется тем, что горообразовательные процессы па этой завершаю-
щей стадии геотектонического цикла проявляются весьма дифференци-
рованно, области денудации значительно превышают области аккумуля-
ции, а седиментационные бассейны часто изолированы. В строении оро-
генных формаций преобладают континентальные толщи, но почти всегда,
они чередуются с морскими осадками. Широкое развитие имеют назем-
ные вулканогенные образования. Наиболее типичными орогенными ком-
плексами являются молассы и молассоиды (красноцветпые и угленос-
ные формации). К этому же классу относятся отложения лагун и зам-
кнутых бассейнов, парагенетически тесно связанные с молассами и об-
разующие гинсово-доломитовые, соленосные и другие формации того
же тина.
Для молассовых толщ характерно преобладание песчаных и грубо-
обломочных пород — полиминеральиость состава, слабая сортировка
материала. Наблюдаются быстрые и частые смены фаций как по про-
стиранию толщ, так и по направлению от областей сноса к области ак-
кумуляции. В разрезе чередуются быстро выклинивающиеся слои и лин-
зы конгломератов, грубозернистых песков или песчаников, алевролитов,
аргиллитов или глин. Континентальные пачки чередуются с достаточно-
выдержанными морскими слоями, чаще всего карбонатного состава. Во
многих орогенных формациях (пермская красиоцветная Волго-Ураль-
ской аитеклизы, мезозойская угленосная Канско-Ачинского бассейна)
можно наблюдать цикличность в строении толщи. Внутри каждого цикла
соблюдается определенная последовательность пород, например, от гру-
бозернистых к тонкодисперсным, циклы разделены внутриформаниои-
ными перерывами, а количество циклов в пределах каждой структурной
зоны различно и зависит от числа морских трансгрессий.
На формирование осадочных орогенных формаций особенно силь-
ное влияние оказывает палеоклиматическая обстановка. В аридных ус-
ловиях формируются псстроцветпые толщи, в цементе которых значи-
тельная роль принадлежит окислам железа, сообщающим породам по-
вышенную прочность. Характерно для них также присутствие гипса, га-
логенных солей, существенно влияющих на инженерно-геологические
свойства галогенных толщ. Гумидиые формации типа угленосных в зна-
чительном количестве содержат органические вещества. Роль последних
в формировании ипжеперно-геологических свойств пород пока недоста-
точно изучена, но в целом песчаники, алевролиты, аргиллиты и глины
угленосных формаций слабее однотипных красноцветных пород. Присут-
ствие в породах гипса или органических веществ существенно влияет
на формирование химического состава подземных вод. В первом случае
17
•формируются щелочные воды, обладающие сульфатной агрессией, а во
втором воды с кислотным типом агрессивности. Различия между те-
ми и другими весьма существенны при инженерно-геологической оценке
подземных вод, в частности, для различных бетонных сооружений. В со-
ответствии со сказанным целесообразно класс орогеппых формаций раз-
делять на два подкласса: гумидный и аридный, как это сделано в клас-
сификации В. Е. Ханна (1973).
Как уже упоминалось, существенной составляющей орогенных фор-
маций являются вулканогенные образования наземных излияний. Обыч-
но они образуют самостоятельные формации, в которых осадочный мате-
риал играет весьма подчиненную роль. Широко распространены средние
и кислые эффузивы, но не менее типичны и основные породы, а также
толщи смешанного состава. Наряду с эффузивными развиты и эффузив-
но-осадочные формации, в которых вулканогенные породы тесно связа-
ны с осадочными, обычно молассовыми и красноцветными. Следует до-
бавить, что орогенные формации не несут следов регионального мета-
морфизма, хотя контактово-метаморфизовапиые зоны встречаются часто.
Для них характерна также чрезвычайно большая неравномерность в
характере и степени дислоцированности. В одних зонах и участках по-
роды практически не дислоцированы, в других интенсивно нарушены.
Все это сообщает весьма большую инженерно-геологическую неоднород-
ность орогенным толщам. Для них характерна большая сложная измен-
чивость свойств в связи со сложностью тектонического плана орогенов,
весьма изменчивая прочность пород, присутствие в разрезе прослоев и
шачек с неудовлетворительными инженерно-геологическими свойствами.
Для каждого класса формаций характерны своеобразные интрузив-
ные комплексы. В ряду геосинклипальных формаций широко представ-
лены гипербазитовые, габбро-анортозитовые ассоциации пород. Для под-
вижных зон платформ характерна трапповая формация. Грапитоидные
-формации связаны в своем образовании как с геосинклинальной, так и
с орогенической фазами геотектонического цикла. Строение тех и дру-
гих, морфология интрузивных тел, минеральные ассоциации различны,
поэтому различны и их инженерно-геологические характеристики, такие
как трещиноватость, состояние контактовых зон, мощность и характер
-ороговикования и др.
Таковы в самых общих чертах основные инженерно-геологические
особенности платформенных, геосинклинальных и орогенных формаций.
В состав каждого класса входят различные в отношении вещественно-
го состава типы формаций. Применительно к осадочным образованиям
эти основные литологические типы приведены в табл. 2. Большинство
наименований их заимствовано из работ В. Е. Хаииа. Для магматичес-
ких формаций (табл. 3) наиболее удачными являются рекомендации
Ю. А. Кузнецова. Количество типов формаций, выделенных при инже-
нерно-геологическом описании различных регионов СССР, значительно
больше, чем приведено в табл. 2 и 3. Цель таблиц — показать, в каком
направлении должна совершенствоваться систематика геологических
формаций применительно к запросам инженерной геологии.
Наиболее полно строение и состав формациеобра.зующих пород от-
ражают литологические наименования формаций. Этим и рекомендуется
пользоваться при применении формационного анализа в инженерно-гео-
логических целях. При этом, чтобы избежать путаницы, термин «терри-
генная формация» применяется только для морских геосинклипальных
и платформенных комплексов. Толщам обломочного состава орогенных
областей присвоены свои наименования. Существуют, однако, общепри-
нятые названия литологических типов формаций, прочно вошедшие в
18
Таблица 2
Классификация литологических типов осадочных формаций применительно к задачам инженерной геологии
Классы формаций	Платформенные	Геосннклинальные	Оротенныс	
			гумидпые	аридные
Литологические ти- пы формаций	терригенная формация с субформа- циями: кварцевых песков и каолиновых глин; полимиктовых песков и глин; кварцево-глауконитовых песков, крем- нистых глии и опок	терригенная формация с субформа- циями: граувакковых и аркозовых пес- чаников; глинисто-сланцевой	могассовая формация нокровио-ледниковая формация	молассовая формация лессовая формация
	карбонатная формация с субформа- циями: известняковой; известняково-до- ломитовой; мела и мергелей	карбонатная формация с субформа- циями: рифовых известняков; битуми- нозных известняков; массивных извест- няков; слоистых известняков		сульфатно-доломито- вая формация солепоспая формация
	карбонатно-терригенная формация с субформациями: карбонатно-сероцвст- ной, карбонатио-красноцветной; горю- чих сланцев; битуминозных мергелей и глин	карбонатно-терригенная формация флишевая формация с субформациями: карбонатного флиша; терригенного фли- ша, туфогенного флиша	ссроцветная угленос- ная формация	красноцветная обло- мочная формация
I
Таблица 3
Классификация Магматических формаций применительно К задачам Инженерной геологии (по Кузнецову, 1064)*
Геосинклинальные этапы развития ПОДВИЖНЫХ зон	Орогенные этапы развития подвижных зон	Устойчивые области	1Цяты и ранние стадии развития древних платформ
Спилито-кератофировая группа форма- ций: спилито- диабазовая; кварц-кер атофировая Габбро-плагио) ранитная группа фор- маций: габбро-диорит-диабазовая; габбро-пнроксенит-ду китовая, габбро- пл агиогранитпая; плагиогранитная Гипербазитовая формация	базальт-апдезит-липаритовая группа фор- маций: андезитовая; трахиандезитовая; липаритовая габбро-диорит-гранодиоритовая группа фор- маций: габбро-диорит-граиодиоритовая; габбро- монцонит-сиенитовая; субвулканичсских гранитов группа батолитовых гранитоидных форма- ций: гранитоидных батолитов; гранодиоритовых батолитов; гранитоидных батолитов пестрого состава	группа покровно-силовых форма- ций: трапповая (толеит-базальтовая), щелочная оливин-базальтоеая (трахибазальтовая)	группа мигматитовых формаций: мигматитов амфиболитовой фации; мигматитов фации гиперстеновых гнейсов габбро-1 ранитная группа форма- ций: анортозитовая
* Таблица дана с сокращением.
теологическую литературу, но не являющиеся, строго говоря, литологи-
ческими. Таковы угленосные, солсноспые и красноцветные формации.
За каждым из этих терминов скрываются толщи совершенно определен-
ного строения. Инженерно-геологическое своеобразие меньше всего за-
ключается в присутствии угля или солей, или в окраске пород. Оно оп-
ределено особенностями тектонического режима и главное климатом,
существовавшим в период осадконакопления. Содержание указанных
наименований формаций попятно широкому кругу геологов и инженеров-
геологов и потому представляется целесообразным не изменять их.
Конкретные формации одного литологического типа в зависимости
от региона и возраста могут иметь существенные различия. Для ин-
женерной геологии решающими из них являются различия в степени ли-
тификации и метаморфизма пород, т. е. в конечном итоге в их прочно-
сти и деформируемости. Так, на Русской платформе типичные терриген-
ные формации песчано-глинистого состава встречаются в нижнем кем-
брии и верхней юре. Глинистые породы этих формаций существенно
различны. Юрские глины обладают меньшей плотностью, большей по-
ристостью и значительно меньшей прочностью, чем породы того же
формационного типа, но принадлежащие каледонскому структурному
этажу. Па Сибирской платформе также широко распространены одно-
типные осадочные формации, породы которых имеют совершенно раз-
личные свойства. Красноцветная формация девона представлена здесь
крепкими песчаниками и алевролитами, пористость которых составляет
6—8%, а прочность превышает 500-10’—600-105 Па. Красноцветпая же
формация верхнего мела сложена плотными глинами и слабыми песча-
никами, прочность которых обычно не превышает 40-105—60- 10Б Па при
пористости до 20%.
Совершенно очевидно, что в инженерно-геологических классифика-
циях формаций должны быть учтены состояние пород и их свойства.
Некоторые авторы предлагают различать формации по слагающим их
инженерно-геологическим группам пород, пользуясь известной класси-
фикацией Ф. П. Саваренского, в которой вес горные породы разделены
на пять групп: скальные, полускальные, связные пластичные, рыхлые
несвязные и породы особого состава и строения. Эта классификация
носит прикладной характер и широко применяется в практике инженер-
но-геологических изысканий. Вместе с тем в ней не учтены генетические
особенности пород В одну и ту же группу, как правило, отнесены обра-
зования различного генезиса. Например, группа «скальных» объединяет
магматические, метаморфические, обломочные, хемогепные и биогенные
осадочные породы. Указанная особенность классификации Ф. П. Сава-
ренского не позволяет использовать ее для выявления региональных ин-
женерно-геологических закономерностей. Более правильным было бы
связать инженерно-геологические характеристики пород с представле-
ниями об условиях их образования, как это сделано в общей инженер-
но-геологической классификации горных пород и почв (Сергеев и др.,
1973). В этом случае все литологические типы формаций объединяются
в три группы: осадочную, магматическую и метаморфическую. Переход-
ную группу образуют формации смешанного состава — вулканогенно-
осадочные. Все породы, слагающие магматические и метаморфические
формации, являются несжимаемыми, невлагоемкими, проницаемы толь-
ко по трещинам и могут рассматриваться как «скальные» образования.
Для того чтобы подчеркнуть своеобразие слагаемых ими массивов, ани-
зотропность и другие важные для инженерно-геологической оценки по-
казатели, для магматической группы'достаточно разделения ее на пет-
рологические типы формаций, а метаморфические формации целесооб-
21
разно объединить в три подгруппы: слабо-, средне- и сильнометаморфи-
зовапныс.
Формации низкой степени метаморфизма содержат филлиты, слан-
цеватые алевролиты, песчаники и зеленые сланцы. Характерная осо-
бенность текстуры — кливаж как в форме трещинною кливажа, так и
кливажа течения. Различают глинистые, известковистые и песчанистые
хлорито-филлитовые сланцы, кремнисто-глинистые сланцы и др. Зеле-
ные сланцы и породы альбит-эпидот-актинолитовые могут относиться
как к орто-, так и к пара-метаморфическим породам. Породы низкой
степени метаморфизма в отличие от пород средней и высокой степени
метаморфизма иногда называют метаморфическими сланцами, тогда как
последние называют кристаллическими сланцами. Широко распростра-
нены так называемые зеленые сланцы (или фация зеленых сланцев),
состоящие из хлоритов, роговых обманок, эпидота, актинолита, альби-
та, кальцита, серицита.
Формации средней степени метаморфизма объединяют богатые квар-
цем и кислым и средним плагиоклазами кристаллические сланцы, гра-
нулиты и кварциты, содержащие разное количество граната и биотита;
роговообманковые и слюдяные гнейсы и кристаллические сланцы с гра-
натом, ставролитом и кианитом; мраморы различной зернистости с при-
месью граната, биотита, везувиана, эпидота; амфиболиты, амфиболовые
сланцы с эпидотом, цоизитом и гранатом, иногда сохранившие минда-
лекаменную или порфировую структуру исходных эффузивных пород»
габбро-амфиболиты, роговики.
Характерными породами формаций высокой степени метаморфизма
являются разнообразные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты,
гранулиты, чарнокиты, плагиоклаз-гиперстсновые гнейсы и др.
Для характеристики инженерно-геоло1ических особенностей осадоч-
ных формаций предлагается разделять их по характеру и степени лити-
фикации на три подгруппы: слабо-, средне- и сильнолитифицированные.
К первой подгруппе относятся комплексы несцементированных неуплот-
ненных песчано-глинистых пород современных морских отложений, боль-
шинство континентальных четвертичных отложений и лессов. Ко второй
подгруппе отнесены формации, сложенные уплотненными как несцемен-
тированными (плотные глины), так и слабоспементированными (сла-
бые песчаники, слабые известняки) породами. Именно они характерны
для верхних структурных этажей чехла древних платформ и для моло-
дых плит. Наконец, третью подгруппу образуют осадочные формации,
породы которых претерпели длительный и глубокий катагенез. Они сло-
жены крепкими аргиллитами, алевролитами и песчаниками, плотными,
известняками. Обычно они слагают нижние структурные этажи платфор-
менного чехла, широко распространены в орогенах.
Существует определенная зависимость между положением той или
иной формации в геологическом разрезе и степенью литификации и ме-
таморфизма слагающих ее пород. Наиболее отчетливо эта зависимость,
прослеживается при сравнении пород и их комплексов, принадлежащих
различным структурным этажам. Однако она носит региональный ха-
рактер, и простое отнесение формаций к тому или иному структурному
этажу (каледонскому, герцинскому, варисцийскому и др.) в соответст-
вии с основными эпохами складчатости мало что дасг для выявления
инженерно-геологических особенностей формационных комплексов. Го-
раздо важнее установить, к каким изменениям в строении и свойствах
формацисобразующих пород привели эти эпохи в различных тектониче-
ских зонах. На рис. 1 и 2 приведены схемы, показывающие соотноше-
ние между положением формации п определенном структурном этаже
22
м степенью литификации слагающих ее пород. Одна схема (ем. рис. 1)
-составлена для Алтас-Саянской складчатой области, вторая — для
западной части Сибирской платформы. Анализ этих схем показывает,
-что в обоих случаях наблюдается закономерное уменьшение литифици-
рованности пород от глубинных к верхним структурным этажам. Уста-
новлено также, что в пределах одного структурного этажа свойства по-
Инж.-геологичес- кие группы пород .-^слагающие Струн'^ортуии тури чтаичг^		Несцема №ат- ценные	Осадс коирМан Рмдт- ’ пенные	,чные Сцеыеш Слабые	<роданные Прочные	вулкано- генные \кооочные\ СлаВомегг моруизо!	Мет Сладомега- мррризМ	чморфиче Среднему морузизМ.	скис йиыюмт- норфшМ	Магмап Эффу- зивные	гические [Интру- зивные
ЧетВертичный		♦ ♦ ♦ . •								JT.	
	Палеоген- нсогенодый										
	Юрский- мелоВой										
	Среднедебонский- чимнепермский				1— — 1—						
	Чижне- средне - девонский									zzzz zzz zzzz	
Ршрейский  силурийский						-SL .	1 V * V	1	1			sss ИИИ NNn	wt; + ♦> + ♦ г г г г г
	Верхне зротервзойский							л	V	к. V V _V_ V v			
Архей- ншкнепри терозойский									FiFTT III HI lIlIH		t т т 1
»|zzz|ff | s s |hh|77|nn|/<?
Рис. 1. Распределение формаций по структурным этажам и инженерно-геологическим
группам пород в пределах восточной части Алтае-Саянской складчатой области.
Геолого-генетические комплексы I — аллювиальные, флювиогляциальные, гляцпальные.
Формации: 2 — краснопвстные, 3 — угленосные, 4 — туфогенно-террнгенные, 5 — терри-
генно-вулканогенные. 6 — терригенио-карбонатно-вулканогениые: 7 —флишевые; 8 —
молассовые; 9--карбонатные; 10—эффузивно-сланцевые; II—зслспослаццевые; 12 —
гряфнтисто-сланцевые; 13 — гнейсов и кристаллических сланцев. 14 — базальтовые;
15 —эффузивные; 16 — порфировые; 17 — порфиритовые; 18 — спилито-кератофировые;
19 — гранитоидные, 20 — гипербазитовые; 21 — габброидные
•род каждого петрографического типа остаются относительно постоянны-
ми, но качественно изменяются при перестройке структурного плана
(Голодковская, 1968). Это связано с изменением областей сноса, что ве-
дет к изменению минерального состава осадков с изменением тектони-
ческого режима осадконакопления, со спецификой постседиментацион-
иых тектонических процессов на каждом этапе. Вместе с тем из сравне-
ния схем явствует, что формации одного и того же структурного этажа
-в этих двух регионах могут быть сложены породами разных инженерно-
теологических групп. Эти различия не заметны в образованиях допалео-
23
зойского возраста, так как в обоих случаях последние представлены гсо-
сипклинальными регионально-метаморфизованными формациями. Сте-
пень метаморфизма при этом постепенно убывает от древнейших обра-
зований к более молодым. Архейские и пижнепрогерозойские комплексы
в обоих регионах метаморфизованы в стадии гранатовых и амфиболо-
вых сланцев, верхнепротерозойские отложения претерпели зеленокамсн-
Пнж геологичес те группы пород ---слагающие ные зтит^	(	о а до\ гровинные Умамьгн- hhlfi	Н UP.		Метаморфические			магмати- ческие
	Несцменти кеимот- ненные		Сиёментщ СлаЬые	званные Прочные	Сладомега- морризова»	1'пеИнемета- мерфнзован	Силыюмма- моррчзован	Интрузив- :>ые
Четвертичный								
Палеоген-^ неогеновый		*т 'J ‘ ' J. А 1 J 1 1 ~t~r~‘  * ’						
Прений - меловой								
ворхнекаменно угохьно- триа- совый								т т т т т т т т т Т т т
втхткемврийский верхнедемнекий				I * I ' !				
Нижне- хемврийский				О ООО S-J-! Ч				
Пирейский								
Архей - протерозойский							HHI инн IHH ннн	ж
/ ES? Kfi&k	lx-* |g ГтттИ*Ц//
Рис. 2. Распределение формаций по структурным этажам и инженерно-геологическим
группам порол в пределах юго-западной окраины Сибирской платформы. Геолого-гене-
тические комплексы: 1 — аллювиальные, флювиогляциальные. Формации: 2 — красно-
цветные; 3 — угленосные; 4 — туфогенные; 5 — терригенные; 6 — молассовые; 7 —
терригенно-карбонатные; 8 — карбонатные; 9 — гпейсов и кристаллических сланцев,
10 — трапповые; II — гранитоидные
ный метаморфизм, а рифейские толши метаморфизованы слабо, с обра-
зованием глинистых сланцев и окварцованных песчаников. Наиболее су-
щественны различия в нижнепалеозойских формациях обоих регионов.
Отложения кембрия-ордовика па Сибирской платформе образовались в
условиях эпиконтинентального моря и не несут следов метаморфизма,
хотя и представлены прочными сцементированными породами. Геосин-
клипальпые формации кембрийско-ордовикского возраста в пределах
Алтае-Саянской области заметно метаморфизованы, в составе их преоб-
ладают вулкано1енные комплексы. Начиная со среднего палеозоя и на
Сибирской платформе и в Алтае-Саянской области преобладают ороген-
ные образования, и сопоставление их ипжснерпо-геологических особен-
ностей снова подтверждает большое сходство тех и других. Особенно
ярко влияние однотипного палеотектонического и палеогеографического
режима проявилось в мезозойской угленосной формации, строение, со-
24
став пород, состояние и свойства которой одинаковы и в Канской впади-
не Сибирской платформы, и в Назаровской впадине Алтае-Саянской об-
ласти и в Чулымо-Енисейском районе Западно-Сибирской плиты. При
этом по-прежнему отмечается стадийность в литификации пород. Девон-
ские формации сложены осадочными породами, претерпевшими глубо-
кий петрогенез, мезозойские, палеогеновые и неогеновые отложения яв-
ляются среднслитифицированпыми образованиями, а комплекс четвер-
тичных осадков можно отнести к слаболитифицированным.
Приведенный пример убедительно показывает, что существует за-
кономерная связь между инженерно-геологическими показателями гор-
ных пород и основными этапами их геологической жизни. Связь эта
наиболее полно вскрывается при анализе размещения формаций одина-
ковою инженерно-геологического облика в различных структурно-текто-
нических зонах. Тесная связь формаций с тектоникой дает возможность
на основе современных представлений о геологическом строении земной
коры установить приуроченность определенных, самобытных в инженер-
но-геологическом отношении толщ пород (геологических формаций) к
конкретным тектоническим регионам. Эта связь позволяет также утвер-
ждать, что геолого-структурные факторы должны рассматриваться как
решающие при инженерно-геологическом районировании.
ГЛАВА 3
ПРИНЦИПЫ ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛ О ГИЧЕСКОГО
РАЙОНИРОВАНИЯ
Выяснение региональных инженерно-геологических зависимостей
требует описания отдельных территорий, объединенных общностью оп-
ределенных показателей, т. е. районирования. Наиболее обстоятельно
вопрос о принципах инженерно-геологического районирования разрабо-
тан И. В. Поповым (1957). Предложенная им общая принципиальная
схема последовательного инженерно-геологического районирования по-
лучила всеобщее признание. При районировании выделяются следующие
соподчиненные территориальные инженерно-геологические единицы: ре-
гион, область, район, участок.
Регионы выделяются по структурно-тектоническому признаку и
включают в себя структуры первого, второго и т. д. порядков или их
крупные части, соответственно чему на карте могут быть выделены ре-
гионы первого, второго и т. д. порядков. Как правило, в геологическом
строении верхних горизонтов региона участвует некоторое число опреде-
ленных структурных этажей, сложенных каждый определенными форма-
циями. Области выделяются в пределах одного региона по геоморфоло-
гическим признакам. Возможно выделение областей первого, второю и
т. д. порядков. В геологическом строении поверхностных отложений об-
ласти участвует некоторое определенное число генетических комплексов.
В район выделяются части области, имеющие единообразное строение,
«з определенного числа петрографических (литологических) комплексов.
Части района, различные по гидрогеологическим условиям и наличию
на них проявлений современных и древних экзогенных процессов, мо-
гут выделяться в подрайоны и участки.
Изложенные принципы нашли применение и были конкретизирова-
ны при инженерно-геологическом районировании различных частей тер-
ритории СССР. К настоящему времени их можно считать общеприня-
тыми.
25
Размещение в земной коре комплексов горных пород определенного»
инженерно-геологического облика контролируется региональными фак-
торами, и прежде всего историей геологического развития того или ино-
го участка земной коры на всех этапах существования горной породы:
от времени накопления осадка до современных гипергенных изменений.
С этих позиций структур но-тектонический подход к инженерно-геологи-
ческому районированию является наиболее правильным. Геолого-струк-
турные признаки как основа специального районирования приняты и в
смежных, важных для инженерно-геологической оценки местности, гео-
логических дисциплинах. Так, выраженность геологических структур в
рельефе (анализ морфоструктур) и характер пород положены в основу
геоморфологического районирования. Геолого-структурные особенности’
того или иного тектонического региона определяют условия формирова-
ния, движения и разгрузки подземных вод и являются основой для гид-
рогеологического районирования. Районирование территории распрост-
ранения многолстнемерзлых пород также осуществляется с учетом гео-
лого-структурной обстановки как одного из важнейших факторов, опре-
деляющих развитие мерзлоты.
Следует отметить, что структурно-тектонический подход к инженер-
но-геологическому районированию иногда используется формально, что
вызывает справедливые критические замечания. При построении схемы»
инженерно-геологического районирования авторы опираются на тектони-
ческое районирование территории СССР. Одним из главнейших призна-
ков тектонического районирования является возраст складчатости, т. е.
время превращения геоспнклинальной области в платформенную. Этот
же признак можно считать главнейшим и при инженерно-геологическом
районировании. Известно, что платформы и геосинклннальпые системы
характеризуются противоположными свойствами. Для платформ устой-
чивых, малоподвижных структур земной коры характерны свои рядьг
осадочных формаций, весьма ограничена роль магматических образова-
ний. Последние представлены либо особыми типами эффузнвов (базаль-
товые покровы), либо своеобразными типами интрузий (траппы Сибир-
ской платформы). Условия залегания пород платформенного чехла спо-
собствуют формированию своеобразных гидрогеологических структур —
систем артезианских бассейнов, а относительная стабильность в новей-
шее время является причиной образования равнин различного генезиса
как основного типа рельефа. Геосинклипальные области являются под-
вижными зонами земной коры. Наряду с осадочными формациями для
них типичны вулканогенно-осадочные и разнообразные интрузивные
комплексы. Особенно важно, что отложения, испытавшие складчатость,
претерпевают наиболее существенные изменения в степени литогенеза,
метаморфизма и в конечном итоге в прочности. Ранее было показано
(см. гл. 1), что изменения эти являются определяющими, фундаменталь-
ными и могут быть положены в основу региональных инженерно-геоло-
гических классификаций горных пород. Преобладание в геологическом
разрезе складчатых областей прочносцементированных пород способст-
вует формированию принципиально иных по сравнению с платформен-
ными гидрогеологических структур, массивов с преобладанием трещин-
ных вод. Высокая подвижность складчатых областей на новейшем этапе
геологической истории обусловливает формирование горного рельефа
как наиболее распространенного для этого тина морфоструктур, а так-
же высокую активность современных геологических процессов и другие,
важные для строительной оценки территории, особенности.
Наибольшие изменения в инженерно-геологической обстановке тер-
ритории происходят при смене тектонических режимов ее развития. Пе-
26
-реход от геосинклипального к орогенному или платформенному режиму
совершался в разных регионах в различное время. Стратиграфический
объем геосинклинальных, орогенных и платформенных формаций, их
набор, интенсивность складчатости, структурный план и многие другие
особенности формирования разновозрастных тектонических элементов
чрезвычайно важны. Поэтому разделение территории по возрасту склад-
чатости па наиболее крупные единицы — инженерно-геологические ре-
гионы первого порядка — является не произвольно выбранным призна-
ком, а отвечает наиболее резким, качественным изменениям в инженер-
но-геологической обстановке различных участков земной коры.
Инженерно-геологические регионы первого порядка являются ог-
ромными территориями, объединяющими различные геологические струк-
туры. Для древних платформ наиболее существенным в инженерно-гео-
логическом отношении является выделение в их пределах стпуктур
складчатого фундамента, являющихся объектом инженерной деятель-
ности человека в пределах щитов, и структур платформенного чехла. Ин-
женерно-геологические условия платформенных щитов весьма своеоб-
разны. Их слагают формации докембрийского (преимущественно дори-
фейского) возраста, претерпевшие длительный и интенсивный регио-
нальный метаморфизм (гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты).
Прочность этих пород в ненарушенном состоянии заведомо достаточна
для возведения сооружений любого типа. Основными факторами, сни-
жающими прочность массивов, являются тектоническая раздроблен-
ность, трещиноватость и вывстрслость. Для всех щитов характерно ши-
рокое развитие региональных разрывных нарушений, обычно образую-
щих строго ориентированные протяженные системы и сопровождающих-
ся зонами повышенно трещиноватых пород мощностью от нескольких
сотен метров до нескольких километров. Помимо региональных разло-
мов широко развиты разрывные дислокации более высоких порядков.
Разрывная тектоника имеет решающее значение и в формировании гид-
рогеологических условии щитов. Для них типичны воды трещинного ти-
па. Золы разломов, как правило, повышенно обводнены, являются путя-
ми сосредоточенной фильтрации подземных вод. В области вечной мерз-
лоты зоны разломов обычно характеризуются аномально-малыми мощ-
ностями мерзлых пород и их относительно высокой температурой. При
строительстве наибольшие осложнения также приурочены к зонам раз-
ломов. На таких участках наиболее вероятны обрушения откосов карь-
еров и котлованов, вывалы горных пород в шахтах и тоннелях, повы-
шенные водопритоки.
Иными инженерно-геологическими условиями характеризуются
структуры осадочного чехла древних платформ. В геологическом строе-
нии верхних горизонтов положительных структурных форм (ашеклиз)
преобладают палеозойские отложения, представленные упрочненными
разностями пород: плотными, часто аргиллитонодобными глинами, алев-
ролитами. песчаниками. Широко распространены карбонатные толтпи,
обусловливающие широкое развитие карстовых процессов. Синеклизы,
как правило, сложены мезозойскими песчано-глипистыми отложениями.
Они являются удовлетворительным основанием для всех ныне сущест-
вующих наземных сооружений. Значительно менее устойчивы эти поро-
ды на природных склонах и в бортах искусственных выемок. С ними
связаны наиболее крупные территории развития оползней как в евро-
пейской части СССР (в меловых, юрских и верхнепермских породах бас-
сейнов Волги, Оки и Камы), так и на Сибирской платформе (в юрских
и пермско-каменноугольных отложениях Ангары. Енисея и Лены). Гид-
рогеологические условия характеризуются преобладанием пластово-по-
27
ровых вод, образующих в гидрогеологическом разрезе несколько слож-
но построенных водоносных комплексов. С разгрузкой этих вод в строи-
тельные выработки могут быть связаны прорывы плывунов, суффози-
онно-карстовые провалы, высокий напор артезианских вод может
вызвать значительное «взвешивающее» давление на основания соору-
жений.
Особыми инженерно-геологическими условиями характеризуются и
молодые платформы (плиты) Верхнюю часть разреза слагают кайно-
зойские, в основном четвертичные, отложения значительной мощности.
Главной инженерно-геологической особенностью пород этого комплекса
является незавершенность процессов прогрессивного литогенеза. Пески
обладают высокой пористостью, глины пластичные, сжимаемые и спль-
носжимаемые, часто набухающие. Горизонтальное залегание пород, вы-
держанность фаций на больших площадях способствуют формированию-
горизонтов поровых вод, разделенных региональными водоупорами. При
строительстве в этих районах возможен выпор пород в котлованах а
результате набухания и разгрузки глин, суффозия и оплывание песча-
ных откосов, оползни. Высокая сжимаемость пород ограничивает до-
пускаемые на пих нагрузки.
В складчатых областях различия в инженерно-геологических усло-
виях наиболее отчетливо выступают при сравнении антиклинальных и
синклинальных зон с передовыми и межгорными прогибами и впадина-
ми. С позиций региональной инженерной геологии для складчатых со-
оружений типичны: полиминеральпый состав и «многопородность» оса-
дочных комплексов; широкое распространение вулканогенных и вулка-
ногенно-осадочных формаций; весьма большая изменчивость разреза;,
существенно разнос строение одновозрастных комплексов пород в раз-
личных структурно-фациальных зонах; широкое развитие интрузивных
пород, особенно гранитоидного состава, в том числе плутонов с обшир-
ными ореолами контактово-измененных пород; сложная дислоцирован-
ность, как пликативная, так и дизъюнктивная, обусловливающая значи-
тельную тектоническую трещиноватость пород; преобладание подземных:
вод трещинного или трещинно-карстового типа; неравномерная обвод-
ненность массивов; высокая мобильность структур, сохранившаяся и на
новейшем этапе, и связанная с ней повышенная сейсмичность.
В сложно построенных синклинальных и антиклинальных сооруже-
ниях пет резко различающихся друг от друга структурных ярусов. Все
комплексы пброд принадлежат геосинклинальным формациям, в той или
иной мерс метаморфизованы и сложно дислоцированы. Тем не менее
в них так же можно выделить несколько структурных этажей, каждый
из которых сложен определенной группой формаций, отличающейся от
других по степени упрочнения пород, характеру региональной трещино-
ватости и другим инженерно-геологическим параметрам. Ядра антикли-
нориев часто сложены породами пижпих структурных этажей, более ин-
тенсивно метаморфизованными. Синклинории выполнены менее мета-
морфизованными толщами пород верхних структурных этажей. Сущест-
венно различны условия обводненности синклинальных и антиклиналь-
ных структур, особенно в случае пластовой проницаемости горных по-
род. Все эти различия достаточно существенны для того, чтобы указан-
ные структурные элементы рассматривать в качестве самостоятельных
инженерно-геологических регионов второго и третьего порядков.
Ряд характерных инженерно-геологических особенностей имеют кра-
евые и межгорные прогибы. В их геологическом строении обычно при-
нимают участие формации с весьма отрицательными инженерно-геологи-
ческими свойствами — сульфатно-доломитовые и солепосные, в которых:
28
особенно интенсивно протекают процессы карстообразования. Те же осо-
бенности разреза обусловливают своеобразие гидрогеологических усло-
вий — широкое распространение засоленных подземных вод, часто аг-
рессивных. Характер геологических структур прогибов благоприятствует
формированию артезианских бассейнов с высокими гидравлическими на-
порами.
В пределах каждого из перечисленных выше регионов первого по-
рядка следует выделять инженерно-геологические регионы второго по-
рядка, объем которых обычно отвечает крупным структурным формам:
синеклизам и антеклизам, синклинориям и антиклинориям, платформен-
ным щитам, межгорным и передовым прогибам и др. Выделением регио-
нов по структурно-тектоническому признаку при инженерно-геологичес-
ком районировании достигается обособление территорий, сложенных оп-
ределенным набором геологических формаций, характеризующихся оп-
ределенной дислоцированностью и метаморфизмом. Отдельные части их
могут существенно различаться по истории геологического развития за
новейший этап, характеру неотектопических движений и новейших
структур, строению рельефа.
Учет и анализ новейших тектонических движений и новейших струк-
тур при районировании позволяет более полно выявить инженерно-гео-
логические особенности территорий. Разделяя регионы на инженерно-
геологические области с учетом направленности и интенсивности новей-
ших тектонических движений, можно обособить территории, характери-
зующиеся определенными закономерностями в строении четвертичных
отложений, рельефа, обводненности поверхностной толщи, интенсивно-
сти геологических процессов — факторов, чрезвычайно важных для
строительной оценки территории. Особенно велика роль новейших дви-
жений в формировании инженерно-геологических условий речных долин.
Объективная оценка неотектоники необходима здесь как для областей
устойчивого прогибания и аккумуляции, где часто формируются переуг-
лубленпые долины, выполненные аллювиальными осадками большой
мощности, так и для областей устойчивых поднятий и денудации, для
которых нередко характерна приуроченность долин к различным текто-
ническим нарушениям. В областях поднятий и горообразования, где диф-
ференцированность новейших движений проявляется особенно четко, вы-
деление относительно приподнятых и опущенных блоков позволяет ус-
тановить закономерности в строении склонов, склоновых отложений и в
склоновых процессах, выделить участки повышенной открытой трещино-
ватости и связанные с ними отрезки речных долин, обратить внимание
проектировщиков на наиболее подвижные швы, в зонах которых можно
ожидать значительного увеличения горного давления, повышенных мощ-
ностей выветрелых и тектонически раздробленных пород.
Используя неотектонический анализ при инженерно-геологическом
районировании, как и в предыдущих случаях, следует основываться
иа тех общих положениях, которые приняты в настоящее время при со-
ставлении пеотсктонических карт и неотектоническом районировании.
Авторы их исходят из того положения, что огромные территории мате-
риков за новейший этап развития приобрели новые структурно-тектони-
ческие формы и должны быть разделены на материковые платформы,
области материкового горообразования и современные геосинклиналь-
ные области '. Материковые платформы характеризуются слабыми про-
явлениями новейших тектонических движений, малыми градиентами ско-
ростей и преобладанием общих слабых поднятий (Восточно-Европейская
1 Карта новейшей тектоники СССР, масштаба 1 :5 000 000, 1959.
29
равнина, Средпе-Сибирское плоскогорье, Центральный Казахстан) или
относительных опусканий (Западно-Сибирская, Туранская и Прикаспий-
ская низменности). В пределах материковых платформ в качестве под-
областей выделяются морфоструктуры второго порядка, различающиеся
направленностью и интенсивностью новейших движений на протяжении
длительного периода, а также морфологическими особенностями фунда-
мента. Области материкового горообразования в зависимости от интен-
сивности проявления процессов горообразования и величины градиентов
тектонических движений также делятся на подобласти. Каждая из та-
ких подобластей охватывает зоны различной по возрасту складчатости
(докембрийской, палеозойской, мезозойской, альпийской) с учетом осо-
•бенностей предшествующего этой складчатости геологического развития
(платформенного или геосинклинального).
На первый взгляд может показаться, что в неотектопическом рай-
онировании полностью идентифицированы древние и новейшие структу-
ры и что специальный анализ последних с инженерно-геологических по-
зиций не обязателен, так как при выделении инженерно-геологических
регионов уже учтены их структурно-тектонические особенности. В дей-
ствительности в большинстве случаев древние структуры значительно
переработаны в новейший тектонический этап, их границы не совпада-
ют с новейшими структурами, многие современные морфоструктуры яв-
ляются обращенными но отношению к древним. В общем случае, по мне-
нию ряда исследователей, в горно-складчатых сооружениях образование
морфоструктур происходит из-за срастания древних структур, вовлече-
ния в горообразовательный процесс краевых зон платформ, и новейшие
структуры имеют часто гетерогенный состав. На платформах часто на-
•блюдается обратная картина: крупные древние структуры платформен-
ного чехла дробятся, дифференцируются н создаются морфоструктуры
меньшего объема, чем выделяемые на тектонических картах аналогич-
ные образования.
Неотектонические движения и создаваемые ими морфоструктуры яв-
ляются главным фактором, определяющим современный рельеф, и по-
этому представляется наиболее оправданным учитывать их при выделе-
нии инженерно-геологических областей — таксономических единиц, обо-
собляемых по геоморфологическим признакам. При инженерно-геологи-
ческом анализе местности геоморфологическая характеристика ее долж-
на отражать генезис и историю формирования рельефа, его возраст,
связь с рельефом характера и размещения поверхностных отложений,
грунтовых вод, современных экзогенных геологических процессов, опи-
сание морфоструктуры, морфоскульптуры, морфометрии рельефа, явля-
ющихся важнейшими признаками строительной оценки территории. Со-
временные схемы геоморфологического районирования учитывают эти
признаки и могут служить основой для ниженерно-геологической типи-
зации территорий ио геоморфологическим признакам, т. е. для выделе-
ния инженерно-геологических областей.
На обзорных геоморфологических картах принято показывать ти-
пы рельефа, т. е. территории, в пределах которых сохраняется законо-
мерное сочетание форм рельефа, обусловленное общностью развития,
геологической структурой, новейшими тектоническими движениями и
ведущими экзогенными процессами. При этом в качестве крупнейших
геоморфологических элементов суши рассматриваются аккумулятивные
равнины, денудационные равнины и плато, эрозионно-тектонические го-
ры и нагорья.
Аккумулятивные равнины, представляющие области преимущест-
венно новейших опусканий, принято подразделять в зависимости от
30
главных факторов морфогенезиса на морские, озерные, озерно-ледиико-
вые, ледниковые и др. Внутренняя структура каждого из указанных ти-
пов равнин, как известно, существенно зависит от возраста, т. е. от вре-
мени геологического обособления территории с данным типом рельефа
от соседних участков земной коры с иным рельефом. По этому призна-
ку различаются плиоцен-нижнеплейстоценовыс, среднсплейстоценовыс,
верхнеплейстоценовые, голоценовые аккумулятивные равнипы. Обособ-
ление подобных геоморфологических элементов имеет важное инженер-
но-геологическое значение, так как позволяет охарактеризовать терри-
торию не только по строению рельефа, но и по генезису и возрасту об-
разующих этот рельеф новейших, в большинстве случаев четвертичных,
отложений. Поэтому совершенно правомерно, что аккумулятивные рав-
нины определенного генезиса и возраста рассматриваются как инженер-
но-геологические области первого или второго порядков.
Крупнейшие на территории СССР равнины (Восточно-Европейская
и Западно-Сибирская) имеют огромные протяжения в меридиональном
направлении. Важным событием в истории формирования этих равнин
были оледенения. Надвигавшиеся с севера ледники, с одной стороны,
подчинялись рельефу их ложа, созданного неотектоническими движени-
ями, а с другой стороны, создали разнообразные аккумулятивные, экза-
рационные и гляциотектонические формы рельефа. Ледники двигались
в меридиональном направлении и их рельефообразующее влияние скла-
дывалось с влиянием на формирование рельефа широтной климатичес-
кой зональности, что привело к зональному распространению основных
генетических типов рельефа на равнинах СССР. Северные пространст-
ва их слагают области ледниковой аккумуляции различного возраста,
важным элементом которых является, например, моренный пояс Русской
равнины. К югу располагается область полесий, а еще южнее — обшир-
ные территории степей с лессовым покровом. Таким образом, при инже-
нерно-геологической оценке местности требуется всесторонний подход к
классифицированию геоморфологических элементов: неотектонический,
палеогеографический и современный физико-геологический. Примером
такого подхода является схема инженерно-геологического районирова-
ния Западно-Сибирской платформы. Денудационные равнины и плато-
являются областями преимущественно слабых новейших поднятий.
Дальнейшее классифицирование их в инженерно-геологических целях
проводится в зависимости от характера геологических структур, на ко-
торых они сформированы. В качестве различных типов инженерно-гео-
логических областей различаются равнины и плато на горизонтально-
лежащих осадочных отложениях (Тургайский прогиб, Рыбинская впади-
на); плато па осадочных породах, интрудированных траппами (Приана-
барское, Приениссйское и др.); плато на горизонтально лежащих или
пологопадающих эффузивных породах (Тунгусский массив), на древнем
кристаллическом основании (Балтийский щит) и др.
Горные области складчатых зон образуют в рельефе линейные оро-
генные пояса. Горные пояса ио геологической истории их развития в
эпоху, предшествующую горообразованию, могут быть эпиплатформен-
ными или эпигеосинклинальными. В полном ее развитии горная страна
может быть представлена горными сооружениями и сопряженными с
ними межгорными и предгорными впадинами. Анализ рельефа горных
стран позволяет установить весьма важную общую черту строения гор-
ного рельефа — географическую или геоморфологическую зональности
(Костенко, 1970).
В условиях оптимального развития горной страны в сопряженных
системах главных движений (горных сооружений и ограничивающих их
31
Предгорных и межгорных впадин) сверху вниз выделяются четыре гео-
морфологические зоны с различным типом склонов и склоновых процес-
сов. Эти зоны расположены друг над другом: две в пределах горного со-
оружения (первая — внутренняя, вторая — внешняя горные зоны) и
две — предгорная и подгорно-равнинная, — соответственно простираю-
щиеся на склонах и в центральных районах межгорных и предгорных
впадин. Внутренняя горная зона характерна высокоподнятым, но слабо-
илн умеренно расчлененным рельефом. Она свойственна главным обра-
зом обширным горным сооружениям, у которых внутренние районы зна-
чительно удалены от главных базисов денудации. Так, например, высо-
коподнятый, но умеренно расчлененный рельеф описан во внутренних
районах горного сооружения Восточного Санна. В Тянь-Шане это рель-
еф сыртов, а на Памире — рельеф восточного н внутренних районов
Центрального, а также Северного Памира. В Копетдаге высоко подня-
тый, но умеренно и слабо расчлененный рельеф сохранился фрагментар-
но в центре горного сооружения. Значительные фрагменты этого релик-
тового рельефа встречаются вдоль южной государственной границы
Туркмении.
На Малом Кавказе древний умеренно расчлененный и высокопод-
нятый рельеф сохранился фрагментарно, а в пределах горного сооруже-
ния Большого Кавказа он фактически отсутствует. Близость главных
базисов эрозии — Черного и Каспийского морей в сочетании с линейно-
вытянутой и сравнительно узкой формой общего поднятия горного со-
оружения Большого Кавказа в альпийскую фазу его формирования при-
вели к полному уничтожению этого древнего реликтового рельефа пер-
вых этапов развития горного сооружения. В зависимости от высоты, на
которую был поднят рельеф первой геоморфологической зоны, на поло-
гих склонах выше снеговой линии развиваются гляциально-солифлюк-
ционные процессы, а ниже снеговой границы — делювиальные и грави-
тационно-делювиальные.
Вторая, или внешняя горная геоморфологическая, зона является на-
иболее глубоко расчлененной в каждом горном сооружении. В высоко-
горных странах рельеф этой зоны приобретает альпинотипный облик.
Эта зона является наиболее типичной н присутствует во всех без исклю-
чения горных сооружениях Евразийского орогенного пояса. Она отвеча-
ет главному этапу становления горной страны. На Кавказе весь рель-
еф горного сооружения отвечает рельефу внешней горной геоморфоло-
гической зоны. Этот же тип рельефа достигает своего наиболее полного
развития на Западном Памире и во внешних районах Северного Пами-
ра, т. е. районах, пограничных с межгорной впадиной. Почти весь Гис-
саро-Алай и внешние районы Центрального и Северного Тянь-Шаня
представлены глубоко расчлененным рельефом внешней горной зоны,
лежащей частично выше, а частично — ниже снеговой границы. Почти
весь Центральный и Восточный Копетдаг также представлен рельефом
внешней горной зоны. Склоны внешней горной зоны — самые крутые н
обширные у каждого горного сооружения. Поэтому они являются аре-
ной развития склоновых процессов наибольшей интенсивности, наиболь-
шего территориального распространения и в генетическом отношении
наиболее разнообразных.
Предгорная геоморфологическая зона располагается в области нео-
геновой аккумуляции, втянутой с позднего плиоцена и в течение плей-
стоцена в расширяющиеся поднятия горного сооружения. Поэтому она
как бы обрамляет системы хребтов, располагаясь на их склонах, общих
со смежными сопряженными впадинами. Рельеф этой зоны молодой и
характеризуется быстрым угасанием интенсивности расчленения в на-
32
правлении к центральным районам смежных впадин. Для Евразийского
орогенного пояса предгорная зона в современную эпоху во внеледннко-
вой области повсеместно располагается ниже снеговой границы, но в
эпоху наибольшего оледенения в некоторых высокогорных странах в
зону' преторий проникали концы больших древовидных ледников.
Склоны в зоне предгорий характеризуются ограниченным их распрост-
ранением с постепенным уменьшением их площади и крутизны в пря-
мой зависимости от интенсивности- расчленения. Соответственно наблю-
дается и смена гравитационных процессов делювиальными.
Четвертая зона — зона предгорных равнин, приурочена к наиболее
активно прогибающимся участкам впадин горной страны — от неболь-
ших внутрнгорпых мульдообразпых впадин до обширных межгорных н
предгорных прогибов. Здесь расчленение минимальное (для каждой
данной страны) и соответственно крайне ограниченное распространение
имеют склоны и склоновые процессы. Они приурочены, главным обра-
зом, к уступам террас.
Разделение регионов на ннжснерно-геологические области разных
порядков в соответствии с рассмотренной схемой позволяет обособить
территории с одинаковым геоморфологическим строением и тесно свя-
занными с рельефом генетическими комплексами новейших отложений.
Оно позволяет также учесть обводненность территории, обусловленную
грунтовыми водами, так как обильность последних, условия формирова-
ния, режим и динамика во многом определяются характером рельефа,
составом и сложением поверхностных образований.
Выделением инженерно-геологических областей заканчивается рай-
онирование, принятое при описании территории в настоящей моногра-
фии. Не следует забывать, однако, что слагающие область горные по-
роды могут существенно различаться составом, структурно-текстурными
характеристиками, состоянием и физико-механическими свойствами, а
также связанными с особенностями геологического строения экзогенны-
ми процессами и гидрогеологическими условиями. Как указывалось, по
этим признакам внутри областей выделяются инженерно-геологические
районы. Обычно границы районов совпадают с границами распростра-
нения пород одной геологической формации или одного геолого-генети-
ческого комплекса.
Важное значение при инженерно-геологическом районировании име-
ет выбор такой схемы, которая позволила бы учесть не только регио-
нальные, но и зональные закономерности инженерно-геологических ус-
ловий. Выше неоднократно подчеркивалось, что влияние зональности
как широтной, так и вертикальной, сказывается на формировании опре-
деленных генетических типов континентальных неоген-четвертичных от-
ложений и рельефа, составе и условиях залегания грунтовых вод, воз-
никновении и интенсивности многих экзогенных геологических процес-
сов. В региональном цлаие роль географической зональности особенно
велика в связи с широким распространением на территории СССР мно-
голетнемерзлых пород. В самом начале этого раздела указывалось, что
и в этом случае контролирующее положение занимают региональные,
структурно-тектонические факторы. Отмечалось также, что в мерзлотно-
геологическом районировании наметились также отчетливые тенденции
основываться на геолого-структурных закономерностях. Геолого-струк-
турный подход к выделению крупнейших таксономических единиц (ре^
гионов и областей) был принят при инженерно-геологическом райониро-
вании территорий вечной мерзлоты и в настоящей монографии.
Распространение и характер вечной мерзлоты зависят от условий
теплообмена пород на поверхности, условий теплопередачи внутри мас-
33
сива горных пород и нижпих граничных условий теплообмена, опреде-
ляемых теплопотоками снизу. Решающее влияние на формирование ус-
ловий теплообмена на поверхности Земли оказывают климат, строение
рельефа, гидрология, геоботанические факторы; температурный режим
мерзлой толщи и ее строение определяются геологическими фактора-
ми — составом, строением и мощностью четвертичных отложений, а так-
же условиями залегания, составом, трещиноватостью подстилающих по-
род; величины кондуктивных теплопотоков существенно зависят от гид-
рогеологических факторов. Многочисленными исследованиями показано,,
что в зависимости от перечисленных факторов в пределах одной клима-
тической зоны изменения в мерзлотных условиях (мощность температу-
ра мерзлоты) могут быть не менее резкими, чем при переходе от одной
зоны к другой. Важно подчеркнуть, что для ипжеперно-геологической’
оценки территории важны не только мощность и температура много-
летнемерзлых пород, но и их литолого-генетические особенности, опре-
деляющие криогенное строение толщи, глубину сезонного протаивания,
льдистость, мерзлотные процессы и другие важные характеристики. Из-
ложенные соображения позволили использовать приведенную выше об-
щую схему инженерно-геологического районирования и для территорий
развития мпоголетнемерзлых пород. Систематическое инженерпо-геоло-
гическое описание в настоящей монографии выделенных регионов пока-
зало, что мерзлотные особенности их вскрываются при этом достаточно»
убедительно и полно.
Рассмотренные в настоящей главе положения свидетельствуют о
больших преимуществах геолого-структурпого подхода к инженерно-
геологическому районированию. Разделение территории на соподчинен-
ные единицы по изложенной схеме позволяет выявить закономерности?
распространения в земной коре горных пород, имеющих определенный
инженерно-геологический облик, установить закономерности строения
слагаемых ими комплексов в различных структурно-фациальных усло-
виях, показать условия залегания и характер дислоцированности горных
пород в разных тектонических структурах, выявить закономерности’
строения рельефа и распространения отдельных его типов, а также осо-
бенности неотектопической обстановки, установить изменения гидрогео-
логических условий в зависимости от геолого-структурных и геоморфо-
логических факторов, обособить территории, характеризующиеся*
определенными типами и направленностью современных геологических
процессов, учесть влияние зональных факторов на формирование инже-
нерно-геологической обстановки. Принятая схема дает возможность ти-
пизации инженерно-геологических обстановок и открывает пути к их ко-
личественной оценке и региональному комплексному прогнозированию
изменений, вызванных инженерной деятельностью.
В заключение следует сказать еще об одном, практически важном*
преимуществе геолого-структурного подхода к инженерно-геологическо-
му районированию. Общая геологическая изученность территории СССР*
значительно более подробна, чем ее инженерно-геологическая изучен-
ность. В этих условиях чрезвычайно важно иметь метод, позволяющий
при планировании и организации специальных изысканий получить мак-
симальное количество инженерно-геологических сведений на основе име-
ющихся геологических материалов.
Инжеперпо-геологическое районирование территории СССР, осно-
ванное на изложенных идеях, выполнено в настоящей монографии как.
региональное: каждая последующая территориальная единица обособ-
лена внутри предыдущей и является непрерывной в пространстве. Наи-
более крупные таксономические подразделения инженерно-геологические-
34
регионы первого порядка, выделяются в соответствии с современными
тектоническими схемами (рис. 3).
На территории СССР такими регионами в соответствии с тектони-
ческой схемой, составленной А. А. Богдановым (1964), являются: 1 —
регионы древних докембрийских платформ (Русской и Сибирской); II —
регионы молодых эпипалеозойских плит (Западно-Сибирской, Туран-
ской, Скифской); III — регионы байкальской складчатости (Байкаль-
ский, Енисейский, Туруханский, Таймырский); IV — регионы раннепа-
леозойской (каледонской) складчатости (Алтае-Саянский, Западно-Ка-
захстанский); V — регионы позднепалеозойской (гсрцинской) складча-
тости (Уральский, Восточно-Казахстанский, Тянь-Шаньский); VI —
регионы мезозойской складчатости (Верхоянский, Восточно-Забайкаль-
ско-Приамурский, Охотско-Чукотский и др.); VII — регионы альпийской
складчатости юга СССР (Карпатский, Крымский, Кавказский, Копет-
дагский, Памирский); VIII — регионы альпийской складчатости Востока
СССР (Камчатский, Сахалинский). Следует, однако, оговориться, что в
•структуре монографии допущены некоторые изменения схемы райониро-
вания, вызванные желанием дать монографическое описание террито-
рий, единых не только в инженерно-геологическом, но и в территориально-
экономическом отношении (Казахстан, Средняя Азия, Дальний Восток).
Внутри каждого региона первого порядка выделены территории (ре-
гионы второго порядка), отвечающие, как правило, крупным геолого-
структурным элементам платформ или складчатых областей. Западно-
Сибирская плита рассматривается как единый инженерно-геологический
регион и разделяется на инженерно-геологические области, что позволи-
•ло более полно показать инженерно-геологические особенности отдельных
ее частей, обусловленные строением приповерхностной толщи и широт-
ной зональностью.
Принципиальная схема последовательного инженерно-геологичес-
кого районирования, изложенная выше, может быть принята за основу
и при инженерно-геологической типизации территории, т. е. при так
'Называемом типологическом районировании. Применительно к задачам
последнего определенными типами инженерно-геологических регионов,
•обладающих сходством наиболее важных инженерно-геологических черт,
можно назвать уже рассмотренные выше щиты древних платформ,
структуры нх осадочного чехла, молодые плиты, структурные образова-
ния складчатых стран. При типологическом районировании территории
на уровне инженерно-геологических областей в качестве самостоятель-
ных типов могут рассматриваться аккумулятивные равнины различного
генезиса и возраст, разнообразные денудационные плато и горные со-
оружения.
Достоинства типологического районирования очевидны. Типологи-
•ческое инженерно-геологическое районирование (инженерно-геологиче-
ская типизация территории) позволяет сравнивать разобщенные в про-
странстве таксономические единицы одного типа, использовать резуль-
таты изысканий, проектирования и строительства для экстраполяции на
неизученные территории, широко пользоваться методом инженерно-гео-
логических аналогий для прогнозирования изменений, вызываемых хо-
зяйственной деятельностью человека. Весьма важно, чтобы н региональ-
ное и типологическое районирование выполнялись по единым призна-
кам. Предлагаемая схема и в этом смысле представляется достаточно
плодотворной.
35
yoHJ?h
Рис. 3. Схема инженерно-геологического районирования территории
СССР.
I — Регионы Русской платформы: I» — Балтийский (Балтийский
щит); 1г — Украинский (Украинский кристаллический массив); к—
Тиманский (Тиманская антеклиза); I» — Прибалтийский; Т» —Мо-
сковский (Московская синеклиза); I»— Печорский (Печорская си-
неклиза); Ь- - Дпепрозско-Донецкий (Днепровско-Донецкая синекли-
за и се обрамление): I»— Воронежский (Воронежская антеклиза);
1о — Приволжский (Приволжское поднятие); 1ц>— Волго-Уэальский
(Волго-Уральская антеклиза); 1ц—Донецкий (Донецкий бассейн);
Г is —Прикаспийский (Прикаспийская синеклиза и ее обрамление);
Iо — Предкавказский:	I и — Причерноморский (Причерноморская
впадина); 1ц— Предкарпатский (Предкарпатский поогиб)
II — Регионы Сибирской платформы* Ik— Анабарский: П»— Алдан-
ский; Пл — Енисейский: Ik — Норильске Турухапский; II» — Приана-
барский; ТЦ — Приялдянский; II? — Оленекский: II» — Восточио Ени-
сейский. II» — Ангарский: II<> — Прибайкальский: Пи—Тунгусский;
Пи —Западно-Тунгусский: Пи — Восточно-Тунгусский; Пн — Та-
сеевский; Iks— Ангаро-Ленский: 1Т»П — Иркутский: Пп — Канский:
Hie — Рыбинский: П|» — Аигаоо-Вилюйский: IL»— Вилюйгкий; Пл—
Аиабаро-Леиский; П»» — Приверхояпский
III — Регионы Забайкальской складчатой страны* IIIt — Байкало-
Становой* Ills—Джуглжуро-Стаиовой. Ills — Байкало-Патомский:
Ilk — Селеигино-Витимский; Tils — Монголо-Охотский.
IV--Регионы Алтае-Саянской складчатой страны: IV( — Восточно-
Саянский; IVs — Саигилеиский: IV-> — Саяно-Алатаускнй; IV» — За-
падно-Саянский; IV.» — Тувинский: IV» — Минусинский: IV? — Гооно-
Алтайский; IV» — Саланрский; IV» — Неня-Чумышский; IVie — Куз-
нецкий: IVi 1 — Колываиь-Томский
V — Регионы Казахской складчатой страны* V< — Северо-Тяньшань-
ский; Vi — Чингиз-Тарба-атайский; Vi — Джунгарский; V« — Алтай-
ский (Рудный Алтай); V» - Иртыш-Зайсанский; V» — Аляколь-Бал-
хашский; V? — Кокчетав-Улутауский; V»--Центрально-Казахстан-
ский.
VI — Регионы Урало-Новоземелчской горной страны: Vk — Пай-
Хой — Новоземельскнй; Vh — Западно-Уральский. Vk— Централь-
но-Уральский; Vk — Восточно-Уральский; VL— Магнитогорский;
VI» — Урало-Тобольский.
(HI — Регионы Таймыро-Североземсльской складчатой страны: VIIt—
Таймыро-Североземельский; VTT2 — Предтаймырский.
VIII — Инженерно-геоло! нческие области Западно-Сибирской плиты:
А — преимущественного развития четвертичных морских отложений;
Б — то же ледниковых четвертичных отложений; В—то же озерио-
аллювиальных верхнеплиоцеи-четвертичных отложений; Г — то же
континентальных мезокайнозойских отложений; Д — тоже верхнечет-
вертичных и современных аллювиальных отложений (крупных реч-
ных долин).
IX —Регионы Тураиской плиты: IXt — Тургайский; IX, — Мангыш-
лак-Устюртский; 1Х3 — Амударьинский; 1Х4 — Сырдарьипский; IX»—
Чу-Сарысуйский.
X —Регионы горно-складчатых сооружений Средней Азии: Xt —
Севе.эо-Тяньшаньский; Х2 — Срединно-Тяиьшаньский; Хз — Южно-
Тяпьшапьский; Х« Южно-Таджикский; Х$ — Ферганский; Х6 Прн-
ташкентский; Х7 — Центрально-Кызылкумский; Х8 — 1 (амирский;
X» — Копетдагский; Хц> — Предкопетдагский; Xi 1 — Западно-Турк-
менский, Хи — Больше-Балхаиский.
XI — Регионы Тихоокеанской геосииклииальиой области XL—Омо-
лонский; Х18— Верхоянский; XL — Яио-Колымский; XL— Прико-
лымский; Xis — Момский; Х1«— Олойский, XL — Восточно-Чукот-
ский; XI» — Анюйско-Чукотский; Х1а — Чукотский; XLo — Охотский;
XLi — Пеижинско-Анадырский; ХЬг — Тауйско-Тайгоносский; XLs —
Корякский; XLs— Анадырский; XLs — Хингано-Буреинский; XLa —
Тукурингра-Джагдинский; XL? — Удский; XI и — Буреинский;
XIt« — Амуро-Зейский; Х12о — Верхне-Зейский; XLi — Арссньевский;
XI22 — Сихотэ-Алинский; ХГ23 — Нижне-Амурский; XI2i — Средне-
Амурский, XLs — Прихаикайский: XLe— Восточно-Сихотэ-Алипский;
XL? — Сахалинский; Х1г8 — Курило-Камчатско-Олюторский.
XII — Регионы Альпийской складчатой системы юга европейской час-
ти СССР: XIL — Карпатский; XIL — Закарпатский; ХП.з — Крым-
ский; XIL — Терско-Каспийский и Кусаро-Дивнчинский; ХИ, —Ин-
доло-Кубанский; ХПв —Мегаантиклннорий Большого Кавказа;
XIL — Рионский (предгорные прогибы Западной Грузии; Колхид-
ский прО1иб); Xllg — Дзирульский (Дзирульско-Окрибская зона под-
нятий); XII» — Куринский (Куринская впадина, Лпшероно-Кобы-
станский прогиб); XILs — Мегааитиклипорий Малого Кавказа.
Границы* XIII — инженерно-геологических регионов первого поряд-
ка; XIV — инженерно-геологических регионов второго порядка;
XV — инженерно-геологических областей
ЧАСТЬ II. РУССКАЯ ПЛАТФОРМА
ВВЕДЕНИЕ
В пределах Русской, или Восточно-Европейской платформы, распо-
ложена значительная часть РСФСР, Белорусская, Украинская, Латвий-
ская, Литовская, Эстонская, Молдавская и часть Казахской ССР. Это
наиболее промышленно развитая и густонаселенная часть Советского
Союза, занимающая ведущее положение и в области сельскохозяйст-
венного производства. В ее недрах скрыты большие запасы угля, нефти,
природного газа, черных металлов и многих других полезных ископае-
мых.
По строению рельефа Русская платформа представляет собой ти-
пичную равнину с небольшой амплитудой высот. Природа Русской рав-
нины многообразна. На севере, вдоль берегов Полярного бассейна, тя-
нется безлесая тундра. Значительная часть этой суровой по климати-
ческим условиям зоны занята многолетней мерзлотой. К югу тундра
сменяется широкой полосой лесов, а еше южнее — плодородными сте-
пями. Только на крайнем юго-востоке, в Прикаспии, степи переходят в
полупустыни и пустыни. Русская платформа наиболее изученная в ин-
женерно-геологическом отношении часть Советского Союза. Геологиче-
ские исследования для обоснования строительства крупных сооружений
(преимущественно железнодорожных линий) были начаты здесь еще до
революции. Значительно расширился фронт инженерно-геологических ис-
следований в первые послереволюционные годы в связи с осуществле-
нием плана ГОЭЛРО и строительством ряда крупных гидроэнергетиче-
ских сооружений (Волховская, Нижнесвирская и Днепровская ГЭС).
Осуществление пятилетних планов развития народного хозяйства СССР
в последующие годы вызвало дальнейшее расширение всех видов строи-
тельства: гражданского, промышленного, гидротехнического и дорожно-
го. На Волге, Каме и Днепре был возведен каскад ГЭС, обеспечивших
народное хозяйство страны дешевой энергией и превративших реки в
глубоководные транспортные магистрали. Строительство каналов (Бе-
ломоро-Балтийского, Москва—Волга, Волго-Дон, Волга — Балтийское
море и Днепр — Балтийское море) позволило соединить крупнейшие ре-
ки Русской равнины и пять морей, омывающих западную часть Совет-
38
ского Союза, в единую водно-транспортную систему. В различных ча-
стях региона было выстроено большое число промышленных предприя-
тий, ТЭЦ, городов и рабочих поселков, транспортных и иных коммуни-
каций.
Строительство сопровождалось выполнением большого объема ип-
женерно-геологичсских исследований. Только на территории Москвы
и Ленинграда за 50 лет были пройдены многие десятки тысяч скважин
и горных выработок и выполнены сотни тысяч лабораторных анализов.
Проблемы строительства крупных сооружений привлекли внимание ис-
следователей к изучению современных геологических процессов: карста,
оползней, эрозии, многолетнего и сезонного промерзания горных пород.
Осуществление некоторых крупных инженерных проектов (пере-
броски стока северных рек в бассейн Камы и Волги, мелиорации засуш-
ливых районов юга Украины, Предкавказья, Заволжья) потребовало
выполнения региональных инженерно-геологических исследований, охва-
тивших значительную часть Русской платформы. В результате выполне-
ния всех этих работ накопился большой фактический материал, харак-
теризующий инженерно-геологические условия в различных частях плат-
формы. Анализ этого материала позволил перейти от конкретных
инженерно-геологических исследований к составлению научных обобще-
ний и выявлению общих закономерностей, свойственных всей платформе
в целом или отдельным ее частям. Большое внимание было уделено
также инженерно-геологической характеристике различных комплексов
и типов отложений, распространенных в пределах этого региона.
Первое обобщение в масштабах всей Русской платформы было сде-
лано И. В. Поповым в книге «Инженерная геология СССР», ч. II (1965).
Им была предложена также схема инженерно-геологического райони-
рования Русской платформы, принятая с некоторыми изменениями и в
настоящей монографии. В книге приведен интересный материал, харак-
теризующий инженерно-геологические условия в различных частях Рус-
ской платформы. Более полное описание регионов содержится в настоя-
щей монографии основанной на обобщении большого фактического
материала, предоставленного авторам проектными, изыскательскими и
научно-исследовательскими огранизациями, проводящими работу на тер-
ритории Русской платформы. К их числу относятся Гидропроект, Фун-
даментпроект, ПНИИИС Госстроя СССР, Институт минеральных ресур-
сов МГ УССР, Комигражданпроект, ПечорНИПИнефть, ГПИ-6, тресты
инженерно-строительных изысканий (Ленинградский, Архангельский,
Вологодский, Ярославский и др.), их отделы и отделения, территориаль-
ные геологические управления, расположенные в пределах европейской
части СССР, Воронежский Государственный университет, Воронежский
политехнический институт и др.
Основная работа по составлению и подготовке тома к изданию бы-
ла выполнена сотрудниками 2-го Гидрогеологического управления Ми-
нистерства геологии СССР. В составлении отдельных глав и разделов
принимали участие сотрудники Московского и Одесского университетов,
Московского геологоразведочного и Ленинградского горного институ-
тов, ВСЕГИНГЕО, ПНИИИСа, Фуидаментпроекта, Института мине-
ральных ресурсов Министерства геологин УССР, Института геологиче-
ских наук АН УССР, Укргипроводхоза, Укргипрошахт, БелНИГРИ,
БелГИИЗа, ВНИИМОРГЕО, НИИГА, трестов Киевгеология, Днепргео-
логия, Производственного объединения «Стройизыскания», Черкасской
и Молдавской гидрогеологических экспедиций и др. Графические работы
выполнены В. Н. Горюновой, В. С. Игнатьевой и Л. А. Разореновой.
РАЗДЕЛ 1
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИИ
РУССКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ИСТОРИЯ
ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
ГЛАВА 1
КРАТКАЯ ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ
И ЭКОНОМИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ТЕРРИТОРИИ
В орографическом отношении Русская платформа представляет со-
бой обширную континентальную равнину площадью около 5,5 млн. км2,
именуемую в географических описаниях Русской, или Восточно-Европей-
ской равниной. На востоке она ограничена горными сооружениями Ура-
ла и Мугоджар, на юго-западе — Карпатами, на западе — уходит за
пределы СССР на территорию ПНР и ГДР. Па юге границей платфор-
мы служат горные системы Крыма и Кавказа и впадины Каспийского и
Черного морей, на севере — платформа уходит под уровень морей по-
лярного бассейна, образуя обширные континентальные шельфы. Абсо-
лютные отметки поверхности равнины изменяются от —28 м на берегах
Каспия до 450—517 м в пределах наиболее крупных возвышенностей.
Исключением является только цепь невысоких горных массивов на Коль-
ском полуострове, где отметки достигают 1191 м. Средняя абсолютная
высота равнины около 170 м. Участки равнины, превышающие эту от-
метку, носят характер возвышенностей, а имеющие более низкие отмет-
ки — характер низменностей (рис. 4). Наиболее крупными возвышенно-
стями являются Украинская (515 м), Высокое Заволжье (517 м), При-
волжская (337 м), Валдайская (346 м) и Средне-Русека я (310 м). Здесь
находятся также два почти полностью срезанных денудацией горных
кряжа: Донецкий (367 м) и Тиманский (471 м). Большинство возвышен-
ностей вытянуто в субмеридиональном направлении. Наиболее обшир-
ные и погруженные низменности располагаются в краевых частях Рус-
ской равнины: Прикаспийская, Причерноморская, Печорская. Ряд
низменностей имеется и в ее центральных частях: Окско-Донская, Ме-
щерская и др. Главный водораздел Русской равнины, разделяющий бас-
сейн северных и южных морей, проходит по Белорусско-Смолёнско-Мос-
ковской и Валдайской возвышенностям, затем сворачивает к северу в
район Белого моря и далее принимает субширотпос направление, слож-
но изгибаясь в пределах Северных увалов. Отметки водораздела иа
преобладающем протяжении ие превышают 200—250 м, а местами сни-
жаются даже ниже 200 м и только в районе Валдайской возвышенно-
40
сти оли возрастают до 320—346 м. Здесь расположен наиболее важный
узел водораздела, где берут начало крупнейшие реки европейской части
Союза: Волга, Днепр, Западная Двина.
Климат Русской равнины формируется под влиянием солнечной ра-
диации и адвекции тепла со стороны Атлантического океана. В связи
с громадными размерами территории количество тепла, получаемое, зем-
ной поверхностью в пределах равнины в форме солнечной радиации,
Рмс 4 Гипсометрическая схема Русской платформы. Абсолютные высоты, м: I —
свыше 500; 2 — 500—350; 3 — 350 175; 4 — 350—250; 5 — 250—175; 6—175—0: 7 —
175—100; 8—100—50; 9—50—0; 10—регнопальпыс уступы (3 и 6 — выделены
только на Кольском п-ове)
изменяется в весьма широких пределах: от 60 ккал/см2 в год на Край-
нем Севере до 120 на юге Украины и 130 ккал/см2 в* год в Прикаспии.
Изолинии суммарной солнечной радиации имеют субширотное направ-
ление и только на западе, где наблюдается повышенная облачность, за-
метно отклоняются к югу. Значительная часть тепла, получаемого в
форме радиации, затрачивается на отражение, поглощение и излуче-
ние. Итоговая величина, определяющая количество тепла, поглощаемое
земной поверхностью (остаточная радиация, или радиационный баланс),
иа севере Восточно-Европейской равнины не превышает 20 ккал/см2 в
год, на юге возрастает до 60 ккал/см2 в год. Остаточная радиация рас-
ходуется, главным образом, на испарение и нагревание атмосферы (тур-
булентный теплообмен). На пространственное распределение этих ве-
личин влияет ие только широта местности, но и характер подстилающей
поверхности, в особенности степень ее увлажнения (наличие болот, за-
болоченных земель, водных объектов). Годовая затрата тепла на ис-
парение изменяется от 5 ккал/см2 в год на Крайнем Севере до 25 ккал/см2
в год на юге, возрастая в сильно заболоченных районах, Припятском
Полесье и Мещере, до 25—30 ккал/см2 в год. Затраты тепла на турбу-
лентный теплообмен составляют от 5 ккал/см2 в год на севере до
25 ккал/см2 в год на юге, резко увеличиваясь в засушливых районах
Прикаспия и падая в районах избыточного увлажнения.
Другим важнейшим климатообразующим фактором является цир-
куляция атмосферы, вызывающая перераспределение тепла над поверх-
ностью равнины. Как показывают расчеты, количество тепла, получае-
мое за счет адвективного теплопереноса, составляет в умеренных широ-
тах более 50% общего его прихода (Борисов, 1970).
В пределах Восточно-Европейской равнины перемещение воздуш-
ных масс носит преимущественно широтный характер: с запада, со сто-
роны Атлантического океана, на восток, в глубь континента. Это имеет
большое значение для климата региона, в особенности его западной ча-
сти, так как обеспечивает распределение тепла, приносимого Гольфстри-
мом, на обширную территорию. Широтная циркуляция особенно ярко
выражена в зимнее время года. Теплый воздух, поступающий со сторо-
ны океана, при движении над равниной постепенно охлаждается, поэто-
му восточные районы страны в это время всегда холоднее западных.
В летнее время обычно наблюдается обратное соотношение, поскольку
морской воздух холоднее континентального. По мере ослабления влия-
ния Атлантического океана в восточном направлении заметно возраста-
ет и континентальность климата. В соответствии с этими общими зако-
номерностями климат Восточно-Европейской равнины изменяется от
морского в прибрежных районах Прибалтики до континентального, а
местами резко континентального в Предуралье и Прикаспии. С воздуш-
ными массами, приходящими на территорию Восточно-Европейской рав-
нины со стороны Атлантики, а на Украину также со стороны Средизем-
ного моря, поступают основные массы влаги, поэтому климат западных
районов более влажный, чем восточных.
Меридиональная циркуляция воздушных масс имеет подчиненное
значение и наблюдается главным образом в летнее время года. На се-
вере в летние месяцы часто наблюдается вторжение на континент мор-
ских аркгических масс воздуха, на юге— континентально-тропического
воздуха из Средней Азии, Ирана, Аравии и Сахары. При перемещении
воздушных масс над территорией равнины происходит постепенная их
трансформация в местный континентальный воздух умеренных широт,
знмой из-за радиационного выхолаживания над снежным покровом, ле-
том из-за прогревания над нагретой подстилающей поверхностью.
42
Средняя годовая температура воздуха на территории Русской рав-
нины изменяется от —4 до 4- Кг. Зимой средние температуры падают до
—5° на юге Украины и Предкавказье и до —20° на крайнем северо-вос-
токе; летом они повышаются, до 10° на побережье Баренцева моря н
до 24° в Прикаспии. В летние месяцы изотермы имеют субширотное
направление, а с октября по март во всей северной и центральной ча-
стях территории — почти меридиональное, что объяспяется поступлением
на континент громадных масс тепла со стороны Атлантического океана.
Разность средних температур самого холодного и самого теплого
месяцев года (основной показатель характеризующий степень конти-
нентальности климата) на западе, в Карелии и на Кольском полуостро-
ве, не превышает 15°, т. е. имеет примерно такие же зпачения, как и
на Черноморском побережье Кавказа. На востоке же, в Предуралье,
возрастает до 25—30°. В этом же направлении растут и суточные коле-
бания температур (от 6 до 10е).
Годовая сумма осадков на Русской равнине изменяется в очень ши-
роких пределах: от 600—800 мм в западных районах равнины до 100—
200 мм на Каспийском побережье. Сравнительно небольшое количество
осадков выпадает в прибрежной части Баренцева моря (300—400 мм).
На распределении осадков сказывается характер подстилающей поверх-
ности: на склонах возвышенностей, ориентированных нормально к про-
ходящим фронтам, осадков выпадает значительно больше, чем на окру-
жающих равнинах. Такое увеличение осадков заметно, например, на
западном склоне Тимана, на Северных Увалах и на горных тундрах
Кольского полуострова, где количество осадков местами возрастает до
900 мм (Хибины). Хотя на севере осадков выпадает немного, но испаря-
емость здесь еще меньше (100—200 мм). В результате весь Европейский
Север попадает в зону избыточного увлажнения. В средней полосе ис-
паряемость приближается по своим значениям к осадкам или несколько
их превышает — это зона достаточного или умеренного увлажнения.
На юге Украины испаряемость достигает 800 мм, а в Прикаспии —
даже 1000—1 300 мм, осадков же в 2—6 раз меньше. Это зона недо-
статочного увлажнения.
Гидрографическая сеть Русской равнины относится к бассейнам
Балтийского, Белого, Баренцева, Черного, Азовского и Каспийского мо-
рей. Крупнейшими реками являются Волга, Дон, Днепр, Днестр, Юж-
ный Буг, Западная и Северная Двина, Мезень и Печора. Все реки Рус-
ской равнины характеризуются восточноевропейским режимом стока с
преобладанием снежного питания и весенним паводком. Средний модуль
стока достигает максимальной величины у 64 параллели — с 1 км2 до
10—12 л/с. К северу модуль стока снижается незначительно- с I км*
до 8 л/с, к югу — очень резко — до нуля в Прикаспии. В северной части
равнины, в районах с холмистым рельефом и слабо развитой эрозион-
ной сетью располагается большое количество озер. Особенно многочис-
ленны озера в Карелии (озерное плато). Значительное число крупных
озер расположено также на северо-западе Русской равнины. На осталь-
ной территории в изобилии встречаются только мелкие озера в речных
поймах.
Почвенный н растительный покров Русской равнины тесно связан
с климатическими особенностями территории и песет на себе яркие чер-
ты широтной зональности. При движении с северо-запада на юго-восток
наблюдается постепенная смеиа тундрово-глеевых, подзолистых, дерно-
во-подзолистых, серых лесных, черноземных, каштановых и бурых пус-
тынно-степных почв. В северной части территории широко развиты так-
же подзолисто-болотные и болотные почвы, па юге — солонцы и солон-
43
чаки. Одновременно с почвенным покровом меняется и растительность.
Мохово-лишайниковые и кустарничковые тундры Крайнего Севера сме-
няются вначале лесотундрой, затем — елово-мелколиственными, а еще
южнее — широколиственными лесами. Южная часть равнины занята
влажными (злаково-разнотравными) и засушливыми степями, перехо-
дящими в Прикаспийской впадине в полупустыни и пустыни. Ландшафт-
но-климатическая зональность имеет существенное значение при оценке
инженерно-геологических условий строительства и рассмотрена подроб-
нее в гл. 4.
В экономическом отношении рассматриваемый регион занимает ве-
дущее место среди других районов нашей страны. В пределах Восточ-
но-Европейской равнины расположена значительная часть РСФСР, Ук-
раинская, Белорусская, Молдавская, Литовская, Латвийская и Эстон-
ская С.СР. Здесь проживает около 65% всего населения СССР, сосре-
доточена основная часть промышленного и сельскохозяйственного про-
изводства, расположены крупнейшие экономические и культурные цент-
ры страны.
Эта часть территории СССР располагает большими сырьевыми и
топливно-энергетическими ресурсами. В ее пределах находится ряд круп-
нейших месторождений полезных ископаемых: черных металлов,
газа, угля и др. Наиболее крупным железорудным месторождением
является Курская магнитная аномалия с уникальными запасами руд
(50 млрд. т). На Украине расположен Криворожский бассейн — одна
из основных баз черной металлургии Советского Союза. На левобе-
режье Днепра разведан и готовится к эксплуатации ряд новых место-
рождений, образующих Кременчугскую магнитную аномалию. Желез-
ные руды неглубокого залегания найдены также в ряде районов Днепро-
петровской области. В Запорожской области осваивается Белозерское
месторождение. Большими запасами бурых железняков, содержащих
ценные примеси, располагает Керченский железорудный бассейн. Общие
запасы железных руд Украины составляют около 30% разведанных за-
пасов страны. В последние годы расширяется добыча железной руды в
Северо-Западном экономическом районе — на Кольском полуострове
и в Карелии. Крупные месторождения марганца разрабатываются в
Приднепровье, ртути — в Донбассе, никеля — на Кольском полуост-
рове.
На Украине расположен один из крупнейших в стране угольных
бассейнов — Донбасс, снабжающий углем металлургическую и другие
отрасли промышленности юга страны. В пределах Днепровско-Донецкой
впадины разведан и сдан в эксплуатацию крупный буроугольный бас-
сейн, где разработка угля ведется открытым способом. В последние го-
ды на Украине начал осваиваться Львовско-Волынский угольный бас-
сейн. Ввод в строй новых угольных месторождений значительно улучшит
топливный баланс Украины.
На северо-востоке РСФСР в Печорском бассейне освоены крупней-
шие месторождения угля, превышающие по запасам Донбасс и пред-
ставленные углями всех марок. В 10-й пятилетке добыча угля в этом
бассейне будет значительно расширена.
В пределах европейской части РСФСР расположены две нефтега-
зоносных провинции: Волго-Уральская и Тимано-Псчорская. В бассейне
Печоры открыты месторождения газа и пофти. Освоение природных
ресурсов Тимано-Печорской провинции — одна из важных задач рас-
ширения сырьевой базы народного хозяйства СССР в 10-й пятилетке.
Нефть и газ имеются па Украине (Предкарпатский краевой прогиб,
Днепровско-Донецкая впадина) и в Белоруссии (Припятская впадина).
44
Рассматриваемый регион располагает также практически неогра-
ниченными запасами калийной и каменной солей, крупными месторож-
дениями апатитов, различных строительных материалов и многих дру-
гих рудпых и нерудных полезных ископаемых.
Основой энергетики европейский части СССР являются тепловые
электростанции, работающие па местном или привозном топливе. Су-
щественную роль играет также использование водно-энергетических ре-
сурсов. На крупнейших реках — Волге и Каме — сооружен каскад ГЭС
общей мощностью около 15 млн. кВт, что обеспечивает выработку
53 млрд. кВт-ч электроэнергии в год. Переброска стока северных рек
в Каму и Волгу позволит дополнительно значительно увеличить выра-
ботку энергии па Камско-Волжском каскаде. Ряд ГЭС выстроен па
более мелких реках (на Кольском пол\острове, в Карелии и Прибал-
тике).
Значительное развитие получила в последнее десятилетие атомная
энергетика. Уже действуют Нововоронежская, Кольская, Ленинградская
АЭС, ведется строительство Курской, Смоленской, Южно-Украинской
АЭС и др. На базе имеющихся запасов сырья и топливно-энергетичес-
ких ресурсов в европейской части СССР создана крупная современная
промышленность, которая является основой экономической мощи
СССР.
В сельском хозяйстве европейской части СССР ведущее место за-
нимает земледелие. Центрально-Черноземный район, Поволжье, Север-
ный Кавказ и Украина являются главной житницей страны. В послед-
ние десятилетия большое внимание уделяется искусственному ороше-
нию южных районов Русской равнины, страдающих периодически о г
засух. В настоящее время завершена реконструкция существующих оро-
сительных систем и впервые созданы крупные районы орошения зер-
новых культур на юге Украины, Северном Кавказе и в Поволжье По-
строены оросительные системы для возделывания риса на Кубани, в
Ростовской и Астраханской областях. Осуществляются защитные меро-
приятия по борьбе с водной и ветровой эрозией почв. В районах избы-
точного увлажнения (Припятское, Деспинскос полесья, Мещера и др.)
проводятся значительные по объему осушительные работы.
Основные направления дальнейшего развития народного хозяйства
европейской части СССР в десятой пятилетке и на период долгосрочной
перспективы определяются социально-экономическими задачами разви-
тия страны, предусмотренными Пршраммой КПСС и решениями XXV
съезда партии. Неуклонный рост промышленного производства требу-
ет в первую очередь ускоренного развития топливно-энергетической ба-
зы. Решение этой проблемы будет идти по линии вовлечения в хозяй-
ственный оборот местных энергетических и топливных ресурсов, строи-
тельства ряда крупных атомных электростанций, в первую очередь в
центральных и западных районах, наименее обеспеченных энергетиче-
скими ресурсами, передачи топлива из восточных районов страны по
различным транспортным системам.
Весьма острой становится проблема обеспечения народного хозяй-
ства водой. Уже в настоящее время в ряде районов европейской части
•Союза (Центральный, Центрально-Черноземный, Донбасс, Заволжье,
Молдавия и др.) ощущается недостаток воды. В дальнейшем в связи
со значительным ростом потребления напряженность в снабжении водой
заметно обострится. Для решения этой проблемы в 10-й пятилетке на-
мечается завершить строительство ряда крупных водных систем: Вазу-
□а Москва, Вилия—Минск, Днепр—Донбасс. В перспективе предпола-
гается осуществить переброску части стока северных рек (Печоры, Ме-
45
зени, Северной Двины) в Камско-Волжскую систему, что даст значи-
тельный энергетический эффект и позволит улучшить водный баланс
центральных и восточных районов европейской части страны. Плани-
руется также дальнейшее расширение системы водоснабжения Москвы
и Московской области с привлечением стока рек бассейнов оз. Ильмень
(Мета, Пола) и Оки, а также решение проблемы водоснабжения про-
мышленных комплексов КМА. Уфа—Ишимбаево к др. Все это потре-
бует проведения большого объема инженерно-геологических исследо-
ваний.
Ускоренное развитие в ближайшем будущем получат ряд сущест-
вующих и вновь создаваемых территориально-промышленных комплек-
сов. На северо-востоке европейской части СССР будет создан крупный
Тимано-Печорский промышленный комплекс на базе сочетания
месторождений нефти, газа, угля, бокситов, лесных и водных ре-
сурсов.
В центральной части европейской территории страны наибольшее
развитие получит промышленно-территориальный комплекс КМА. В на-
стоящее время разработка месторождения здесь ведется в Старо-Ос-
кольском и Курско-Орловском районах, где неглубокое залегание руды
позволяет применять открытый способ разработки. В будущем предпо-
лагается развивать Белгородско-Яковлевский, Михайловский и некото-
рые другие промышленные узлы. В целях сохранения плодородных зе-
мель и организации эффективного водоснабжения района КМА наряду*
с открытыми разработками намечается строительство шахт для под-
земной добычи руды.
Крупнейшим территориально-промышленным комплексом на юго-
востоке европейской части СССР станет Оренбургский.
Большое внимание будет уделено экономическому развитию поле-
сий (Припятскому, Мещерскому и др.) путем проведения мелиоратив-
ных работ, создания водохранилищ, увеличения добычи полезных иско-
паемых, лучшего использования лесных, земельных и других ресурсов,
что позволит ликвидировать отставание в уровне экономического раз-
вития этих районов.
В связи с созданием новых промышленно-территориальных комп-
лексов, включающих энергетические узлы, промышленные предприя-
тия, города и рабочие поселки, транспортные магистрали, зоны отдыха
и т. д., значительно возрастает объем всех видов строительных работ и
обеспечивающих их инженерно-геологических исследований. Важной
задачей явится реконструкция существующих и форсированное строи-
тельство новых автомобильных дорог, особенно местного значения.
Решениями XXV съезда КПСС намечена широкая программа ме-
лиорации засушливых н избыточно увлажненных земель. Значительно-
увеличится площадь орошаемого земледелия в Поволжье, на юге Ук-
раины, в Молдавии. Будет продолжено строительство Каховской и на-
чато строительство Дунайско-Днестровской и Приазовской ороситель-
ных систем. Всего в 10-й пятилетке на территории Восточно-Европей-
ской равнины будет введено в строй около 2,8 млн. га орошаемых зе-
мель. Одновременно планируются большие работы по осушению забо-
лоченных и увлажненных земель, главным образом в зоне Припятско-
го и Деснинского полесий и в Прибалтике. Всего на территории регио-
на будет осушено около 3,6 млн. га.
Природные условия центральных и южных районов Восточно-Евро-
пейской равнины сильно изменены человеком, многие виды природных
ресурсов в той или иной степени истощены повсеместно, особенно в юж-
ных районах, наблюдается эрозия почв, оврагообразование, увеличи-
46
Бается загрязнение окружающей среды отходами промышленного про-
изводства. Рост добычи полезных ископаемых, расширение открытых
разработок месторождений приводит к тому, что отвалы вскрышных
пород и «хвосты» горнообогатительных комбинатов занимают значи-
тельные площади плодородных земель. В связи с этим в 10-й пятилет-
ке будет осуществлен широкий комплекс мероприятий по борьбе с поч-
еенной эрозией, оврагообразованием, а также по рекультивации земель
и использованию отвалов для планировочных работ — засыпки оврагов
и балок. Большое внимание будет уделено вопросам рационального ис-
пользования природных богатств, охране и восстановлению природной
среды.
ГЛАВА 2
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ РУССКОЙ
ПЛАТФОРМЫ И ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА ФОРМИРОВАНИЕ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ
(АРХЕЙ — СРЕДНИЙ ПЛИОЦЕН)
Русская, или Восточно-Европейская, платформа представляет собой
обширную геологическую структуру, в строении которой принимают уча-
стие два мегакомплекса отложений: нижний, образующий сильно дисло-
цированный фундамент, и верхний, представляющий собой горизонталь-
но залегающий осадочный чехол. Фундамент платформы по времени
своего образования неоднороден. Большая его часть — древнее ядро —
завершила свое развитие в среднем протерозое, северо-восточная часть,
отвечающая Печорской синеклизе, лричленилась к нему позднее, в бай-
кальскую фазу складчатости, а южная, получившая название Скифской
плиты, наиболее поздно — в герцинскую фазу складчатости.
Осадочный чехол подразделяется в свою очередь па ряд структур-
ных этажей, отвечающих крупным этапам геологической истории плат-
формы: байкальскому, каледонскому, гсрцннскому и киммерийско-аль-
пийскому. В самостоятельный этаж может быть выделена также самая
верхняя часть осадочного чехла, отвечающая неотектоническому этапу
формирования платформы и отличающаяся большим своеобразием
строения, состава и свойств слагающих ее пород.
Нижний мегакомплекс отложений, образующий кристаллический
фундамент платформы, сформировался в условиях, существенно отли-
чающихся от современных. Как предполагает большинство исследова-
телей, наиболее древние архейские образования были представлены пер-
воначально основными эффузивами, но в дальнейшем они подверглись
интенсивному воздействию впутриземпого тепла (возможно с селектив-
ным расплавлением пород), перегретых растворов и газов, что привело
к глубоким преобразованиям первичной коры. Среди этих процессов,
обычно объединяемых понятием ультраметаморфизм, или региональный
метаморфизм, особую роль играли такие процессы, как гранитизация и
мнгмлтизацня, превратившие большую часть эффузивов в породы гра-
нитоидного состава (граниты, гранито-гнейсы) и мигматиты. Оболочка
земли еще сохраняла в это время до известной степени пластические
47
свойства, что привело к образованию своеобразных структур пластиче-
ского течения, заметно отличающихся по своему строению от более мо-
лодых складчатых сооружений. О значительной мобильности земной
коры в это время свидетельствует также се относительная однород-
ность па значительных площадях, отсутствие следов перерывов, древ-
них разрывных нарушений и др.
Тектонические процессы на рубеже архея и раннего протерозоя
привели к дроблению архейской протоплатформы с образованием ли-
нейно-вытянутых мобильных зон, ограниченных глубинными разлома-
ми — протогеосинклиналей. Сформировавшиеся грабенообразпые пони-
жения постепенно заполнялись продуктами терригеппого сноса.
В условиях регионального метаморфизма они превратились в различные
кристаллические сланцы и кварциты. Особенно широко эти породы рас-
пространены па западном склоне Воронежской антсклизы, где ими сло-
жены толщи, вмещающие железные руды месторождений КМА. Текто-
нические процессы на рубеже раннего и среднего протерозоя (поздпека-
рельская стадия), сопровождавшиеся интенсивным магматизмом и
формированием горно-складчатых сооружений карел ид, привели к копер-
лидацпи Русской платформы как единого блока земной коры. В срыг-
нем протерозое воздымание н разрушение архейских срединных масси-
вов и карелид и образование глубинных разломов продолжалось глав-
ным образом в области карельских синклинориев. В понижениях про-
исходило накопление осадочно-вулканогенных толщ, представленных
различными сланцами, кварцито-песчаникамп, конгломератами, карбо-
натными породами и мощными покровами диабазов, базалыов и анде-
зитов.
На Балтийском щите, перешедшем в стадию платформенного раз-
вития в среднем протерозое, осадки этого возраста завершаются иотний-
скон серией, представленной красноцветпыми конгломератами, песчани-
ками, алевролитами. Характерная особенность этих отложений отсут-
ствие метаморфизма и почти горизонтальное залегание слоев.
Тектонические процессы на рубеже среднего и позднего протерозоя,
сопровождающиеся внедрением малых интрузий разного состава (от
гипербазитов до гранитов типа рапакиви и сиенитов), завершили кон-
солидацию платформы. В некоторых частях платформы произошло за-
мыкание мобильных зон, сохранившихся после карельской складчато-
сти.
В результате всех этих процессов сформировался кристаллический
фундамент платформы, представляющий собой мозаику архейских бло-
ков, разделенных складчатыми системами карелид и горно-складчатых
сооружений среднего протерозоя. Архейские блоки имеют округло-изо-
метрическую или овалыю-удлиненпую сглаженную форму с весьма од-
нородным внутренним строением и играют роль срединных массивов,
обтекаемых более молодыми линейными структурами типа крупных син-
клинориев и антиклинориев.
Позднейшими движениями фундамент платформы был разбит на
отдельные блоки, смещенные по вертикали относительно друг друга па
сотни и лаже тысячи метров. В наиболее приподнятых блоках — Бал-
тийском щите, Украинском кристаллическом массиве — архейские и
протерозойские метаморфические породы выведены па дневную поверх-
ность и являются в настоящее время основанием многих инженерных
сооружений. Сравнительно неглубоко от поверхности архей-протерозой-
ские породы залегают также в пределах Воронежской антсклизы, где
они представляют особый интерес в связи с разработкой месторожде-
ний Курской магнитной аномалии.
48
Верхний мегакомплекс отложений, образующий осадочный чехол-
платформы, представлен породами верхнего протерозоя и фанерозоя и
подразделяется па ряд структурных этажей (рис. 5). По своему строе-
нию вес структурные этажы осадочного чехла обладают известными
чертами сходства, в чем проявляются элементы цикличности, свойст-
венные процессам формирования земной коры, и в то же время черта-
ми различия, отражающими историческую направленность этих процес-
сов. Ниже более подробно рассмотрены процессы формирования и осо-
бенности строения отдельных структурных этажей.
Поздний протерозой — ранний кембрий. Завершение формиро-
вания фундамента платформы сопровождалось ее воздыманием и.
осушением. Наступил громадный по длительности континентальный
перерыв, продолжавшийся в абсолютном летоисчислении в разных ча-
стях платформы от 600 млн. до 1 млрд. лет. Обширные пространства
Русской платформы превратились в арену развития процсссоз
выветривания и денудации Морское осадконакопление продолжалось
только в пределах авлакогенов — гигантских линейных грабенообраз-
ных структур. рассекающих Русскую платформу, а также
в пределах более мелких понижений, образовавшихся из-за блоковых пе-
ремещений фундамента. Здесь накапливались мощные толщи моласс
грубообломочного и песчано-глинистого состава. Из рифейских образо-
ваний, залегающих вблизи поверхности и представляющих интерес для
решения инженерных задач, следует упомянуть отложения п-ова Рыба-
чий, Средний и о. Кильдин, представленные трансгрессивной серией тер-
ригенных осадков. Основание разреза слагают конгломераты, выше за-
легают красноцветные песчаники, филлиты, доломиты.
На границе рифея и венда к воеjоку от Русской платформы про-
исходят процессы горообразования, завершившиеся причленением к бо-
лее древним частям платформы ее северо-восточного блока. Воздыма-
ние и разрушение горных сооружений Урала сопровождалось выносом
на платформу большого количества обломочного материала. На боль-
шей части платформы отложения венда залегают на больших глубинах
и практического интереса для осуществления инженерно-строительных
мероприятий не представляют. Исключением является Прибалтика, где
к венду отнесена серия терригенных осадков, начинающаяся базальным
конгломератом с галькой архейских и протерозойских гранитов и квар-
цитов. Выше залегают песчаники и ламиноритовые глины — самые
древиие глинистые образования, встреченные на Русской платформе.
Длительные процессы литогенеза превратили глины в прочную аргил-
литоподобную породу, являющуюся падежным основанием инженерных
сооружений. В течение венда еще продолжались расколы фундамента
платформы, главным образом в ее юго-западной части, сопровождавши-
еся излияниями магмы и эксплозивной деятельностью вулканов, но ос-
новную роль начинают играть опускания обширных участков платфор-
мы с. образованием обширных прогибов — синеклиз. В центральной
части платформы нисходящие движения привели к образованию Мос-
ковской палеосинеклизы, которая сохраняется в несколько меняю-
щихся границах на всех последующих этапах развития Русской плат-
формы.
Сложившийся структурный план платформы не претерпел больших
изменений и в раннем кембрии. Сходным остался и фациальный состав
формирующихся осадков. Отложения нижнего кембрия ложатся с раз-
мывом на породы кристаллического фундамента, рифея и венда. Непо-
средственно на поверхность они выходят в основании Балтийско-Ладож-
ского Глинта, на берегах Белого моря и в бассейне Днестра. На осталь-
49'
Рнс. 5. Схема формаций Русской платформы: 1 — группа метаморфических формаций:
2 — группа интрузивных формаций; 3—вулканогенно-терригенная; 4 — терригенная
сероиветная; 5 — терригенные (красноцветная н пестроцветная); 6 — террнгенно-карбо-
натиая; 7 — карбонатно-терригенная; 8 — терригенно-кремнистая; 9 — карбонатная; 10 —
угленосная; 11—галогенная; 12 — карбонатно-галогенная; 13 — кремнисто-карбонатная;
14 — молассовая; 15- отложения отсутствуют.
ной площади отложения перекрыты более молодыми образованиями »
вскрываются только буровыми скважинами. Представлены они песчано-
глинистыми образованиями, среди которых в Прибалтике широко рас-
пространены синие глины, которые изменены процессами литогенеза уже-
значительно меньше, чем глины верхнего протерозоя, и сохранили плас-
тичность и другие глинистые свойства. В Ленинграде и его окрестностях
синие глины являются основанием многих инженерных сооружений. Во
второй половине раннего кембрия произошло общее поднятие платфор-
мы и наступил значительный по длительности континентальный пере-
рыв, сопровождавшийся размывом кембрийских и более древних отло-
жений, образованием кор выветривания, формированием эрозионной
сети.
Средний кембрий — ранний девон. К началу этапа Русская плат-
форма представляла собой обширную равнину, сложенную кристалли-
ческими породами архея и протерозоя и терригенными осадками рифея
и венда. Большая часть платформы оставалась областью денудации и
в позднем кембрии и раннем ордовике. Морское осадконакопление с пре-
имущественным образованием литоральных песчано-глинистых осадков
продолжалось только в краевых частях платформы (Прибалтика, Брест-
ская впадина). Важнейшим событием этого периода, наложившим свой
отпечаток на ход всех геологических процессов, явилось дальнейшее
развитие простейших форм жизни на земле, вызвавших резкое усиле-
ние процессов фотосинтеза и изменения в составе газовой и водной обо-
лочек. Это сказалось и на осадконакоплении, заметно увеличив в нем
роль химических и биохимических процессов и в особенности процессов
окисления. Важнейшим результатом этих процессов явилось накопление-
на морском дне карбонатных илов кальциевого и магнезиально-кальци--
евого состава с примесью различных аутигенных минералов (глауконит,
шамозит), из которых образовались мощные толщи известняков и до-
ломитов. Органика превратилась также в важный компонент морских
осадков (органогенные известняки, битумные сланцы). Карбонатные и
в меньшей степени глинистые образования, нередко обогащенные ор-
ганикой, являются основными типами осадков, накопившихся в северо-
западной части платформы в течение среднего и позднего ордовика. Из-
вестняки ордовика выходят на поверхность в районе Ладожского озера
и далее на запад вдоль Финского залива, где ими сложено «силурий-
ское плато», обрывающееся к морю высоким уступом — Глинтом. На
известняках ордовика выстроена плотина Волховской ГЭС и ряд других
крупных сооружений. На остальной территории региона отложения ор-
довика залегают па больших глубинах и значения для инженерно-стро-
ительной практики не имеют.
Силурийское время совпало с активным развитием процессов кале-
донского тектогенеза в геосинклиналях центральной Европы и харак-
теризовалось общим воздыманием платформы. Вся се центральная часть,
превратилась в сушу — область выветривания и денудации. Морское
осадконакопление продолжалось только в ее западной части — в При-
балтике и Приднестровье. В Прибалтике осадки формировались в об-
ширном морском заливе, окруженном выравненными пространствами,
сложенными известняками ордовика. Поэтому снос грубого материала
практически отсутствовал, а речные воды выносили в залив большое
количество карбонатов кальция. Усиленное испарение воды с поверх-
ности залива в условиях жаркого и сухого климата, характерного для
силурийской эпохи, приводило к пересыщению раствора и выпадению
в осадок хемогенных карбонатных илов, в первую очередь на хорошо-
прогреваемых прибрежных мелководьях. В результате прибрежные
51
осадки, обычно имеющие терригенный песчано-глинистый состав, пред-
ставлены здесь в основном известняками и доломитами.
В Приднестровье отложения силура также выражены фациями от-
крытого неглубокого моря: известняками, доломитами, аргиллитами с
прослоями известняков. К концу силурийского периода горообразова-
тельные процессы в соседних геосинклиналях окончательно выводят Рус-
скую равнину из-под уровня моря и она переходит в длительный этап
континентального развития. На водоразделах образуются коры вывет-
ривания, формируется хорошо развитая эрозионная сеть, в районах рас-
пространения известняков ордовика и силура по берегам рек развивает-
ся карст.
Средний девон — ранний триас. В новое опускание платформа во-
влекается в среднем девоне. Опускание носит прерывистый характер,
сопровождается неоднократными перемещениями береговой линии, об-
меленном морского бассейна, возможно лаже кратковременным его
осушением, но с обшей тенденцией к постепенному расширению его гра-
ниц. В максимальную стадию развития трансгрессия захватывает не
только области распространения вендского и нижпеналеозойского бас-
сейнов, но и пространства, ранее оставшиеся сушей. Вне пределов за-
топления остаются только краевые поднятия на месте юго-восточного
склона Балтийского щита, Украинского кристаллического массива и
Воронежской антеклизы. Над уровнем моря поднимаются также в виде
отдельных островов наиболее возвышенные участки Токмовского, Татар-
ского, Котельнического сводов.
На преобладающей части территории платформы отложения дево-
на залегают на больших глубинах и практического значения для инже-
нерной практики не имеют. Исключением являются два больших рай-
она, расположенных в разных частях платформы, где девонские отло-
жения залегают на небольшой глубине или выходят на дневную
поверхность. Один из них — главное девонское поле — занимает северо-
западную часть платформы. Накопление девонских осадков происходило
здесь в условиях интенсивного терригенного сноса с воздымающихся
каледонид Феноскандии. Это привело к образованию мощных толщ пес-
чано-глинистых красноцвстов континентального и морского происхож-
дения, разделенных небольшой по мощности карбонатно-мергелистой
серией. В связи с жарким, аридным климатом, установившимся на плат-
форме в девонскую эпоху и способствовавшим интенсивному развитию
процессов физического выветривания, в составе краспоцветных отложе-
ний заметно преобладают пески. Глины имеют подчиненное значение и
образуют невыдержанные по простиранию прослои и линзы. По соста-
ву они относятся к легким разностям (супесям, суглинкам). Красноцвет-
ные образования верхнего девона являются основанием Пижнс- и Верх-
не-Свирской ГЭС и ряда других крупных сооружений.
Второй обширный район — центральное девонское поле — располо-
жен к югу от Московской синеклизы на северном склоне Воронежской
антеклизы. Накопление девонских осадков происходило здесь в усло-
виях более слабого терригенного сноса и грубые конгломераты и пес-
чаники присутствуют только в основании разреза на контакте с подсти-
лающими породами фундамента. Выше преобладают фации открытого
моря: мергели, известняки, доломиты с отдельными прослоями песков и
глин. В девонское время происходит оживление тектонических движе-
ний па Русской платформе как колебательного, так и разрывного ха-
рактера. Медленные колебательные движения приводят к окончатель-
ному оформлению в ее центральной части обширного прогиба — Мос-
ковской синеклизы, а на северо-востоке — Печорской синеклизы. Одно-
52
временно происходит опускание блоков вдоль гигантских разломов, пе-
ресекающих платформу с северо-запада на юго-восток; формируется
Припятско-Днепровско-Донецкий авлакоген, превратившийся в даль-
нейшем в Припятскую и Днепровско-Донецкую впадины. В юю-восточ-
пой части также образуется система расколов субширотного и субмери-
дпонального направления. Вдоль главного субширотного разлома начи-
нает формироваться субгеосинклиналь Донбасса.
В раннем карбоне на территории Русской платформы установился
жаркий и влажный тропический климат. Низменные равнинные прост-
ранства покрылись сильно заболоченными лесами, спускавшимися к бе-
регам морских бассейнов и продуцирующими большое количество орга-
нического материала. Основными источниками сноса являлись Балтий-
ский щит, Воронежская антсклиза, Токмовский и другие своды, но в
связи с вялым тектоническим режимом, заболоченностью и залесенно-
егыо территории интенсивность сноса была невысокой. Границы морских
бассейнов отличались неустойчивостью. В моменты максимального раз-
вития трансгрессии распространялись на большую часть территории
платформы (за исключением се северо-западной части, щитов, сводов и
других наиболее возвышенных участков) и в море нормальной солености
отлагались преимущественно органогенные, органогенио-обломочпые и
мелкозернистые илы, из которых позднее сформировались различные
по структуре известняки. В моменты регрессий большая чагть плат-
формы превращалась в низменную континентальную равнину, на кото-
рой происходило накопление аллювиально-дельтовых и озерно-дельто-
вых осадков: песков, глин с прослоями углей. Наиболее устойчиво мор-
ские условия сохранялись в восточной части платформы, на западе и в
центральных районах происходило частое перемещение береговой липни,
образование островных архипелагов и заливов различной солености
Это определило значительную изменчивость осадков, формирующихся
в этой зоне. Вблизи берегов накапливались преимущественно терриген-
ные осадки, превращенные в различной степени литифнцироваиные и
сцементированные песчаники и алевролиты с прослоями глин и углей,
в открытом море формировались карбонатные породы с прослоями глин
и алевролитов.
К концу раннего карбона (намюр) окончательно оформился прогиб
Большого Донбасса, характеризовавшийся устойчивой тенденцией к
прогибанию. В зависимости от темпа прогибания и скорости осадкона-
копления субгеосинклиналь Большого Донбасса превращалась то в не-
глубокий морской залив, открытый в сторону У рало-Каспийской геосин-
клинали, где формировались пески, алевриты, глинистые, а временами
и карбонатные илы, то в заболоченную континентальную низменность,
в которой происходило интенсивное накопление торфов. В результате
в строении каменноугольных толщ Донбасса наблюдается ритмичное
чередование слоев песчаников, алевролитов и аргиллитов с прослоями
известняков и каменного угля. Хотя эти отложения залегают на боль-
ших глубинах, по в связи с разработкой угольных месторождений Дон-
басса и возникающими при этом инженерными проблемами они пред-
ставляют значительный интерес и для специалистов ио инженерной гео-
логии. В конце раннего карбона Русская платформа испытала
региональное поднятие и превратилась в сушу, сложенную карбонат-
ными породами, на которой развивались процессы денудации.
Неустойчивым тектоническим режимом и изменчивыми условиями
осадконакопления характеризовался и средний карбон. Условия откры-
того моря с преимущественным накоплением карбонатных осадков не-
•однократно сменялись на обширных площадях прибрежно-лагунными и
53
континентальными с накоплением весьма изменчивых по составу и
строению песчано-глинистых образований. Весьма характерны для отло-
жений среднего карбона также внутриформационные размывы, приво-
дящие к выпадению из разреза отдельных горизонтов, образование из-
вестковых брекчий и неотсортированных осадков. Только во второй по-
ловине среднего карбона (начиная с каширского времени) на Русской-
платформе устанавливается относительно устойчивый морской режим;
и основными типами осадков становятся известняки и доломиты. Отло-
жения карбона выходят на поверхность широкой полосой вдоль запад-
ной и южной окраин Московской синеклизы и являются основанием1
многих сооружений (в том числе и в пределах Москвы).
В течение среднего и позднего карбона продолжали формироваться
угленосные толщи Донбасса. К югу от Донбасса, начиная с конца ран-
него карбона, происходили интенсивные горообразовательные процес-
сы и в среднем карбоне на всей территории, охватывающей Ставрополь-
ское поднятие и Западное Предкавказье, устанавливаются континен-
тальные условия.
В начале ранней перми (ассельский, сакмарский века) на терри-
тории платформы сохранились условия, сложившиеся в позднем карбо-
не, но наметилась заметная аридизация климата Обширный эпиконти-
нентальный бассейн занимал центральные и восточные районы платфор-
мы. К западу располагалась леиепленизированная суша, сложенная
известняками карбона и почти не дающая терригенного сноса, но сущест-
венно влияющая на солевой режим морского бассейна, на востоке фор-
мировались горные сооружения Урала н предгорный прогиб, захватив-
ший и краевые части платформы. Наличие островов и отмелей вызвало*
разделение бассейна на две части: западную, засоленную, где форми-
ровались доломиты и гипсы, и восточную, более пресную, где шло преи-
мущественное образование известняков. Сокращение площади морско-
го бассейна привело к тому, что в кунгурское время он сохранился толь-
ко в восточной части платформы, протягиваясь узкой полосой вдоль
подножия Урала. Затрудненный водообмен вызвал засоление бассейна,,
прогрессирующее в течение всего кунгурского века. Основными типами
осадков этого времени являются доломиты, ангидриты, местами с мощ-
ными линзами каменной соли. С последней стадией существования кун-
гурского бассейна связано накопление калийных солей (Соликамский
бассейн).
В субгеосинклинали Большого Донбасса в ранней перми происхо-
дило складкообразование, сопровождающееся восходящими движения-
ми. Продукты разрушения сносятся на его периферию, где еще продол-
жается прогибание; местами происходит соленакопление. Ранняя пермь
завершается общим поднятием и осушением Русской платформы. В на-
чале поздней перми (уфимский век) горообразовательные процессы на
Урале достигли своего максимума. Сток больших масс пресных вод с
Уральских хребтов приводит к образованию в Предуральском краевом1
прогибе обширного пресноводного бассейна, постепенно затопившего и
восточные части платформы. Осадки этого времени характеризуются
большой фациальной пестротой: от типично континентальных аллюви-
ально-дельтовых образований алевритово-песчаного состава до бассей-
новых осадков разного характера (карбонатные, сульфатные, глинис-
тые).
Опускание, произошедшее в казанский век, вновь восстанавливает
на короткое время морские условия в Предуральском прогибе и на вос-
токе платформы (с преимущественным формированием карбонатных от-
ложений), но в начале татарского века море окончательно покидает
54
пределы платформы. Обильный сток пресных вол с Урала приводит к
образованию в Предуральском прогибе и на значительной части Рус-
ской платформы обширного пресноводного бассейна, в пределах которо-
го накапливаются красиоцветные карбонатно-терригенные осадки. Об-
ластью сноса для восточных районов платформы является Урал, для
западных — Балтийский щит. В конце татарского века происходит воз-
дымание платформы и она превращается в область размыва.
Отложения верхней перми (преимущественно татарского яруса) вы-
ходят на поверхность в восточной части платформы (в бассейне Камы,
Средней Волги), где являются основанием ряда крупных ГЭС (Горьков-
ской, Чебоксарской и др.) и многих других сооружений, а также на
севере в бассейне Сев. Двины. Отложения нижней перми залегают, как
правило, на значительных глубинах, но местами также вскрываются до-
линой Камы и ее притоков и служат основанием крупных гидротехни-
ческих сооружений (Нижнекамская ГЭС).
В триасе наступает один из самых теократических этапов развития
.Русской платформы. Вся платформа поднята в это время выше уровня
моря, а ограничивающие ее с востока и юга герцинские геосинклинали,
завершившие к тому времени свое развитие, превратились в положи-
тельные формы рельефа — валообразные возвышенности или гряды хол-
мов, покрытые корами выветривания.
На крайнем северо-западе платформы располагается высокая де-
нудационная равнина Балтийского щита, устойчиво поднимавшаяся в
течение всего палеозоя и практически лишенная осадочного покрова.
К востоку и югу от нее тянется полоса низких денудационных и озерно-
аллювиальных равнин и низменностей. Денудационные равнины соот-
ветствуют Украинскому кристаллическому массиву, большому Донбас-
су, озерно-аллювиальные низменности — Московской, Печорской сине-
клизам, Диепровско-Донецкой впадине.
Климат раннего триаса был жарким и засушливым; южная часть
платформы представляла собой тропическую пустыню, почти лишенную
,растительности и постоянного стока, северная — сухую саванну с бед-
ной оазисной растительностью по берегам рек и озер и более значитель-
ным поверхностным стоком. В начале среднего триаса воздымание
платформы достигает своего максимума и осадконакопление прекра-
щается.
Подводя некоторые итоги, можно отметить, что морские условия
господствовали на Русской платформе в течение гсрцинского этапа дли-
тельное время только в пределах синеклиз и впадин. На возвышенных
же участках платформы — Балтийском щите, Украинском кристалли-
ческом массиве, осевой части Воронежской антеклизы — в течение все-
го герцинского этапа сохраняется субаэральная обстановка (даже при
наиболее сильном погружении платформы и максимальном развитии
морских трансгрессий). Сравнительно рано, с конца девона, освобож-
дается от моря и северо-западная часть платформы (Прибалтика).
С этого времени намечается общая тенденция к сокращению площади
морских бассейнов и все новые части платформы, освобождаясь от моря,
переходят в субаэральную фазу развития. В заключительную стадию гер-
цинского этапа море сохраняется только на востоке, в Предуралье, и
большая часть платформы становится сушей.
Средний триас — верхний плиоцен. Этот последний крупный этап
развития Русской платформы сыграл особую роль в формировании инже-
нерно-геологических условий Русской платформы. В это время оконча-
тельно определился и сформировался структурный план платформы, за-
вершилось образование осадочного чехла, сложились основные формы
55
рельефа (морфоструктуры) и определились многие другие региональные
геологические закономерности. В начале этапа Русская платформа пред-
ставляла собой обширную денудационную равнину, сложенную с поверх-
ности кристаллическими породами докембрия, карбонатными толщами
палеозоя и на обширных площадях красноцветными осадками верхней
перми и триаса.
На освободившихся от моря территориях активно развиваются суб-
аэральные процессы. Высокое положение платформы способствует ин-
тенсивной глубинной эрозии: формируется сложная, разветвленная эро-
зионная сеть с глубиной вреза речных долин па западе 30—50 м, а на-
востоке до 120—150 м. По берегам речных долин, врезанных в извест-
няки карбона и нижней перми, развивается карст, древние формы кото-
рого н в настоящее время нередко осложняют строительство соору-
жений.
В позднем триасе начинается медленное погружение платформы.
Рельеф равнины сглаживается, замедляется течение рек, образуются за-
стойные водоемы. Наиболее погруженные участки платформы — Поль-
ско-Литовская, Прикаспийская синеклизы и Дпепровско-Допсцкая bi а-
дина — превращаются в болотистые низменности, где начинают на-
капливаться континентальные осадки. Остальная территория еше сохра-
няет характер приподнятой денудационной равнины.
Аридный засушливый климат, характерный для перми и раннего-
триаса, вновь сменяется жарким и влажным. Изменения климатических
условий сказываются в широком развитии каолинитовых кор выветри-
вания на приподнятых массивах кристаллических пород (Балтийский-
щит, Украинский кристаллический массив, Воронежская аптеклиза) и-
смене красноцветных осадков, характерных для поздней перми и ран-
него триаса, сероцветными с высоким содержанием растительного дет-
рита и прослоями бурого угля; в составе глинистых осадков преоблада-
ющим минералом становится каолинит.
В лейасе общее погружение платформы становится более заметным
и продолжается в течение всей средней юры, особенно в южной части-
платформы, где происходит накопление континентальных осадков озер-
ного, аллювиального и болотного генезиса. В моменты максимального
погружения в позднем лейасе и докере па платформу проникают со сто-
роны южных морей два глубоких залива, охватывающих с запада, юга-
и востока Воронежскую антеклизу. В байосе и бате границы юрского
моря постепенно расширяются, и оно заливает Прикаспийскую впадину
и частично район Токмовского свода, Днепровско-Донецкую впадипу,
а также юг Московской синеклизы. Среднеюрские отложения представ-
лены продуктами переотложения каолиновых кор выветривания: это по
преимуществу глины с прослоями кварцевого песка.
В поздней юре трансгрессия распространяется на большую часть
Русской платформы, охватывая не только впадины, ио и краевые часги
щитов. Климат первой половины поздней юры остается жарким и
влажным. Тропические леса покрывают выравненные плоские сильно
заболоченные водоразделы. Твердый сток ослабевает еще больше и ос-
новной формой терригенного сноса становятся взвеси, коллоидные и мо-
лекулярные растворы. Алевролитовые и песчаные осадки, представлен-
ные преимущественно тонкими разностями, залегают только в основа-
нии трансгрессивных серий, выше весь разрез представлен тонкодиснер-
спыми алевролитово-глинистыми осадками. Глины гидрослюдисто-као-
линитовые с высоким содержанием аутигенных минералов (глауконит,,
шамазит) и органического вещества, в континентальных и мелководных
фациях часто чисто каолииитовые. Присутствие гидроокисей железа,.
56
свободного кремнезема н пелнтоморфного карбоната часто приводит к
цементации осадков, повышая их прочность.
На последующих этапах развития Русской платформы юрские гли-
нистые отложения были перекрыты более молодыми осадками, что
вызвало их уплотнение и обезвоживание и привело к образованию уп-
лотненных, дегидратированных и упрочненных глинистых пород. По-
скольку мощность перекрывающих толщ и величина гидростатического
давления оказались для разных участков платформы различными, верх-
пеюрские глины находятся в настоящее время в различной степени ли-
тификации и характеризуются значительной изменчивостью по своим
физическим свойствам.
В конце юрского периода начинается сокращение границ морского
бассейна и аридизация климата, приводящая к увеличению содержания
в составе осадков песчано-алевритовых и снижению содержания глинис-
тых фракций. Особенно заметно сказывается это на осадках волжского
времени, в составе которых широко распространены алевритово-песча-
ные слабоглнннстые разности. Невысокое содержание глинистого мате-
риала лишает их связности и они часто обладают плывунными свойст-
вами. Резко возрастает также роль карбонатного осадконакопления,
особенно в южных районах платформы (Польско-Литовская синеклиза,
Днепровско-Донецкая впадина), где этот тин осадков становится пре-
обладающим.
В раннем мелу, как и в поздней юре, Русская платформа остается
приподнятой, выравненной и достаточно стабильной. Климат раннего
мела не отличается существенно от поздиеюрского: в первой половине
раннего мела, по-видимому, наблюдается дальнейшая его аридизация,
во второй — некоторая гумидизация.
Морское осадконакопление в начале раннего мела (пеоком—апт)
ограничено Прикаспийской впадиной, нижним и средним Поволжьем,
Московской и Печорской синеклизами, позднее (альб, сеноман) распро-
страняется на всю южную часть платформы. Раннемеловое море было
мелководным, среди его осадков преобладают литоральные фации, пред-
ставленные, главным образом, глинами, алевритами и песками. Пески
преимущественно мелко- и тонкозернистые, часто алевритистыс и гли-
нистые, кварцевые, иногда с высоким содержанием глауконита.
В позднем мелу площадь морского бассейна расширяется и в нем
накапливаются сначала песчаные отложения (сеноман), затем широкое
распространение получают кремнистые породы, пнечнй мел, а также
мергели, кремнистые и известковистые глины, кремнистые песчаники,
т с. различные переходные разности между терригенными, кремнисты-
ми н карбонатными породами. К концу периода происходит обмеление
и сокращение площади морского бассейна, вновь преобладают лито-
ральные песчано-глинистые осадки. В датский век море удерживается
только в Прикаспийской синеклизе и Днепровско-Донецкой впадине.
Оставленная морем территория представляет собой пологонаклонпую
равнину, сложенную в основном писчим мелом. Речные потоки прореза-
ют ее сетью глубоких речных долин, активно развивается карст, на плос-
ких водоразделах формируются коры выветривания. Отложения нижне-
го и верхнего мела широко распространены в южной части платформы,
в пределах Днепровско-Донецкой впадины и Токмовского свода, где они
являются основанием многих инженерных сооружений.
В раннем палеогене структурный план платформы остается в общих
чертах таким же, как и в позднем мелу. Еще больше расширяются гра-
ницы суши, оттесняющей море к югу и востоку. Замедляется погруже-
ние Прикаспийской и Днепровско-Донецкой впадин.
57
Климатические условия раннего палеогена характеризуются весьма
равномерным распределением тепла и влаги. Климатическая зональ-
ность выражена слабо, на большей части Русской платформы господст-
вует однообразная климатическая обстановка, напоминающая климат
современных влажных субтропиков. Только на Крайнем Севере клима-
тические условия приближаются к умеренным. Жаркий и влажный кли-
мат, вялый тектонический режим способствуют образованию на плоских
водоразделах мощных кор химического выветривания каолинитового и
бокситового состава, местами сохранившихся на Украинском кристал-
лическом массиве и в настоящее время. Терригенный снос ослаблен.
Образующийся тонкий песчано-алевритово-глинистый материал разно-
сится течениями на обширную площаДь мелководного моря, занимающего
юг Русской платформы. В основном в раннем палеогене откладывались,
пески, часто глауконитовые, реже — глины. Мергели и чисто карбонат-
ные осадки формируются только в глубоководной части Причерномор-
ской впадины. В Поволжье и Приуралье продолжается накопление от-
ложений терригенно-кремнистой формации.
В олигоцене климат становится более умеренным, и на территорию
платформы наравне с вечнозелеными формами появляются листопад-
ные, характерные для субтропиков. Однако химическое выветривание
развивается еще довольно интенсивно, в результате чего образуете»
большое количество глинистого материала. Выровненный рельеф, сла-
бое проявление тектонических движений, активное химическое вывет-
ривание способствуют накоплению в морях олигоцена преимущественно
песчано-глинистых осадков с высоким содержанием глауконита; карбо-
натные отложения имеют подчиненное значение. Наиболее мощные от-
ложения олигоцена — раннего миоцена накапливаются в юго-восточной
части платформы, где они представлены мощной толщей глии (майкоп-
ская свита). Западнее на территории Украины и Воронежской антекли-
зы оии сменяются глауконитово-кварцевыми мелкозернистыми песками»,
реже кремнистыми песчаниками и глинами. В обширной зоне, проходя-
щей от Припятской впадины через Воронежскую аитеклизу к южному
Приуралью, формируется толща континентальных осадков, обогащен-
ных растительным материалом.
Начиная со среднего олигоцена резко усиливаются тектонические-
движения и горообразовательные процессы в соседних геосинклиналях.
На востоке происходит воздымание Урала и Западного Приуралья, на-
чинаются горообразовательные движения в Крымско-Кавказской гео-
синклинали. Общее воздымание платформы вызывает сокращение пло-
щади морского бассейна и смещение его границ далеко к югу. Море
покидает Днепровско-Донецкую впадину и Припятский прогиб, где ус-
танавливаются условия озерно-аллювиальной, местами сильно заболо-
ченной равнины. В миоцене отзвуки альпийского орогенеза распростра-
няются на всю южную часть Русской платформы, проявляясь в диффе-
ренцированных тектонических движениях и формировании линейно-вы-
тянутых субмеридиальиых структур, напоминающих по форме широкие
пологие валы, разделенные впадинами. Охватив громадную площадь-
и достигнув большого размаха, тектонические движения вызывают зна-
чительную, а местами полную перестройку структурного и орографиче-
ского плана юга платформы. В миоцене на платформе формируются
Средне-Русская и Приволжская возвышенности, Окско-Донская низмен-
ность, Приуральское плато и другие морфоструктуры. Вся центральная
и северная части платформы в миоцене остаются денудационной рав-
ниной и морской бассейн оттесняется на крайний юг. Формируется глу-
бокая эрозионная сеть. Значительные переуглубления были встречены.
58
бурением на отдельных участках Дона, Волги и их притоков. Днище
палео-Волги вскрывается на отметках — 100—150 м, а местами до —
300 м.
Прогрессирует похолодание климата. Оно происходит не непрерыв-
но, а скачкообразно, периоды похолодания чередуются с периодами по-
тепления разной амплитуды и продолжительности. Заметно усиливает-
ся зональность климатических условий, резче проявляется континен-
тальность. Похолодание климата вызывает перестройку ландшафта. Бо-
реальные ландшафты смещаются далеко на юг, иа сотни километров,
постепенно оттесняя тропические и субтропические ландшафты к обла-
сти их современного распространения. Изменения климатических усло-
вий приводят к ослаблению процессов химического выветривания. В со-
ставе продуктов выветривания возрастает содержание грубообломочных
•и песчано-алевритовых фракций и снижается содержание глинистых.
В конце миоцена — начале плиоцена поднятие платформы сменяет-
ся медленными неравномерными опусканиями. Долины рек начинают
заполняться грубыми речными осадками. Интенсивность опускания воз-
растает к югу и во второй половине миоцена и раннем плиоцене на юге
•платформы происходят сарматская, меотическая и понтическая транс-
-грессии. В сарматское время в область погружения вовлекается юго-
западная часть платформы (Приднестровье). Море распространяется
также иа значительную часть Украинского кристаллического массива.
Основными типами морских осадков являются пески, глины, мергели,
•известняки (хемогенные и органогенные). В конце сармата платформа
испытывает довольно быстрое и кратковременное общее поднятие, самое
значительное после среднего миоцена. Осадконакопление на всей тер-
ритории платформы прекращается и начинается интенсивная денудация.
В мэотисе море занимает лишь крайний юг Украины и Молдавии. На
юге Украины осадки этого моря представлены в основном карбонатны-
ми породами — ракушечными и оолитовыми известняками, реже песча-
но-глинистыми или мергелистыми образованиями, на юге Молдавии —
•песчано-глинистыми осадками речного и дельтового генезиса. В понти-
ческом веке воды морского опресненного бассейна распространяются
далеко на север вдоль южной окраины Украинского кристаллического
массива, возможно, до широты Днепропетровска и Кировограда. Па
обширной территории образовались известняки-ракушечники, на юго-
западе переходящие в песчано-глинистые отложения. Через район ни-
зовьев Дона солоноватоводиые отложения понта прослеживаются до
южной части Каспийского моря. К понтическому морю с севера при-
мыкала обширная низменность, занимающая территорию Днепровско-
Донецкой впадины, Волыпо-Подольской плиты и Украинского кристал-
лического массива, где накапливаются континентальные отложения.
На водораздельных пространствах в позднем миоцене и раннем
•плиоцене формируются толщи пестроцветных и красно-бурых глин. По
мнению большинства исследователей, пестроцветные глины представля-
ют собой озерно-болотную фацию отложений, а перекрывающие их крас-
но-бурые глины элювиально-делювиальную. Хотя эти отложения и на-
зываются глинами, но имеют весьма пестрый состав н включают поми-
мо глии суглинки, супеси и даже пески различных оттенков бурого цве-
ла. Об их элювиальном происхождении свидетельствует наличие карбо-
натных стяжений, марганцево-железистых бобовин и других новообра-
зований.
Последний отрезок геологической истории — средний плиоцен —
•голоцен — Русской платформы выделен в самостоятельный этап и
рассматривается в следующей главе.
59
ГЛАВА 3.
ФОРМИРОВАНИЕ ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЙ РУССКОЙ ПЛАТФОРМЫ
НА ПОЗДНЕАЛЬПИИСКОМ ЭТАПЕ (СРЕДНИЙ
ПЛИОЦЕН - ГОЛОЦЕН)
История развития Русской платформы в плиоцене,
плейстоцене и голоцене
Как было отмечено выше, важнейшим геологическим событием, про-
изошедшим на рубеже новейшего этапа, явилось общее воздымание
платформы и образование разветвленной сети речных долин. Судя по
глубине эрозионных врезов, воздымание платформы было неравномер-
ным. Максимальной величины оно достигло в ее юго-восточной части,
в Прикаспии и Заволжье, где дно долины плиоценовой Пра-Волги
вскрывается местами на глубине 300 м и более, и на северо-западе, в
пределах Балтийского щита, где амплитуда активизированных блоко-
вых подвижек кристаллического фундамента измерялась несколькими
сотнями метров. На остальной территории платформы величина подня-
тия была значительно меньше (50—200 м). Начало новейшего этапа
ознаменовалось также резким похолоданием па территории всей Север-
ной Европы. Хотя похолодание не было монотонным, а прерывалось по-
теплениями, когда на юге Русской равнины вновь расселялась теплолю-
бивая растительность, но общая тенденция проявлялась достаточно от-
четливо — климат в течение всего среднего и позднего плиоцена стано-
вился все более холодным, аридным и континентальным. Изменения кли-
мата наложили свой отпечаток и на всю природную обстановку Русской
платформы, развитие органической жизни, течение геологических про-
цессов. Произошло значительное смещение границ растительных зон к
югу: таежные северные ландшафты спустились до широты Среднего’
Поволжья. Не исключено, что уже в это время па северо-востоке Рус-
ской платформы, где господствовал наиболее суровый климат, сложи-
лись условия, благоприятствующие многолетнему промерзанию верхней
части толщи пород, слагающих платформу.
В конце среднего плиоцена началось новое погружение платформы,
проявившееся в постепенном заполнении древних долин вначале конти-
нентальными, а затем в краевых се частях и морскими отложениями.
Наиболее полно этот отрезок истории развития платформы восстанов-
лен для Прикаспня н Заволжья, где начало нового погружения платфор-
мы фиксируется накоплением в долине Нижней Волги мощной толщи
песчаного аллювия, переходящего вверх по разрезу в типичные озерные
глинистые осадки (кинельские глины), что свидетельствует о замедле-
нии течения реки и распадении се русла па отдельные озерные плесы.
Дальнейшее погружение привело к образованию в Заволжье глубокого
меридионального прогиба, в который вторглось с юга Акчагыльское мо-
ре. Северная граница залива, затопившего Прикаспийскую впадину,
проходила примерно па широте Казани. Морс нпгрссснровало также в
долины рек Урала н Камы, проникнув особенно далеко в Предуралье
по долине р. Белой. При отступлении моря в конце акчагыла Волга
вновь освоила свою долину, но глубина нового эрозионного вреза была
много меньше предкинсльского. Новая трансгрессия, произошедшая в
апшероне, пе проникла так далеко на север, как акчагыльская; север-
ная ее граница проходила па широте г. Пугачева. Севернее морские
отложения этого времени сменяются по преимуществу аллювиальными.
60
получившими широкое распространение в долине Волги и ее притоков.
В других районах платформы, где нет фаунистически охарактеризован-
ных плиоценовых отложений, установись время образования эрозион-
ных врезов и их заполнения сложнее, и здесь мнения отдельных авто-
ров во многом расходятся. В Тимапо-Печорской провинции со средним
и поздним плиоценом большинство исследователей связывает так на-
зываемый падимейский геоморфологический цикл. Как и в Нижнем По-
волжье, этот цикл начался с образования глубоких эрозионных врезов,
заполнившихся в дальнейшем грубыми, а затем более топкими аллю-
виальными отложениями (галечники, пески, алевриты). Наступление
моря носило вначале характер ингрессии в речные долины и лишь позд-
нее распространилось на окружающие водоразделы. Трансгрессия ос-
тавила после себя мощную толщу литоральных и прибрежных осадков
валунно-галечного и песчано-алевритового составов. Весьма ха|рактерно
наличие в разрезе падимейских отложений мореноподобных суглинков
ледового разноса, свидетельствующих о суровом климате, установив-
шемся в этом районе в позднем плиоцене.
В Окско-Донской впадине к этому времени относится образование
древних речных долин, выполненных песчаным аллювием усманской и
кривоборской свит. Глубина долин здесь невелика (60—80 м). В запад-
ной и северо-западной частях платформы эрозионные врезы этого вре-
мени также имеют небольшую глубину и заполнены флювиогляциаль-
ными отложениями и мореной окского (а возможно и более древнего)
оледенения.
Продолжающиеся изменения климата на севере Европейского кон-
тинента привели в определенный момент времени к развитию континен-
тального оледенения. Начавшись в Скандинавских горах и в меньших
масштабах на Северном и Полярном Урале, оледенение постепенно рас-
пространилось на значительную часть Русской равнины. Причины оле-
денения остаются еще во многом неясными, в связи с чем они здесь под-
робно не рассматриваются. Можно отметить только, что согласно со-
временным воззрениям зарождение оледенения могло быть вызвано на-
рушениями водно-теплового баланса территории Северной Европы срав-
нительно небольших масштабов, а его дальнейшее распространение —
следствием процессов, связанных с его внутренним развитием: увеличе-
нием альбедо покрытых снегом и льдом поверхностей и уменьшением
их радиационного и теплового баланса. Судя по многочисленным на-
ходкам теплолюбивой фауны и флоры в осадках, разделяющих типич-
но ледниковые отложения (донные морены), оледенение было много-
кратным и прерывалось эпохами, когда климат был теплее современно-
го. Вопрос о числе оледенений остается до настоящего времени спор-
ным. Согласно унифицированной региональной стратиграфической схе-
ме на Русской платформе выделяется пять самостоятельных оледене-
ний: окское, днепровское, московское, калининское и осташковское.
Первое из них относится по возрасту к раннему плейстоцену, второе и
третье — к среднему (среднерусский надгоризонт), а четвертое и пя-
тое — к позднему плейстоцену (валдайский надгоризонт). Оледенения
разделены четырьмя межледниковьями: среднеплейстоценовыми — лих-
винским и одинцовским (рославльским) и поздиеплсйстоцсновыми—ни-
кулинским и молого-шексиинским. Некоторые исследователи считают,
что кроме пяти указанных оледенений имели место также более древ-
ние нарсвское или варяжское, следы которого обнаружены в Бело-
руссии, и наиболее молодое — карельское, отложения которого распро-
странены в пределах Балтийского щита. Такой точки зрения придержи-
ваются и авторы гл. 8, посвященной описанию этого региона.
61
Из перечисленных оледенений (рис. 6) максимальным было днеп-
ровское, и его граница очерчивает зону всех материковых оледенений
4га Русской платформе. Эта зона занимает всю северную и центральную
Рис. 6. Схема распространения материковых оледенений, среднеплейстоцеиовых крае-
вых зандров и четвертичных трансгрессий на Русской платформе.
Границы распространения материковых оледенений: 1—днепровского (#11 d): 2 —
московского II т); 3 — калининского (gIII&); 4 — осташковского (g HI os);
5 — область ледниковой денудации; 6—район развития краевых зандров днепров-
ского оледенения (flic?); 7 — то же московского оледенения (film); 8 — площади
максимального распространения четвертичных трансгрессий.
части платформы и вдается далеко на юг несколькими крупными язы-
ками: Донским и Днепровским, а также Санско-Бугским (последний
приписывается окскому оледенению), который заходит на территорию
Советского Союза только своей небольшой восточной частью. В связи с
«2
древностью днепровского оледенения созданные им формы рельефа со-
хранились плохо. С поверхности отложения днепровского оледенения
покрыты толщей более молодых четвертичных пород различного гене-
зиса и состава (преимущественно покровных и флювиогляциальных).
Отложения московского оледенения также перекрыты па большей пло-
щади более молодыми образованиями. Формы рельефа московского оле-
денения эродированы в меньшей степени и в ряде районов близ границы,
распространения оледенения (Центральная Белоруссия, Смоленская,
Московская и Костромская области и Коми АССР) выражены в рель-
ефе в виде холмисто-моренных возвышенностей. Наконец, в пределах,
распространения двух последних оледенений — калининского и осташ-
ковского — отложения ледникового комплекса почти повсеместно зале-
гают с поверхности, а формы рельефа почти не изменены последующи-
ми геологическими процессами.
Строение толщ ледниковых отложений различного возраста одно-
типно: в основании разреза залегают флювиогляциальные и озерно-лед-
никовые отложения этапа наступания ледника, выше по разрезу сле-
дует донная морена и завершают разрез флювиогляциальные и озер-
ио-ледниковые отложения этапа отступания ледника. Ледниковые-
толщи разного возраста либо непосредственно налегают друг на друга,,
либо разделены межледниковыми отложениями, комплексом образо-
ваний, типичных для континентального осадконакопления в условиях,
умеренного гумидного климата: аллювиальных, озерных, болотных
и др.
Оледенение платформы привело не только к образованию специфи-
ческих генетических типов отложений, прямо или косвенно связанных с
образованием ледников (ледниковые, флювиогляциальные, озерно-лед-
никовые, лессовые и др.), но существенно изменило и свойства более
древних пород, оказавшихся под статическим и динамическим воздей-
ствием ледникового покрова. Если исходить нз принятого в современной
литературе предположения, что мощность ледяного покрова изменялась
от нескольких сотен метров до 1—2 км, то геостатическая нагрузка, пе-
редававшаяся иа толщу горных пород, должна была достигать 10-105—
20-10s Па, что существенно превышает давления, передаваемые на ес-
тественные основания инженерными сооружениями. Поскольку площадь,
загрузки можно считать практически неограниченной, передаваемое дав-
ление должно было распространяться на значительную глубину, вызы-
вая обжатие пород толщи рыхлых отложений на глубину десятков и со-
тен метров. В каком состоянии находились породы в момент обжатия—
мерзлом или талом, большого значения не имеет, так как при длитель-
ном приложении нагрузки мерзлые породы уплотняются в такой же-
степени, как и талые. Последующая разгрузка и разуплотнение пород
могли только частично восстановить их первоначальные свойства. Та-
ким образом, континентальное оледенение должно было вызвать естест-
венную мелиорацию пород, значительно увеличив их плотность и несу-
щую способность. Имеющиеся факты не противоречат в целом этим
представлениям, но наблюдаются и такие случаи, когда под толщею
ледниковых отложений залегают неуплотненные разности озерных, озер-
но-ледниковых и болотных пород. Ледник оказывал на подстилающие-
породы также динамическое воздействие, разрушая их и перенося обло-
мочный материал (в том числе и в виде глыб, объемом в десятки и сотню
кубических метров) на значительные расстояния от места его образо-
вания. О масштабах денудационной деятельности ледника дает пред-
ставление содержание обломочного материала (в том числе скандинав-
ского происхождения) в толще морены разного возраста. Ледниковая:
63
денудация привела почти к полному уничтожению кор выветривания па
обширных пространствах Балтийского щита, где в дочетвертичное вре-
мя они должны были иметь весьма значительную мощность. В резуль-
тате различные метаморфические и изверженные породы, выходящие
здесь па поверхность или покрытые рыхлыми осадками, отличаются
свежестью и высокой несущей способностью. Иногда значительное воз-
действие ледника проявлялось в образовании гляциодислокаций, где
горные породы нарушены, смяты, раздроблены и образуют неоднород-
ную массу, в которой отторженцы коренных пород чередуются с про-
слоями и линзами морены, сильно обогащенной обломочным материа-
лом. Мощность такой нарушенной зоны местами достигает 20—30 .м.
В связи с неоднородностью такие толши при использовании их в каче-
стве основания сооружений требуют детального и тщательного изуче-
ния. С динамическим воздействием ледника связано также образование
конечных морен напора.
Образование ледниковых щитов сопровождалось изменениями кли-
матических условий всей территории Русской платформы. Непосредст-
венно над ледяными щитами формировалась область высокого давления
с очень низкими температурами (до минус 50—60°) и интенсивными
сгонными ветрами. Охлаждающее влияние распространялось и иа окру-
жающие пространства, вызывая перестройку ландшафтной обстановки,
многолетнее промерзание пород и развитие различных сопутствующих
криогенных процессов. Особенно суровые условия должны были наблю-
даться в северо-восточной части платформы, где в связи с недостатком
осадков ледники отсутствовали или имели небольшую мощность. По
мнению специалистов (Марков и др., 1968; Величко, 1973), граница
вечной мерзлоты проходила на Русской платформе в период максималь-
ного оледенения несколько южнее 50° с. щ., в период валдайского оле-
денения — примерно на широте 45—46° с. ш.
Подземное оледенение распространялось не только па большую пло-
щадь, но и па значительную глубину, охватив толщу кайнозойских, ме-
зозойских, а местами (Тиман) и палеозойских отложений общей мощ-
ностью 400--500 м. Следы криогенных процессов, сопровождавших про-
мерзание пород (морозобойпые трещины, подземные льды, различные
криогенные формы рельефа) наблюдаются в настоящее время не толь-
ко в северных, ио и в южных районах Русской равнины. Процессы крио-
генеза (в слое сезонного промерзания — оттаивания) привели также к
образованию покровных отложений, состоящих в основном из частиц
пылеватой фракции. Размыв или развевание этих отложений с последу-
ющим переотложением материала в экстрагляциальной области в ус-
ловиях холодного засушливого степного климата положили начало об-
разованию толщ лессовых пород.
Если образование громадных ледяных щитов происходило сравни-
тельно медленно (десятки тысяч лет), то для их разрушения понадоби-
лось, по мнению специалистов, значительно меньше времени (не более
1—2 тыс. лет). Быстрое таяние льда сопровождалось образованием
мощных потоков талых вод, которые затапливали предледпиковую рав-
нину и выносили на ее поверхность большое количество песчапо-гравий-
ного материала (зандровые поля). Потоки осуществляли также эрози-
онную деятельность, расширяя и углубляя древние речные долины. При
снижении расходов и уменьшении живой силы потоков долины посте-
пенно заполнялись флювиогляциальными отложениями. Последние вы-
полнили также понижения рельефа тектонического или иного происхож-
дения (Мещерская низменность, Припятское полесье и др.). В резуль-
тате на Русской равнине сформировался ряд широких полос флювио-
64
гляциальных песков, опоясывающих внешние границы оледенений раз*
личного возраста (полесья).
Ниже по течению в долинах рек флювиогляциальные отложения
подвергались сортировке, постепенно переходя в аллювий нормального
состава. Мощные и многоярусные толщи аллювия выполняют древние
долины Днестра, Южного Буга, Днепра, Дона, Волги и других крупных
рек Русской равнины, текущих в южном направлении. Ими сложены
высокие террасы этих рек. Число и гипсометрическое положение террас
зависит от соотношения направления течения рек с оледенениями раз-
ного возраста. В долинах рек бассейнов Балтийского, Белого и Баренце-
ва морей, где накопление аллювия прерывалось оледенениями и древний
аллювий либо сносился ледником, либо перекрывался мореной, аллю-
виальные толщи имеют, как правило, небольшую мощность и более про-
стое строение. Сток талых ледниковых вод в соответствии с общим укло-
ном поверхности южной части Русской равнины был направлен глав-
ным образом на юг в Черное и Каспийское моря. Однако в те моменты,
когда фронт ледника оказывался севернее главного водораздела и лед-
ник препятствовал стоку талых вод на север, здесь возникали обшир-
ные приледниковые озерные бассейны. По мере отступления ледника
размер и границы этих бассейнов непрерывно менялись. Иногда они
соединялись с мировым океаном, превращаясь в моря. Так, в северо-
западной части Русской равнины распространены осадки трех водое-
мов, последовательно сменявших друг друга: первого балтийского озера,
первого иольдиевого моря и второго балтийского озера. Представлены
они песками и слабоуплотненными глинами, являющимися весьма не-
надежным основанием инженерных сооружений.
Большую роль в формировании инженерно-геологических условий
платформы в плейстоцене сыграли также неоднократные трансгрессии
северных и южных морей. На севере повышенной подвижностью обла-
дала Печорская синеклиза. Здесь вторжение моря происходило неод-
нократно. Первая трансгрессия (падимейская) проникла в долину
Печоры до ес широтного колена и оставила после себя толщу моренопо-
добных суглинков, сменяющихся вверх по течению реки грубыми при-
брежно-морскими осадками. Болес значительная трансгрессия (вашут-
кинская) произошла в среднем плейстоцене. Море проникло в это время
по долине Печоры далеко па юг, почти до широты г. Печоры. Осадки
этой трансгрессии представлены в основном прибрежно-морскими фа-
циями; мореноподобные суглинки в их составе встречаются редко. В за-
падной части побережья осадки этих двух трансгрессий неизвестны или
неизучены. Значительно более широко распространены осадки наиболее
крупной трансгрессии (бореальной), произошедшей в позднем плейсто-
цене во время микулинского межледниковья, а в северо-восточной ча-
сти Русской равнины, захватившей, возможно, и время калининского
оледенения. Она охватила площади современных Балтийского, Белого
и Баренцева морей, Ладожского и Онежского озер и вдавалась зали-
вами в пределы платформы по долинам крупных рек. Отложения транс-
грессии представлены различными по составу осадками, среди которых
большое место занимают глины. Неоднократные трансгрессии происхо-
дили в плейстоцене и в южной части Русской платформы, в бассейнах
Черного и Каспийского морей (табл. 4).
Наиболее древняя трансгрессия Каспия произошла в раннем плей-
стоцене (бакинская). Граница ее распространения проходит севернее
Волгограда и восточнее р. Сарпы. Бакинские отложения представлены
темными слоистыми глинами с прослоями песков. Их кровля повсемест-
но залегает ниже уреза Волги (иа глубине 15—45 м). Выше залегают
65
Таблица 4
Основные трансгрессии Черного и Каспийского морей в четвертичное время
Геологический возраст	Трансгрессии	
	Черного моря	Каспийского моря
Голоцен Поздний плейстоцен Средний плейстоцен Ранний плейстоцен	древнечерноморская новозвкенвекая карангатская узунларская древнеэвксннская чаудинская	новокаспийская верхнехвалынская раннехвалынская (подразделяется н» средне* и нижнехвалынскую) хазарская бакинская
отложения хазарской трансгрессии, слагающие основную часть скло-
нов долины Волги и местами сохранившиеся в дне долины под покровом
аллювия. В низах они представлены морскими глинами, переходящими
вверх по разрезу в дельтовые и аллювиальные пески. Самой большой
по размерам была верхнечетвертичная (хвалынская) трансгрессия, раз-
вивавшаяся в две стадии. Вначале море затопило большую часть При-
каспийской низменности, оставив после себя толщу желто-бурых суглин-
ков, переходящих у подножия Приволжской возвышенности в супеси,
а затем в пески различной круппости. В это время уровень моря под-
нялся до 40—50 м, т. с. иа 75—78 м выше современного. Затем море
отступило и во вторую стадию затопило только долину Волги и от-
крывавшиеся в нее балки и овраги, которые превратились в лиманы,
т. е. она имела характер ингрессии. Верхнехвалынская трансгрессия ос-
тавила после себя пески и очень характерные глины (шоколадные),
слагающие террасу Волги и выполняющие понижения рельефа. Они
являются основанием многих сооружений в районе Волгограда.
В Азово-Черноморском бассейне трансгрессии охватывали неболь-
шие площади за пределами современной береговой линии и их осадки
большого практического значения не имеют. Континентальное оледене-
ние завершилось около 10 тыс. лет тому назад, когда ледниковый по-
кров отступил от последнего рубежа своего относительно длительного
стояния — основной конечно-моренной гряды Сальпауселькя. С этим-
событием обычно принято связывать нижнюю границу послеледниково-
го времени — голоЦепа.
История голоцена также сопровождалась неоднократными измене-
ниями климата, перестройкой ландшафтов, смещением растительных зон.
Применение спорово-пыльцевого анализа, дополняемого радиоуглерод-
ным методом, позволило зафиксировать моменты наиболее существен-
ных изменений в строении растительного покрова и установить абсо-
лютный возраст этих рубежей. На этой основе была разработана стра-
тиграфия и геохронология послеледникового времени для наиболее изу-
ченной северо-западной части платформы (табл. 5).
Период освобождения Русской равнины от ледяного покрова (пред-
бореальная стадия) был отмечен сменой почти безлесных ландшафтов-
позднего плейстоцена березовыми и сосновыми лесами, но климат на
всей территории равнины оставался в это время еще очень суровым, а
примерно 8,5—9 тыс. лет назад исчезнувшие было ледники снова спус-
тились к подножию Скандинавских гор и покрыли некоторые острова-
Полярного бассейна.
Следующая атлантическая стадия характеризовалась постепенным
потеплением климата, особенно заметным в период от 7 до 4 тыс. лет-
66
Таблица 5
Стратиграфия и климатические стадии голоцена
Стратиграфические подразделею!я	Климатические стадии	Абсолютный возраст, в годах	
		юго-восток Псковской к Новгородской об- ластей	Карельский перешеек, север Ленинградской области
^Верхний голоцен Средний голоцен Нижний голоцен	субатлантическая суббореальная атлантическая предбореальная	2 400—0 3700—2400 7 000—3700 10200—9400	2500—0 3900—2500 6700—3900 9600—8300
•назад (атлантический максимум). Температура воды о Полярном бас-
сейне повысилась в этот период на 2—2,5°, льды почти полностью ис-
чезли. Заметно увеличился тепловой баланс суши, что привело к зна-
чительному (местами на 800—1000 км) смещению растительных зон в
северном направлении. Многие данные свидетельствуют о том, что зона
тундры в этот период либо полностью исчезла, либо сохранилась в ви-
де узкой полосы на крайнем северо-востоке (Кац, 1952; Нейштадт,
•1957 и др.). Существенно изменился и состав растительности. Одновре-
менно произошло заметное увлажнение климата, о чем свидетельствует
.резкое сокращение размеров лесостепной н степной зон. Леса в этот
период распространились на все Приднепровье н Поволжье, спускаясь
до берегов Черного и Каспийского морей. Потепление вызвало оттаи-
вание мерзлых толи:., но в связи с небольшой продолжительностью ат-
лантическою максимума (3—3,5 тыс. лет) полностью оно завершилось
только в южной и центральной частях платформы (примерно до широ-
ты 67—68° с. ш.). В более северных широтах мерзлые толщи на глуби-
®е, по-видимому, сохранились. Региональное протаивание повлекло за
•собой развитие просадочных явлений главным образом на участках,
сложенных слабоуплотненными озерными, озерно-аллювиальными н бо-
лотными отложениями. Потепление резко активизировало также процес-
сы болотообразования и накопления торфа. Примерно 3700 лет назад
потепление сменилось похолоданием, продолжавшимся около 1 тыс. лет.
Похолодание вызвало новое смещение растительных зон в южном на-
правлении. В низовьях Печоры и на востоке Большеземельской тундры
тайга вновь сменилась тундровыми ландшафтами. Оттаивание мерзлых
толщ не только приостановилось, но сменилось новым промерзанием
горных пород. В первую очередь начали промерзать торфяники и под-
стилающие их осадки, затем — минеральные образования. В пылева-
тых грунтах промерзание сопровождалось формированием подземных
льдов и криогенных слоистых и слоисто-сетчатых текстур. В результате
сформировались молодые голоценовые мерзлые толщи, слившиеся на
севере с древними, сохранившимися после атлантического максимума.
Южная граница распространения молодых многолетнемерзлых толщ
продвинулась примерно до 63° с. ш., мощность достигла 80—120 м.
Новое, хотя и не столь значительное, как в атлантическую стадию,
•потепление наступило в начале VI в. до н. э. .и продолжалось до
XIII в. н. э. (субатлантическая стадия). В начале XIII в. оно вновь сме-
нилось похолоданием, самым значительным с конца оледенения. Об этом
свидетельствуют многие археологические находки и исторические факты,
в частности резкое ухудшение ледовой обстановки во всей Северной
Атлантике и Полярном бассейне. Максимум похолодания пришелся на
1550—1850 гг.
67
Последнее по времени потепление произошло в конце прошлого ве-
ка и достигло максимума в 30-х годах текущего столетия. В целом по-
земному шару повышение среднегодовой температуры воздуха достигло
0,6°, но в приатлантическом секторе Русской равнины оно было, по-ви-
димому, значительно больше. Потепление климата вызвало заметное
смещение на север границ растительных зон. Так, по данным А. А. Бори-
сова (1970), граница леса на территории Большсземельской тундры про-
двигалась в это время на север со средней скоростью до 0,5- 0,7 км
в год. Последние 25 лет наметилось некоторое похолодание, но пока-
трудно судить о том, насколько оно устойчиво.
Неоднократные изменения климатических условий, эвстатические
колебания уровня мирового океана, продолжающиеся дифференцирован-
ные движения континента вызывали в голоцене неоднократные изме-
нения береговых линий морских бассейнов, сопровождавшиеся как
трансгрессиями с затоплением прибрежных частей суши, так и регрес-
сиями с частичным осушением шельфовых зон. Особенной сложностью-
отличалась послеледниковая история Балтики. Начинается она с обра-
зования второго иольднева моря (примерно 10 тыс. лет назад), сущест-
вовавшего очень недолго, так как поднятие суши вновь отрезало Балти-
ку от Мирового океана. Образовавшееся в результате этого пресновод-
ное анциловое озеро позднее сменилось солоноводным литорнновыи
морем (примерно 7200—4800 лет назад). В дальнейшем наблюдались,
новые неоднократные изменения формы и размеров бассейна. Последние-
две фазы его существования получили название дрсвпебалтийского, или
лимниевого, и балтийского или мидиевого морей. На побережье Коль-
ского полуострова фазам развития Балтики также отвечал ряд транс-
грессий: литориновому морю — трансгрессия Фолас, Тапес I и II, древ-
небалтийскому — Тривиа и Остреа I и И. Трансгрессии Балтики оста-
вили после себя толщи слабоуплотненных и почти не измененных диа-
генезом песчано-глиинстых осадков. Особенно широко распространены
в Прибалтике, Карелии и на Кольском полуострове так называемые
иольдиевые глины, обладающие своеобразными и весьма неблагоприят-
ными инженерно-геологическими свойствами.
На Черном море голоценовое время ознаменовалось фанагорийской
трансгрессией, вызвавшей падение уровня моря на 3 м относительно его-
современпого стояния, а затем нимфейской трансгрессией, приведшей
уровень моря к современному. На Каспии в позднем плейстоцене про-
изошло значительное снижение уровня моря (по О. К- Леонтьеву и
П. В. Федорову до абс. отм. —50 м, а по В. Г. Рихтеру достигают даже
—69 м), сменившееся затем подъемом — новокаспийской трансгресси-
ей. Уровень моря был в это время выше современного.
В течение голоцена продолжалось накопление многих других гене-
тических типов отложений, характерных для условий умеренно холод-
ного или умеренно теплого гумидного климата: озерных, болотных, ал-
лювиальных, элювиальных, делювиальных и др Инженерно-геологиче-
ская характеристика этих генетических типов отложений будет рассмот-
рена ниже.
Современная ландшафтно-климатическая зональность
и ее инженерно-геологическое значение
Процессы формирования инженерно-геологических условий проте-
кают на Русской платформе и в настоящее время Являясь проявлени-
ем различных форм взаимодействия литосферы с окружающей средой—
68
космосом (солнечная радиация), атмосферой, водными объектами и ор-
ганической жизнью — они подчиняются некоторым пространственным
закономерностям, находящим отражение в ландшафтной (ландшафтно-
климатической) зональности. Так, на территории Русской равнины при
Рис. 7. Ландшафтно-клнматнческне зоны Русской равнины: 1—тундра; 2 — лесо-
тундра; 3 — лесная зона, подзона тайги; 4 — лесная зона, подзона смешанных лесов;
5 — лесостепная зона; 6 — степная зона; 7 — зона полупустынь и пустынь
движении с северо-запада на юго-восток последовательно выделяются
четыре ландшафтные зоны — тундры, лесов, степей и пустынь. Они раз-
делены тремя подзонами — лесотундры, лесостепей и полупустынь
(рис. 7). Каждая из выделяемых зон отличается от соседних не только
69
по показателям водно-энергетического баланса, но и по всему комп-
лексу природных условий: климатической обстановке, растительному и
почвенному покровам, поверхностным и подземным водам, составу и
свойствам современных отложений, спектру современных геологических
процессов и многим другим характеристикам, имеющим большое инже-
нерно-геологическое значение. Таким образом, ландшафтная зональ-
ность отражает смену в пространстве не только климатических и ланд-
шафтных, но в значительной степени и инженерно-геологических усло-
вий. Геологическое строение территории в пределах отдельных зон не
отличается постоянством, а это не может не сказываться па строении
ландшафтной оболочки, которая также не является вполне однородной,
а состоит из сложной мозаики природно-территориальных комплек-
сов. Однако набор природно-территориальных комплексов в пределах
каждой из зон ограничен и своеобразен. Это собственно и позволяет,
во-первых, выделить отдельные зоны, а во-вторых, дать им
обобщенную характеристику (в том числе и с позиций инженерной гео-
логии).
Зона тундры протягивается узкой полосой по побережью се-
верных морей, постепенно расширяясь к востоку, где она распростра-
няется па обширную площадь (Мало- и Болыпеземельские тундры).
Климат тундровых зоп в связи с высокими широтами и близостью Арк-
тики суровый. Только на западе он несколько смягчеп влиянием Гольф-
стрима. Радиационный баланс не превышает 20 -25 ккал/см2 в год. Хо-
лодная, длительная зима сменяется коротким, умеренно теплым летом.
Среднегодовая температура на Кольском полуострове достигает Iе, на
востоке (Нарьян-Мар) она снижается до —4,1°. Годовое количество
фсадков сравнительно невелико (450—600 мм), и только местами на
возвышенностях Кольского полуострова увеличивается до 800—1000 мм.
Однако в связи с низким испарением коэффициент увлажнения для всей
этой территории заметно превышает единицу (Кола — 1,11, Нарьян-
Мар — 1,67). Таким образом, тундровая зона Русской равнины должна
быть отнесена к областям со значительным избыточным увлажнением.
Для тундры характерны сильные ветры, особенно зимой, что приводит
к перевевапию снегового покрова и накоплению его в понижениях.
В связи с этим мощность снегового покрова очень неравномерна: от не-
скольких сантиметров на водоразделах до 1—1,5 м в долинах рек и дру-
гих отрицательных формах рельефа (в среднем 0,6—0,7 м). Неравно-
мерное распределение снегового покрова приводит в свою очередь к
весьма пестрому распределению глубин промерзания и температур в
толщах мерзлых пород. В связи с суровым климатом и низким
радиационным балансом вся северо-восточная часть тундровой зоны
(север Печорской низменности, Мало- и Большеземельской тундры) от-
носится к области распространения многолетнемерзлых пород.
Зона тундры является областью активного морозного выветрива-
йия. Этому способствуют низкие температуры, но в еще большей степе-
ни частые переходы температуры через нуль, что приводит к периоди-
ческому промерзанию воды в трещинах горных пород. В связи с этим в
эоне тундры распространены главным образом щебнисто-глыбовые элю-
виальные образования с различным содержанием дресвы, песчаных и
пылеватых частиц и невысоким содержанием глинистого материала.
Часто встречаются разности, состоящие преимущественно из пыли. Хи-
мическое выветривание в этой зоне развито слабо и ограничено несколь-
кими летними месяцами. Как отмечает И. И. Гинзбург (1963), в субпо-
лярных условиях протекают лишь процессы гидратации и выщелачи-
вания алюмосиликатов и происходит формирование небольшой мощно-
70
сти зон дезинтеграции и гидратации, представленных в основном глини-
стыми минералами группы гидрослюд; гидрохлоритов и реже мопотср-
митов. Дальнейшее разложение алюмосиликатов, по мнению этого ав-
тора, в современных корах выветривания в этой зоне не происходит.
В составе продуктов выветривания отмечается также присутствие као-
линита и свободных гидроокислов железа и алюминия, что указывает на
возможность глубокого изменения или полного разрушения первичных
силикатов. Однако масштабы таких преобразований в этой зоне невели-
ки. Сильные, постоянно дующие ветры способствуют выдуванию, пере-
носу и переотложению тонкого материала, особенно в зимнее время го-
да, когда он переносится вместе со снегом. Поэтому на водоразделах
тонкий материал нередко полностью отсутствует (каменистые тундры),
а в долинах вовлекается в солифлюкциопный, делювиальный, аллюви-
альный процессы и др.
В горных районах Кольского полуострова большая роль в форми-
ровании современных отложений принадлежит гравитационным процес-
сам (обвалыю-осыпные накопления), часто протекающим совместно с
явлениями промерзания — оттаивания и периодического увлажнения по-
род (солифлюкция, термокарст, дефлюкция, десорбция и др.). Форми-
рующиеся отложения представлены грубообломочными разностями, ли-
бо сильно пылеватыми супесями, суглинками, с большим содержанием
обломочного материала.
Почвенный покров представлен в основном тундрово-глеевыми поч-
вами; на плоских водоразделах и в понижениях формируются болотные
почвы и торфяники, но в связи с медленным накоплением биомассы
мощность торфяного покрова обычно не превышает 1—2 м.
Климат зоны тундры во многом определяет условия накопления и
движения грунтовых вод, их режим, степень и характер минерализа-
ции. Если не считать отдельных хорошо дренированных участков иа
Кольском полуострове и в некоторых других местах, грунтовые воды в
зоне тундры почти повсеместно залегают вблизи поверхности и чаете
вызывают заболачивание. Это, как правило,- ультрапрссные, нейтраль-
ные или кислые воды гидрокарбонатно-кальцисвого состава, резко аг-
рессивные по отношению к бетону на портландцементе.
Свойства талых рыхлых пород в зоне тундры определяются в ос-
новном избыточным увлажнением территории и промывным режимом
верхней части толщи пород. Это приводит к полному водонасыщению
грунтов, низкой минерализации порового раствора и препятствует раз-
витию в грунтах жестких кристаллизационных связей. В связи с этим
поздне-последниковые глинистые отложения тундровой зоны (покров-
ные, морские, озерные, аллювиальные и др.) характеризуются значи-
тельной сжимаемостью и невысокой прочностью. Часто обладают ярко
выраженной тиксотропностыо и весьма чувствительны к динамическим
нагрузкам. При промерзании обычно наблюдается значительное распу*
чивапие (льдонасыщение). Такие явления, как набухание и просадоч-
ность глинистых грунтов в связи с полным их водонасыщепием в этой
зоне не наблюдаются.
Лесная зона занимает около половины всей территории Русской
равнины. Климат зоны лесов уже значительно более мягкий, особенно в
ее южной части. Радиационный баланс увеличивается до 25—40 ккал/см’
в год. В связи с обилием влаги большая часть тепла расходуется на ис-
парение (например, в районе Минска около 80% всего радиационного
баланса). Наиболее мягким климатом отличается северо-западная, При-
балтийская часть лесной зоны (Рига), где частые западные циклопы не-
сут с собой осадки, а в зимнее время — и тепло. К востоку суровость
71
и континентальность климата заметно возрастают. Среднегодовая тем-
пература здесь приближается к 0°, а континентальность близка к си-
бирской и достигает 60% (Р- Щугор). В направлении с северо-запада на
юго-восток убывает количество осадков, влажность воздуха и облач-
ность. Поэтому, если вся западная, северная и центральная части лесной
зоны характеризуются заметным преобладанием осадков над испаряе-
мостью и могут быть отнесены к областям избыточного увлажнения (ко-
эффициенты увлажнения: 1,40 в Ригс; 1,31 в Петрозаводске и 1,14 в
Москве), то для юго-западной части наблюдается уже известный дефи-
цит осадков и ее следует рассматривать как умеренно засушливую
(в Казани — 0,72).
Водный баланс лесной зоны в связи с громадной ее протяженно-
стью и существенными различиями в климатических условиях и геоло-
гическом строении отдельных ее частей изменяется в довольно широких
пределах, ио все же обладает некоторыми общими для всей зоны ха-
рактерными чертами. Один из главных компонентов водного баланса -
поверхностный сток — не имеет четко выражёпного зонально-широтно-
го распределения, в чем сказываются отмеченные уже ранее особенно-
сти циркуляции воздушных масс над этой территорией, по в общем за-
метно уменьшается в южном направлении: от 200—250 мм (на Коль-
ском полуострове) до 70—80 мм (в районах Припятского и Деснинско-
го Полесья у южной границы лесной зоны). Суммарное испарение, нао-
борот, заметно возрастает в этом же направлении. Наименьшие его
значения (100—150 мм) отмечаются у северной границы лесной зоны,
где испарение лимитируется недостаточным количеством тепла. К югу
еуммарное испарение постепенно увеличивается и у южной границы лес-
ной зоны достигает 400—4,50 мм. В результате картина распределения
подземного стока оказывается довольно сложной, даже если учитывать
только зональные закономерности. У северной границы лесной зоны под-
земный сток сравнительно невелик (около 7,5 мм), затем в направлении
к югу начинает постепенно возрастать, достигая на линии Ленинград—
Сыктывкар, примерно 100 мм, а па крайнем северо-западе, в пределах
Кольского полуострова и Карелии 100—150 мм. Еще дальше на юг под-
земный сгок начинает быстро уменьшаться и у южной границы лесной
зоны уже пс превышает 25—30 мм. На этом общем фоне наблюдаются
отдельные аномалии, связанные с особенностями геологического строе-
ния, рельефа, местными климатическими условиями и др. Несмотря на
отмеченные различия, для зоны лесов характерно довольно интенсивное
увлажнение и промывной режим толщ горных пород в зоне аэрации, а
также наличие постоянного поверхностного и подземного стока.
В связи с более теплым и одновременно влажным климатом зона
лесов характеризуется более активным развитием процессов химическо-
го выветривания, чем зона тундры. Ведущую роль здесь играет биохи-
мическое выветривание, протекающее при активном участии микроорга-
низмов, продуцирующих большое количество углекислоты и фульвокис-
лот. Это приводит к образованию кислых почвенных вод с pH от 5 до
6,5, разложению и выщелачиванию минералов и выносу катионов в под-
стилающие почвенные горизонты. В результате в верхней части почвен-
ного разреза образуется обесцвеченный элювиальный горизонт, обеднен-
иый глинистыми частицами, полуторными окислами и свободным крем-
еземом и относительно обогащенный алевритовыми фракциями главным
образом кварцевого состава. Плотность этого горизонта уменьшается,
а водопроницаемость возрастает. Мощность этого горизонта, полу-
чившего название подзола, колеблется от 4 до 12 см. Продукты разло-
жения частично вовлекаются в дальнейшие химические процессы. Важ-
72
пейшим из них является новообразование глинистых минералов. На се-
вере лесной зоны, где преобладают кислые почвенные воды, образуются
в основном гидрослюды и каолинит, на юге, где воды становятся слабо-
щелочными, преобладающим минералом становится монтмориллонит.
Благодаря большой длительности теплого периода, активному водо-
обмену (промывной режим), высоким температурам взаимодействие гор-
ных пород с насыщающими их водами протекает в этой зоне наиболее
активно (включая и образование вторичных глинистых минералов).
При постоянном или длительном сезонном переувлажнении почв в
них создается бескислородная среда, благоприятная для развития ана-
эробных бактерий и вызываемых ими восстановительных процессов. Поч-
вы приобретают типичную сизо-серую окраску (глей). Глеевый процесс
нередко сопровождается накоплением на поверхности торфянистого го-
ризонта мощностью до 20—30 см (торфянисто-глеевые почвы). При за-
стойном избыточном увлажнении, вызываемом в большинстве случаев
близким залеганием уровня грунтовых вод, происходит прогрессирую-
щее накопление торфа с образованием торфяников, где мощность торфя-
ного слоя может измеряться метрами. Глеевый слой в этом случае под-
стилает торфяную залежь. Мощность толщи пород, иптенсивно затро-
нутых процессами почвообразования и выветривания в лесной зоне,
обычно невелика (1—1,2 м). Но, как показывают наблюдения, вынос
тонкодисперсного глинистого материала распространяется значительно
глубже, оказывая влияние на свойства пород и в подстилающих гори-
зонтах. Обогащение тонкими глинистыми частицами и гидроокисями
железа, которые осаждаются на поверхности минеральных зерен и
уменьшают пористое пространство, приводит к уплотнению нижних го-
ризонтов почвы и нередко — к весьма значительному снижению их во-
допроницаемости, что, в свою очередь, способствует образованию верхо-
водок и заболачиванию территории.
В зоне лесов существенно меняется по сравнению с тундрой и от-
носительная роль отдельных агентов транспортировки материала. В свя-
зи с наличием лесов и густого напочвенного покрова роль ветра как
транспортирующего агента здесь снижается до минимума (за исключе-
нием немногих районов слабо закрепленных песков в долинах рек и на
берегах водоемов), и основная роль переходит к воде (плоскостной
смыв, струйчатый размыв, эрозионно-аккумулятивная деятельность рек).
Поэтому основными типами современных отложений, формирую-
щихся в лесной зоне, являются делювий, овражпо-балочиые и аллюви-
альные, а в некоторых районах — озерные отложения. Особенно актив-
но все эти процессы протекают в районах, где леса вырублены и значи-
тельные территории распаханы. В связи с широким распространением
в зоне лесов различных глинистых отложений, подвергающихся размы-
ву (юрские и меловые глины, моренные образования), а также процес-
сам новообразования глинистых минералов, состав образующихся в этой
зоне отложений уже существенно более глинистый, чем в зоне тундры.
Это относится, в первую очередь, к делювиальным, аллювиальным (пой-
менная и старичная фации) и озерным отложениям.
Грунтовые воды в зоне лесов распространены практически повсе-
местно на глубинах, редко превышающих 5—10 м. Воды в большинстве
случаев пресные, с сухим остатком до 1 г/л, нейтральные, гидрокарбо-
натно-кальциевые, в северной части зоны с повышенным содержанием
свободной углекислоты, что делает их агрессивными по отношению X
бетону на портландцементе. В связи с широким распространением гли-
нистых пород и явлениями оглеения, о которых мы упоминали выше, в
зоне лесов часто наблюдается верховодка, насыщающая почвенный
73
слой и подстилающая трещиноватую и разрыхленную толщу суглинков.
Период стояния верховодки бывает весьма различным, часто охватыва-
ет всю весну и первую половину лета. Как и в зоне тундры, на свойст-
вах глинистых грунтов в сильной степени сказываются полное водонасы-
щение и промывной режим. Поэтому глинистые грунты с развитием
жестких связей наблюдаются только в южной и особенно юго-восточ-
ной частях зоны, где начинает сказываться дефицит осадков. Здесь мо-
гут наблюдаться при строительстве сооружений и осуществлении инже-
нерных мероприятий такие явления, как набухание и просадочность.
Зона степей занимает почти всю южную часть региона. Харак-
терными чертами климата степной зоны являются более резко выражен-
ная континентальность, жаркое сухое лето, довольно холодная зима с
частыми оттепелями и метелями, короткая, интенсивно протекающая
весна, частые засухи и суховеи. Континентальность заметно возрастает
с приближением к Каспию. В этом же направлении убывает количест-
во осадков, растет засушливость, зимы становятся более суровыми, поч-
ти без оттепелей, заметно падает зимняя температура. Годовой радиа-
ционный баланс составляет в зоне степей 40—60 ккал/см2 в год, посте-
пенно возрастая к югу и юго-востоку. Количество осадков достигает
максимума в северо-западной части степной зоны (450—475 мм), к югу
и востоку оно уменьшается и в Прикаспии не превышает 200 мм. Осад-
ки расходуются главным образом на испарение (иа севере потери на ис-
варение составляют 85—90%, а на юге и юго-востоке приближаются к
100%). Подземный сток в северных районах составляет 7—10%, а на
юго-востоке он близок к нулю. Поскольку количество выпадающих осад-
ков много меньше испаряемости, коэффициенты увлажнения для степ-
ной зоны колеблются в пределах от 0,4 0,5, что свидетельствует о за-
сушливости этой зоны.
В почвенном покрове здесь преобладают черноземы, переходящие
иа юге в каштановые степные почвы. Черноземы характеризуются на-
личием мощного гумусового горизонта (1—1,5 м, а местами до 2 м) с
изменчивым, но высоким содержанием гумуса (от 3 до 10%, а иногда
и более). Каштановые почвы, распространенные главным образом в юго-
восточной засушливой части степной зоны, обладают меньшей мощно-
стью (0;7— 0,8 м) и более низким содержанием гумуса. Высокая насы-
щенность- минеральной составляющей черноземов кальцием приводит к
коагуляции минеральных коллоидов и закреплению гумуса в верхних
горизонтах почвы, а также ее агрегированности. Это способствует хо-
рошей аэрации и водопроницаемости почвы, окислению органических ос-
татков. с образованием углекислоты, которая переводит карбонаты в
растворимую форму. Поэтому в верхней части почвенного профиля соз-
даются условия, мало благоприятные для накопления карбоната каль-
ция. Ниже содержание углекислоты уменьшается и бикарбонат каль-
ция переходит в нерастворимый углекислый кальций. Так образуются в
черноземах и каштановых почвах уплотненные горизонты, насыщенные
и сцементированные карбонатами. Глубина залегания этого горизонта
постепенно уменьшается в направлении к югу и юго-востоку от 150 до
20 см. В связи с ослабленным водообменом и быстрым насыщением поч-
венных вод различными химическими компонентами при испарении взаи-
модействие почвенных вод с алюмосиликатами протекает здесь менее
активно, чем в северных широтах, но так же наблюдается, хотя и в
меньших масштабах, образование вторичных глинистых минералов (по
преимуществу монтмориллонита).
Для степной зоны характерно отсутствие промывного режима, по-
этому влажность почв и подстилающих лессовых пород заметно изме-
74
пяется только до глубины 6—7 м. Ниже образуется «мертвый горизонт»^
где влажность почти не меняется в течение всего года. Грунтовые воды
сравнительно широко распространены только в северной части степной
зоны, где они приурочены к нижней части лессовой толщн, подстилаю-
щейся красно-бурыми глинами. Воды в большинстве случаев пресные,
гндрокарбонатные, на крайнем юге гидрокарбоиатно-сульфатные, аг-
рессивные по отношению к бетонам на сульфатонестойкнх цементах.
Среди современных геологических процессов, характерных для ;зо-
ны степей, преобладают процессы, связанные с деятельностью поверх-
ностных и подземных вод (карст, оползни, эрозии, просадочные явле-
ния), но заметную роль начинают играть и эоловые процессы (поверх-
ностная ветровая эрозия). С этим явлением связаны пыльные бури,
периодически повторяющиеся на юге Украины, на Кубани и в Заволжье.
Важнейшая особенность различных типов рыхлых отложений степ-
ной зоны — неполное их водонасыщение — в значительной мере опре-
деляет и поведение этих пород при осуществлении различных хозяйст-
венных и инженерных мероприятий, в частности большую чувствитель-
ность к дополнительному замачиванию. Последнее в зависимости, от.
структуры и состава пород может приводить к развитию двух противо-
положных по своему характеру, но в равной степени опасных для со-
оружений процессов: просадкам и набуханию. Первое явление харак->
терно для лессовых пород, которые обладают «педоуплотненной струк-
турой» и сравнительно невысоким содержанием глинистых минералов
средней гидрофильности, второе — для высокодисперсных глин морских
трансгрессий (майкопских, хвалынскнх и др.).
Зона полупустынь занимает сравнительно небольшую площадь
в пределах Прикаспийской низменности. Климат этой зоны характери-
зуется резко выраженной континентальностью и засушливостью. Незна-
чительные, весьма колеблющиеся в отдельные годы осадки (Астрахань.
206 мм в год) расходуются в основном на испарение и поверхностный
сток (в весеннее время). Подземный сток близок к нулю. Грунтовые во-
ды в зоне полупустынь имеют весьма непостоянное распространение,
глубину залегания и минерализацию. Преобладают воды повышенной
минерализации различного анионного и катионного состава. Встречают-
ся агрессивные воды за счет высокого содержания сульфатов.
В связи с большими амплитудами температур и незначительным
увлажнением зона пустынь представляет собой область интенсивного
механического выветривания. Среди современных геологических процесс
сов особую роль играют развевание и перевевание песков, особенно в
прибрежных районах, где быстро отступающее море оставляет широкую
полосу незакрепленных растительностью песчаных отложений.. Следует
упомянуть также эрозию, хотя она выражена здесь значительно слабее,
чем в других зонах.
Инженерно-геологическая характеристика основных комплексон
и генетических типов плиоцси-чствсртнчиых отложений
Ледниковые отложения широко распространены в северной в
центральной частях Русской равнины.
Собственно ледниковые отложения представлены
различными типами морен. Наиболее распространенной среди пях явч
ляется донная, или основная, морена. Мощность основной морены, в
большой степени зависит от рельефа поверхности подстилающих ее го<рн
них пород, увеличиваясь в депрессиях доледникового рельефа, до, мшУ-
75
гих десятков метров и уменьшаясь иа его выступах до нескольких мет-
ров, а иногда даже до долей метра. В случаях же, когда друг на друга
налегают основные морены нескольких оледенений, общая мощность
моренной толщи может достигать 100—120 м.
Поверхностные горизонты морены материковых оледенений не-
редко представлены абляционпой морепой, которая образована из ма-
териала, переносившегося на поверхности ледпика и отложившегося пос-
ле его окончательного стаивания. Покров абляционной морены не яв-
ляется сплошным и мощность его редко превышает 2—3 м. В пределах
Балтийского щита (область ледниковой денудации) моренные отложе-
ния представлены преимущественно песками с большим количеством
грубообломочного материала, а па остальной территории — супесями
и суглинками, реже глинами с большим количеством крупнообломочно-
го материала. В толще морены нередко встречаются прослои и липзы
песков, также в большинстве случаев обогащенпые обломочным мате-
риалом. Важнейшей отличительной чертой морены является отсутствие
сортировки. Сланцеватость, иногда отмечаемая в морене, связана, по-
видимому, не с процессом накопления обломочного материала, а с его
уплотнением под воздействием движущегося льда. Несмотря на отсут-
ствие сортировки и большую неоднородность, содержание отдельных
компонентов в составе морены довольно постоянно. Так, для территории
ледниковой аккумуляции среднее содержание в дойных моренах грубо-
обломочного материала не превышает 10%, а глинистых частиц — 15—
20%. Таким образом, сумма песчаных и пылеватых (алевритовых) ча-
стиц обычно составляет 70—75%. В пределах территории ледниковой
денудации содержание грубообломочного материала зпачительпо боль-
ше (в среднем 15—25%), но содержание глинистых частиц значительно
меньше (вплоть до полного их отсутствия). Сумма песчаных и пыле-
ватых частиц также составляет в среднем 70—75%. Коэффициенты из-
менчивости содержания глинистой, пылеватой и песчаной фракций в
донной морене невелики (7—20%), крупнообломочной фракции много
выше — 65% (Максимов, 1966; Верейский, 1971). Таким образом, мож-
но считать, что моренные отложения при всей своей неоднородности ха-
рактеризуются довольно постоянным гранулометрическим составом. Аб-
ляционные морены по сравнению с донными обычно более песчанисты
(Рухииа, 1973).
По минеральному составу глинистая фракция моренных отложений
представлена в подавляющем большинстве гидрослюдами, реже в ней
присутствуют каолинит и монтмориллонит. Песчаная и пылеватые фрак-
ции представлены преимущественно кварцем. Число пластичности отло-
жений основных морен в зависимости от содержания глинистых частиц
колеблется от 1—3 у легких супесей до 30 (реже более) у глин; наибо-
лее распространенные значения 7—18 (рис. 8, 9). Поскольку глинистая
фракция этих пород представлена преимущественно гидрослюдами, то
нередко породы, оцениваемые по гранулометрической классификации
В. В. Охотина, как суглинки, по классификации СНиПа попадают в раз-
ряд супесей, а оцениваемые как глины — в разряд суглинков. Коэффи-
циент вариации значений числа пластичности изменяется от 8 до 31%.
Моренные отложения характеризуются высокой плотностью, обуслов-
ленной главным образом гранулометрическим составом отложений, а
возможно, и динамическим воздействием ледника. Она нередко превы-
шает плотность многих более древних (в том числе и дочетвертичных)
нелитифицированных пород. Объемная масса породы естественной влаж-
ности почти всегда превышает 2,0 г/см3, достигая в отдельных случаях
2,3 г/см3, и сравнительно мало зависит от ее литологического состава.
•76
Для различных участков Русской платформы средние значения получен-
ные по сотням и тысячам определений моренных отложений последнего
•оледенения составляют; 2,08—2,28 для супесей, 2,08—2,29 для суглин-
ков, 2,01—2,2 г/см3 для глин (Верейский, 1971). Несмотря на неодно-
родность морены, колебания значений объемной массы у нее невелики.
Рис. 8. Схема пространственного изменения числа пластичности суглинков днепров-
ской морены в центральной части Русской равнины (составили Н А. Недосеев и
Т. В. Рыбакова): 1—изолинии равных значений числа пластичности; 2 — граница
днепровского оледенения; 3 — пункты массового опробования и осрсднсннос зна-
чение показателя
Так, для территории Московской синеклизы коэффициенты вариации со-
ставили: 2—5% для калининской морены и 1—4% для днепровской и
московской. Объемная масса скелета 1,8—2,1 г/см3; коэффициент порис-
тости 0,25—0,45, редко превышает 0,5 (рис. 10, 11). Естественная влаж-
ность моренных отложений не превышает, как правило, 10—20%, коэф-
фициент водоиасыщения обычно 0,8—1,0, изредка снижается до 0,7%.
Моренные отложения характеризуются высокими показателями сопро-
77
тивлепия сдвигу. Наиболее распространенные значения угла внутрен-
него трения 20—35°, коэффициент внутреннего трения 0,36—0,70. Вели-
чина сцепления зависит в большей степени от гранулометрического со-
става и изменяется от десятых долей у песчано-супесчаных разностей
до 1,7- 10s Па у суглинков; наиболее часто встречаются значения.
Рнс. 9. Схема пространственного изменения числа пластичности суглинков москов-
ской морены в центральной части Русской равнины (составили Н. Л. Недосеев
и Т. В. Рыбакова):
1 — изолинии равных значений числа пластичности; 2 — граница московского оле-
денения; 3 — пункты массового опробования и осредненное значение показателя
0,3-10’—0,8-105 Па. Коэффициент сжимаемости моренных отложений
изменяется в пределах от 10-8 до Ю-7 Па-1. Значения компрессионного
модуля общей деформации моренных отложений колеблются от
250-10® до 350-10s Па (модули, полученные нагрузками па штампы,
примерно в два раза выше). В редких случаях значения модулей сни-
жаются до 50-10®—100-105 Па.
Моренпые отложения, как правило, являются надежным основани-
ем сооружений. Иногда в разрезе моренных отложений (особеино-
конечных морен) встречаются песчаные линзы и прослои с пониженной
плотностью (по-видимому криогенного происхождения).
Абляционная морена обычно отличается от основной морены мень-
шей плотностью и большей сжимаемостью, по остается в большинстве
случаев достаточно надежным основанием любых инженерных со-
оружений.
78
Можно наметить ряд закономерностей изменения состава и физи-
-ко-механичсских свойств донно-моренных отложений как в плане, так
я по разрезу. В плане эти изменения связаны с направлением движения
ледников. Именно в этом направлении — с северо-запада ка юго-вос-
ток — уменьшается содержание и размеры грубообломочного материа-
Рис. 10. Схема пространственного изменения объемной массы скелета суглинков
днепровской морспы в центральной части Русской равнины (составили Н. А. Недо-
сеев н Т. В. Рыбакова)*
1 — изолинии равных значений объемной массы скелета грунта, г/см3; 2 —граница
днепровского оледенения; 3 — пункты массового опробования и осредкенное значе-
ние показателя
ла, а в составе мелкозема возрастает содержание глинистых частиц.
Так, морена последнего оледенения в пределах Кольского п-ова пред-
ставлена преимущественно песками с грубообломочным материалом,
реже супесями и еще реже суглинками с грубообломочным материалом;
в Карелии и на Карельском перешейке (Ленинградская обл.) преобла-
дает супесчаная морена (только на юго-востоке Карелии, переходящая
® суглинистую), а па остальной площади распространения последнего
79
оледенения морена преимущественно суглинистая, а местами и глинис-
тая. Аналогичное изменение состава претерпевают и морены более древ-
них оледенений. Соответственно меняются и все другие показатели, свя-
занные с гранулометрическим составом (показатели пластичности, влаж-
ности и др.).
Рис. 11. Схема пространственного изменения объемной массы скелета суглинков
московской морены в центральной части Русской равнины (составили Н. А. Не-
досеев н Т. В. Рыбакова):
1 — изолинии равных значений объемной массы скелета грунта, г/см*; 2 — граница
московского оледенения; 3 — пункты массового опробования и осредненное значе-
ние показателя
Кроме этой общей закономерности наблюдаются также изменения
местного характера. Весьма существенно па состав морены влияют рель-
еф и геологическое строение ледникового ложа. Так, в местах, где лед-
ник двигался по кембрийским синим глинам (Эстонская ССР и Ленин-
градская обл.), морена обогащалась глинистым материалом и приобре-
ла голубоватую окраску, в месгах, где ледник двигался по девонским
красноцветным песчаникам (Латвийская и Литовская республики,
Псковская и Новгородская области) — песчаными частицами и приоб-
рела ржаво-красный цвет, в местах, где ледник двигался по юрским гли-
нам (Поволжье) — глинистым материалом и приобрела темный, почти
черный цвет. Однако эти изменепия состава морены, как уже отмеча-
лось выше, лишь в малой степени отражаются на ее деформационно-
прочностных свойствах. Последние в целом обладают значительным по-
80
стоянством на всей площади распространения морены, кроме отдельных;
участков, где наблюдается снижение показателей в результате таких
процессов, как вытаивание мертвого льда, солифлюкция и др. Наблюда-
ются также определенные различия в составе и свойствах моренных от-
ложений разных оледенений. Интересные данные приводит в этом отно-
шении С. С. Морозов (1962), которым было выполнено сопоставление
свойств глинистых морен различного возраста для всей Русской плат-
формы. Им были получены следующие средние значения объемной мас-
сы скелета (1500 опр.) для днепровской морены 1,92 г/см3, для москов-
ской и калининской 1,80 и для осташковской 1,75 г/см3. Аналогичные
соотношения плотности морен различного возраста, залегающих друг
над другом в одних или близлежащих разрезах, отмечены в ряде регио-
нов второго порядка.
В верхней зоне мощностью 2—4 м морена заметно изменена процес-
сами выветривания и обладает сравнительпо низкими значениями объ-
емной массы и соответственно более высокими значениями пористости.
Особенно заметно процессы выветривания сказались па днепровской
морене в краевых частях Донского и Днепровского языков.
Свойства бассейновых морен изучались в процессе инженерно-гео-
логических изысканий под строительство гидротехнических сооружепнй
на Печоре. Объемная масса породы при естественной влажности со-
ставляла в среднем 2,0 г/см3; объемная масса скелета 1,8 г/см3. Сред-
ние значения угла внутреннего трепия по тем же данным находилось в.
пределах от 19 до 21°, а сцепление — 0,5-105—0,6- 10я Па.
Водно -ледниковые отложения разделяются на флювио-.
гляциальные и озерпо-ледниковые. Первые представлены осадками вод-
ных потоков, сформировавшихся внутри тела ледника (озы) или перед
его фронтом (зандровые отложения). Высота озов обычно 15—20 м, в
отдельных случаях достигает 80—90 м. Озовые отложения представле-
ны в основном крупнозернистыми песками с большим количеством гру-
бообломочного материала, образующего линзы и прослои. Реже встре-
чаются прослои и линзы супесей и суглинков.
Накопление флювиогляциальных осадков происходило так же пе-
ред фронтом ледяного покрова, где потоки талых вод, выходя на днев-
ную поверхность и растекаясь по предледниковой равнине, теряли жи-
вую силу н сгружали твердый материал в виде широких, сливающихся
между собой конусов выноса. Таким образом формировались обширные
плоские или пологоволнистые песчаные поверхности, получившие на-
звание зандровых полей. Мощность зандровых отложений невелика - -
от 10—20 м у границы таяния ледникового покрова до 1—2 м у внешних
границ зандровых полей. Если перед фронтом оледенения располагались
депрессии, то они заполнялись флювиогляциальными отложениями, пре-
вращаясь в полесья — залесенные и заболоченные низменности. В стро-
ении полесий обычно принимают участие также озерные и аллювиаль-
ные осадки, находящиеся с флювиогляциальными отложениями в раз-
личных формах соотношения (подстилают, замещают или перекрывают),
что определяет сложное строение песчаных толщ. Мощность песков в
таких понижениях может достигать 30—50 м. Наиболее крупными по-
лесьями на Русской равнине являются Припятское, Мещерское и др.
Иногда потоки талых вод осваивали древние речные долины, по-
степенно заполняя их флювиогляциальными отложениями. В результа-
те образовались долинные зандры, сохранившиеся в долинах многих рек
Русской платформы в виде высоких аккумулятивных террас. Мощность
песков, слагающих террасы, может достигать 20—30 м. Зандровые от-
ложения формировались перед фронтом ледникового покрова нспрерыв-
81
sio и при наступании ледника перекрывались основной мореной, пре-
вращаясь в подморенные отложения. В этом случае они венчают собой
толщу отложений предшествующего межледниковья. При отступании
ледника зандровые отложения либо оставались на поверхности, либо
перекрывались межледниковыми отложениями и основной мореной бо-
лее молодого оледенения. В последнем случае они подстилают толщу
межморенных отложений более молодого межледниковья.
Флювиогляциальные отложения представлены почти исключительно
лесками, различающимися по степени сортировки, крупности, характеру
слоистости и другим признакам. Лучше всего отсортированы пески занд-
ровых полей. Крупность их обычно от края ледникового покрова, где
они представлены главным образом .крупно- и среднезернистымн разно-
стями, уменьшается к периферии, где преобладают мелко- и тонкозер-
нистые разности, местами переходящие в пылеватые пески и супеси.
Крупнообломочный материал содержится в песках зандровых полей
только вблизи края ледникового покрова в рассеянном состоянии или
л виде прослоев и линз небольшой мощности. Для зандровых песков ха-
рактерна тонкая косая слоистость, местами переходящая в неправильно
линзовидную или почти горизонтальную. Пески долинных зандров обыч-
но менее сортированы и имеют более грубый состав. Для них, а еще бо-
лее для озовых отложений, характерна косая слоистость.
По своим свойствам флювиогляциальные пески близки к пескам
других генетических типов, отличаясь от них несколько большей плот-
ностью. Объемная масса флювиогляциальных песков (при естественной
влажности) изменяется от 1,8 до 2,1 г/см3 (реже 1,6—2,3 г/см3); коэф-
фициент пористости 0,5—0,8. Естественная влажность флювиогляциаль-
ных песков 3—8% в зоне аэрации и 20—30% (в среднем 25%) в водо-
«асыщенном состоянии. Коэффициент фильтрации флювиогляциальных
песков, как правило, несколько выше, чем у песков других генетических
типов ледниковых отложений и изменяется от первых единиц до десят-
ков метров в сутки. Флювиогляциальным песчаным отложениям свой-
ственны сравнительно высокие углы внутреннего трення от 23 до 45°
(в среднем 27—35°); коэффициент внутреннего трения 0,86—1,0 (в сред-
нем 0,5—0,7). Сцепление у песков измеряется преимущественно сотыми
долями, но в единичных случаях достигает 0,1 -106—0,2-105 Па (в том
числе за счет слабой цементации). Для преобладающих разностей флю-
виогляциальных песков коэффициент сжимаемости измеряется тысячны-
ми и только в единичных случаях достигает 0,01-10-5—0,03-Ю-5 Па-1.
Общий модуль деформации флювиогляциальных песков составляет
.300-105—700-105 Па (в отдельных случаях достигает 1000-105--
1200-1О5 Па).
Суглинки н сунесн, встречающиеся в толще песков в виде отдельных
-прослоев и линз, отличаются непостоянством своего состава и свойств.
Модули деформации у них обычно много ниже, чем у песков, и изменя-
ются в широких пределах: от 70- 10s до 330-105 Па (обычно 120-106—
180-105 Па) у супесей, от 60’10s до 160-105 Па (обычно 80-105 —
120-105 Па) у суглинков.
Озерно-ледниковые отложения формировались в приледннковых и
внутри ледниковых озерах. Образование отложений приледннковых озер,
которые в большинстве случаев называют озерно-ледниковыми, проис-
ходило в депрессиях, располагавшихся перед фронтом ледникового по-
крова. В современном рельефе они слагают плоские низменные равни-
вы. Мощность озерно-ледниковых отложений обычно 5—15 м, но в от-
дельных крупных и глубоких депрессиях возрастает до 25 и даже до
50 м. Неравномерное таяние льда в зимнее и летнее время и различный
«2
по интенсивности снос твердого материала в озерный бассейн с после-
дующим его осаждением в маломинерализованной холодной воде при-
вели к формированию характерной ленточной слоистости — ленточные
глины (рис. 12). В большинстве случаев тонкие (2—3 мм) глинистые
(зимние) прослои чередуются с более грубыми (4—6 мм) песчано-алев-
ритовыми (летними). Но встречаются и иные соотношения — грубые
слои глин чередуются с очень
тонкими прослоями алеврита.
В прибрежной зоне озерного во-
доема ленточные глины часто за-
мещаются более грубыми песча-
ными осадками, иногда с грави-
ем и галькой. Окраска глин в
верхней части-пестрая, ниже бо-
лее однородная шоколадно-ко-
ричневая, а еще ниже голубова-
то-серая или серая. В самой
верхней части толщи глины под
влиянием почвенных процессов
теряют слоистость и приобрета-
ют темно-бурый цвет. Хотя озер-
но-ледниковые отложения и назы-
вают глинами, но это определе-
ние справедливо только для зим-
них прослоев более тяжелого со-
става. Состав ленточных глин
может изменяться от глин до су-
песей. Так, по данным В. Д. Лом-
тадзе (1965), для Приневской
низменности из тысячи опреде-
лений валового гранулометриче-
ского состава озерно-ледниковых
отложений глинами оказались
229 образцов, суглинками 760 и
супесями 11 образцов. Иные ре-
зультаты получены для Пярнус-
ского озерно-ледникового бас-
сейна. Здесь из 290 определений
собственно глинами оказались
266 образцов; суглинками 21 и
супесями 3 образца. Среднее со-
держание глинистых частиц в
толще ленточных глин Ленин-
града составляет 36%, пылева-
тых частиц -— 59 и песчаных —
Рис. 12. Позднеледниковые ленточные
глины (по керну скважины в районе
г. Пярну)
5%. В широких пределах изменяется и число пластичности — от 3 до
19 (чаще 9—11). Глинистая фракция ленточных глин представлена
преимущественно гидрослюдами с небольшой примесью каолинита и
монтмориллонита.
Ленточные глины встречаются в ледниковых отложениях разного,
возраста, но наиболее широко распространены в отложениях заверша-
ющей стадии последнего оледенения. Они занимают обширные площади
в Прибалтике, Белоруссии и Ленинградской обл., где являются основа-
нием многих инженерных сооружений. Поскольку они сравнительно не-
давно вышли на поверхность и почти не изменены литогенезом, инже-
8»
нерно-геологические свойства этих глин во многом неблагоприятны.
•С ленточным строением пород связана резко выраженная анизотропия
-свойств. Объемная масса ленточных глин изменяется от 1,3 до 2,0 г/см3
(чаще 1,8—1,9 г/см3); объемная масса скелета — от 1,0 до 1,6 г/см3
(чаще 1,4—1,5 г/см3). Коэффициент пористости изменяется от 0,47 до
1,20, в единичных случаях достигает 2 и более (чаще 0,6—0,9). Естест-
венная влажность глин 30 45% (иногда достигает 60—70%), супе-
сей — 22—28, песков — колеблется от 3—10% в зоне аэрации до 22—
•32% ниже уровня 1рунтовых вод. В большинстве случаев отложения
приледниковых озер находятся в состоянии, близком к полному водо-
насыщению. Естественная влажность ленточных глин почти всегда пре-
вышает нижний, а во многих случаях и верхний пределы пластичности.
В последнем случае глины находятся в скрытотекучем состоянии, при
нарушении их естественной структуры приходят в текучее состояние.
При динамическом воздействии им свойственны ярко выраженные тик-
сотропные явления. Озерно-ледниковые мелко- и тонкозернистые пески
и супеси часто представляют собой типичные плывуны.
Ленточные глины обладают невысоким сопротивлением сдвигу.
Угол внутреннего трения не превышает 12—20°, часто снижаясь до не-
скольких градусов; сцепление 0,02-10®—0,3-105 Па (чаще 0,05-105—
0,1-105 Па). Деформационные свойства ленточных глин также
изменяются в широких пределах. Так, в Ленинграде ленточные гли-
ны делят на три класса: 1) глины, образующие устойчивые основания
с коэффициентом пористости меньше 0,75, модулем общей деформации
больше 70-105 Па и относительным сжатием 0,5—1,5%; 2) глины, обра-
зующие основания средней устойчивости с коэффициентом пористости
0,75—0,90, модулем деформации 30-105—60-10® Па и относительным
сжатием 1,5—2,5%; 3) глины, образующие слабые основания, характе-
ризующиеся соответственно значениями 0,9—1,2; 15-105—30-105 Па и
2,5—6%. Озерно-ледннковые супеси и пески менее сжимаемы. Коэффи-
циент сжимаемости этих пород измеряется сотыми и тысячными доля-
ми. Модуль общей деформации 100-105—500-105 Па, достигая наиболь-
ших величин у средне- и крупнозернистых песков, встречающихся, как
уже указывалось выше, только в прибрежных частях приледниковых
бассейнов. Испытания с помощью штампов показали, что разрушение
структуры глин происходит прн нагрузках 1,5-105—2,5-10® Па. Ленточ-
ные глины водонеустойчивы и легко размокают, в откосах котлованов
оплывают, весьма склонны к морозному пучению.
Погребенные разности ленточных глин лучше уплотнены н обычно
находятся в пластичной консистенции. Обработка большого количест-
ва образцов надморенных и подморенных ленточных глин Северо-За-
пада РСФСР (Кагнер, 1959) показала, что объемная масса надморен-
ных глин 1,19—1,40 г/см3, а подморенных 1,50—1,64, т. е. примерно на
20% выше. Коэффициент пористости соответственно для надморенных
глин 1,19—1,40, для подморенных 0,75—0,82.
Отложения внутриледниковых водоемов (камы) образуются в про-
талинах ледникового покрова, преимущественно в его краевой зоне.
После стаивания ледника они образуют холмистые участки или плато-
образные возвышенности неправильных очертаний, а также отдельные
куполовидные холмы. В связи с разнообразием режима внутриледнико-
вых водоемов и впадающих в них потоков камовые отложения пестры
по составу: это пески (часто с гравием и галькой), супеси, суглинки и
реже глины с отчетливой горизонтальной слоистостью. С поверхности
•они местами перекрыты маломощным (от долей метра до 3 м) слоем
морены, отложенной, по-видимому, льдинами, отрывавшимися от ос-
«4
«овного массива льда. Общая мощность камовых отложений 10—30 м,
изредка достигает 50—60 м.
В связи с большим разнообразием состава существенно различают-
ся и свойства литологических разностей камовых отложений. Песчаные
разности приближаются по своим свойствам к флювиогляциальным
осадкам, глинистые — к озерно-ледниковым. Однако в связи с более
благоприятными условиями дренажа, плотность их обычно выше, чем
озерно-ледниковых отложений, а также более благоприятны и прису-
щие им деформационно-прочностные свойства.
Межморенные отложения. В толще отложений, связанных
с деятельностью ледника, содержатся также отложения иного проис-
хождения, сформировавшиеся в период межледниковий, когда льды ос-
вобождали территорию северной Европы, и здесь устанавливался кли-
мат более теплый, чем современный. Межморснныс отложения пред-
оставлены образованиями различного генезиса: аллювиальными, озер-
ными, болотными, а в северных и северо-западных частях региона —
-морскими. С поверхности они перекрываются флювиогляциальными от-
ложениями более молодого оледенения, а подстилаются флювиогляци-
альными отложениями более древнего оледенения. Полный разрез меж-
морепных отложений сохранился только на ограниченных участках
(главным образом в глубоких депрессиях рельефа), поскольку насту-
павшие ледники разрушили и уничтожили на большей части площади
же только перекрывающие флювиогляциальные, но частично и сами
межледниковые отложения. По этой причине межледниковые отложе-
лия нередко перекрываются непосредственно основной мореной более
молодого оледенения, а их мощность сильно сокращена, вплоть до пол-
ного их выпадения из разреза.
Межморенные отложения трудно поддаются расчленению, в связи
-с чем при инженерно-геологических исследованиях они обычно изуча-
ются и характеризуются только в целом. Представлены они в основном
песками (местами с грубообломочным материалом, который иногда об-
разует отдельные линзы и прослои), супесями, суглинками и глинами,
а также прослоями торфа и сапропеля. Общая мощность толщ изме-
няется от нескольких метров до 100 м и более. Свойства пород, слага-
ющих межморенные толщи, в связи с включением в их состав отложе-
,ний различного генезиса изменяются в очень широких пределах.
Лессовые породы включают два типа образований; лессы я лессо-
видные породы.
Лессы — это пылеватые породы от палево-желтого до буровато-
желтого цвета, вскипающие от 10%-ного раствора соляной кислоты,
пысокопористые и макропористые, неслоистыс, характеризующиеся связ-
ностью в сухом состоянии. В обнажениях при выветривании лессы обра-
зуют характерную столбчатую отдельность. При замачивании дают про-
садку, а в откосах легко размокают и оплывают. Породы, которые час-
тично утратили характерные для лессов признаки или не приобрели
их (обладают, например, слоистостью, содержат прослои песков и га-
лечников и др.), называются лессовидными. Чаще всего они описыва-
ются совместно как единая толща лессовых пород.
Строение и свойства лессовых пород подчиняются определенным
пространственным закономерностям, связанным с геологической истори-
ей отдельных районов Русской платформы и современной ландтпафтпо-
климатической зональностью. В связи с этими закономерностями на Рус-
ской равнине выделено три основные провинции (рис. 13).
I. Северная провинция охватывает центральную часть Русской
платформы в пределах развития днепровского и частично московского
85
Рис. 13. Распространение покровных и лессовых отложспнй (по данным В. С. Быковой,
1967)
Лессовые породы: 1 — лессы и лессовидные породы мощностью от 10 до 40 м и более,
проявляющие просадки преимущественно от собственного веса (И, реже I тип просадоч-
иости по СНиПу); 2 — лессовидные породы и лессы мощностью от 5 до 15—30 м,
проявляющие значительные просадочные деформации при дополнительных нагрузках
(I, ипогда II тип); 3 — лессовидные породы средней (чаще 5—10 м) и изменчивой
мощности, проявляющие незначительные просадочные деформации при дополнительных
погрузках (I тип) и местами переходящие в пспросадочные. Покровные отложения
непросадочпыс 4 — суглинки и су поен мощностью от 1 до 7 м, нередко имеющие лес-
совидный облик и на юге слабопросадочпые; 5 — суглинки и супеси мощностью пре-
имущественно 2—5 м, местами имеющие лессовидный облик и на юге слабопросадоч-
ны. Провинции лессовых пород: 6 — границы провинций, 7 — номера провинций
оледенении н продолжается па восток за пределы области континенталь-
ных оледенений в Поволжье и Заволжье. В пределах этой провинции
лессовидные суглинки, супеси и глины имеют прерывистое и островное
распространение и небольшую мощность. На водоразделах она не
превышает 5 м, на склонах речных долин и балок местами увеличивает-
ся до 10—15 м. В южной части провинции в разрезах можно проследить
два горизонта лессовидных пород, па отдельных участках разделенных
горизонтом погребенной почвы. В основании разреза местами встреча-
ются щебень и дресва подстилающих пород. Состав, структура, тексту-
ра и условия залегания лессовых пород в пределах северной провинции
свидетельствуют об их преимущественно элюво-дслювиальном, местами
{южная часть зоны) эолово-делювиальном, а на надпойменных терра-
сах рек аллювиальном генезисе.
II. Южная провинция охватывает всю территорию за пределами
оледенений (за исключением Прикаспийской низменности) и частично
территорию Днепровского, Донского и Санско-Бугского ледниковых язы-
ков. Для нее характерно развитие мощной толщи лессовых пород, за-
легающих сплошным покровом на всех основных формах рельефа. Мощ-
ность лессовой толщи изменяется от 10 до 30 м, а местами достигает
70 м. Только в районах неглубокого залегания или выходов на поверх-
ность дочетвертичных отложений (Донбасс, Волыно-Подольская, При-
азовская возвышенности, Бугско-Днестровское междуречье и др.), в до-
линах рек на пойменных н низких надпойменных террасах, на участках
.развития подовых и лиманно-морских отложений лессовый покров имеет
-прерывистое распространение и небольшую мощность.
По происхождению мощные толщи однородных лессовых пород, по-
крывающие водоразделы, принято относить к эолово-делювиальным, ма-
ломощные, слоистые на низких надпойменных террасах рек — к аллю-
виальным, а лессовидные супеси, суглинки и глины с включением дрес-
вы и щебня коренных пород на возвышенностях, сложенных дочетвер-
тичными отложениями — к элювиально-делювиальным. Наименьшую
-мощность (до 10—14 м) лессовая толща имеет в границах максималь-
ного оледенения. Здесь она обычно делится на два-три горизонта позд-
ние- и среднечетвертичиого возраста, разделенных погребенными почва-
ми. В пределах Днепровского ледникового языка установлено наличие
шодмореипой толщи лессовидных супесей и суглинков, которую можно
подразделить на ряд горизонтов. Большинство исследователей относит
•их к озерным и элювиально-делювиальным образованиям. За предела-
ми развития ледниковых отложений мощность лессовых пород значи-
тельно увеличивается, как правило, до десятков метров. Здесь распро-
странены лессовые породы всех отделов четвертичной системы — от
нижне- до верхнепленстоценовых, а на склонах долин и балок встреча-
ются и голоценовые лессовидные образования. Наиболее полные разре-
зы лессовых пород отмечаются на водоразделах и высоких террасах.
Основная особенность строения лессовых толщ в этой провинции за-
ключается в ритмичном строении, которое проявляется в многократном
(двух-, трех-, реже четырехкратном) повторении лессовых ритмов.
Каждый ритм состоит из погребенной почвы, горизонта лесса и гори-
зонта лессовидного суглинка. Лесс светлой палевой окраски, зернистой
структуры имеет легкий состав и самую низкую для всего разреза объ-
емную массу. Лессовидный суглинок отличается более темным цветом,
относительно более тяжелым составом и более высокой объемной мас-
сой. Погребенные почвы занимают по всем этим характеристикам про-
межуточное положение. В пределах водораздельных участков и надпой-
менных террас, покрытых лессовыми породами, местами встречаются
87
поды — замкнутые понижения площадью от нескольких десятков мет-
ров до 30 км2, а иногда и более. Поды унаследовали понижения рельефа
разного возраста и генезиса и сложены оглеенными пылеватыми зелено-
вато-серыми суглинками и глинами, по составу сходными с лессовидны-
ми породами.
Ш. Для юго-восточной провинции, охватывающей север Прикаспий-
ской низменности, характерно островное развитие лессовидных пород,,
лежащих здесь на отложениях хвалынской трансгрессии. Мощность их
колеблется от 1 до 20 м. Происхождение лессовидных суглинков водо-
раздельных пространств в этом районе до настоящего времени остается
проблематичным. По склонам долин рек и балок нередко отмечаются
Маломощные (до 3—5 м) лессовидные суглинки и супеси делювиально-
го, а на надпойменных террасах рек — лессовидные отложения аллю-
виального генезиса. В долине р. Урала их мощность на отдельных уча-
стках достигает 8—10 м.
Более детальная характеристика всех типов и возрастных горизон-
тов лессовых пород приведена в описании регионов второго порядка.
Поэтому здесь приводится только их общая характеристика. Для
всех лессовых пород характерно высокое содержание пылева-
тых и небольшое содержание песчаных и глинистых фракций. При этом
намечается общая закономерность: наиболее легкие разности преобла-
дают на севере, вблизи долин рек и на надпойменных террасах, наибо-
лее тяжелые — на юге, в пределах водораздельных пространств. В рай-
онах развития мощных толщ лессовых пород наблюдается общая тен-
денция увеличения содержания глинистой фракции с глубиной. В ре-
зультате в основании разреза залегают наиболее тяжелые разности по-
род, представленные лессовидными глинами и тяжелыми суглинками.
На эту общую тенденцию накладываются закономерности второго по-
рядка, связанные с отмеченным ранее ритмичным строением лессовых
толщ. Это проявляется, в частности, в изменении значений показателей
пластичности. При общей тенденции увеличения числа и пределов пла-
стичности с глубиной, отмечается тесная связь этих показателей с со-
ставом отложений: повышенные значения показателей пластичности от-
вечают горизонтам лессовидных суглинков, пониженные — лессам, про-
межуточные — погребенным почвам.
Содержание водно-растворимых солей в лессовых породах на рав-
нинах европейской части СССР увеличивается с севера на юг. Макси-
мальное содержание легко водно-растворимых солей установлено в лес-
совых породах Прикаспийской низменности и в отдельных районах При-
сивашья.
Структура лессовых пород определяется в основном характером и
степенью агрегированности частиц. В соответствии с этим выделяются
лессовые породы с зерписто-плепчатой, зернисто-агрегативной и агрега-
тивной структурой (Ларионов, 1971). Первая характерна для лсссов, по-
следняя — для лессовидных суглинков и глин. Зернисто-агрегативная
же структура встречается как у лессов, так и у легких разностей лес-
совидных пород. Установлено, что лессовые породы, имеющие зернисто-
пленчатую и зернисто-агрегативную структуру, являются просадочными,
агрегативная же структура характерна для непросадочных пород. Наи-
более характерные значения физико-механических показателей свойств
лессовых пород по отдельным провинциям приведены в табл. 6. При-
ведем некоторые дополнительные сведения об изменении свойств лессо-
вых пород в пространстве.
Плотность лессовых пород отличается устойчивыми значениями и
существенно не изменяется ни по простиранию, ни по глубине. Некото-
88
Фязнко-механические свойства лессовых пород
Таблица 6
-Провощая	Показатели пластичности, о/ /0		Объемная масса, г/см*			Естест- венная влажность, %	Коэффициент относительной иросядочности при погрузке 3 10* Па
	нижний предел	ЧИСЛО плас* тич- ностп	влажной породы	скелета	коэффициент пористости		
1. Северная	18—27	5-15	1,75—1,98	1,50—1,72	39—48	14-27	*0,00*—0,03
					0,64—0,92		
П. Южная	16—25	5—23	1,48—1,98	1,35—1,66	37—50	7—21	0,00—0,10
					0,61—1,00		
ЭИ. Юго-вос- точная	11—22	5—21	1,70—1,92	1,62	42 0,70	6-20	0,00-0,06
4>ос повышение значений до 2,70—2,72 намечается у наиболее тяжелых
разностей лессовых пород (лессовые глины в основании разреза лессо-
вых пород юга Украины). Объемная масса породы при естественной
влажности изменяется в широких пределах. Наиболее низкие значения
объемной массы наблюдаются у эолово-делювнальных, пролювиально-
делювиальных и делювиальных придолинных лессовых пород, наиболее
высокие — у пылеватых тяжелых суглинков и глин. Для погребенных
•почв характерны средние значения этого показателя. Изменения порис-
тости подчиняются тем же закономерностям, что и объемная масса по-
роды. У лессовых пород южной провинции она выше, чем у лессовых
пород северной провинции; в верхних горизонтах разреза выше, чем в
нижних, у лессов выше, чем у лессовидных суглинков. Макропоры наи-
более многочисленны и велики в верхних горизонтах разреза (особенно
у типичных лессов), в нижних горизонтах они немногочисленны и неве-
лики по размеру. Активная пористость, характеризующаяся объемом
лор размером более 0,02 мм, которая, по мнению А. К. Ларионова и
Б. Ф. Галая (1966), наиболее существенно влияет на просадочность,
колеблется в разных районах Русской равнины от 13 до 26% и подчи-
няется тем же закономерностям, что и общая пористость.
Влажность и степень влажности лессовых пород меняется по раз-
резу и по площади. В верхней части разреза влажность непостоянна и
меняется по сезонам года. Наиболее высокие значения она имеет вес-
ной и в начале лета (май, июнь), наиболее низкие — в осенне-зимнее
время (сентябрь—декабрь). Этот вопрос был изучен Ю. Б. Текучевым
(1972) для правобережья Дона. Выполненные им исследования показа-
ли, что наиболее значительные изменения влажности наблюдаются в
верхней части разреза до глубины 6 м, но небольшие изменения просле-
живаются и глубже (до 10 м). Так, в приповерхностной толще (до глу-
бины 1—2 м) влажность лессовых пород изменялась от 13,3 до 18%,
т. е. почти на 5%, на глубине же 10 м — от 17,5 до 18,5%, т. с. только
на 1%. По наблюдениям других исследователей сезонные изменения
влажности наиболее отчетливо выражены в слое 0,5—3,5 м и прослежи-
ваются до глубины 5—6 м. В районах с мощным лессовым покровом (юг
Украины, Предкавказье) под слоем с сезонными изменениями влажно-
сти выделяется так называемый «мертвый» горизонт с практически по-
стоянным значением влажности несколько более низким, чем влажность
разрыва капилляров. В Восточном Предкавказье она в большинстве
89
случаев не превышает 12—13% (Балаев, Царев, 19G4), в районахюжнойг
Украины несколько выше — 15—18%. В районах, где лессы подстила-
ются глинами, ниже «мертвого» горизонта влажность вновь начинает
возрастать и достигает значений, отвечающих полному водоиасыщенню
лессовых пород. В основании толщ лессовых пород часто формируется
верховодка с капиллярной каймой высотой до 3—6 м (Текучев, 1972).
Влажность лессовых пород зависит также от их состава: у тяжелых раз-
ностей она выше, чем у легких.
По степени просадочности заметно различаются лессовые породы,
северной, южной и юго-восточной провинций (табл. 7). В северной про-
Таблица 7
Провинция в регион 11 порядка	Коэффициенты относительной просадочности	Мощность просадочной толщи, м	Суммарная величина просадка толща, см при aaipyaKe 3-10» Ila	Тип грунтовых условий, по просадочности
Северная провинция	0—0,02	2—5, иногда до 6—8	0—15, редко до 20—30	1 тип, непросадочные
Южная провинция Юго-западный склон Ук- раинского кристалли- ческого массива и Днеп- ровско-Донецкая впади- на	0—0,04	2-6	10—15, иног- да до 30—40	I тип, непросадочные
Украинский кристалличес- кий массив	0-0,05	0,5-30	15—30, иног- да 100 и больше	I тип, по склонам » к долинам рек — II тип, встречайте» непросадочные
Причерноморье, Приазовье	0-0,09 иногда до 0,17	1—14, редко до 18—20	15—30, иног- да 100 и больше	I тип, по склонам » к долинам рек — II тип, встречайте» непросадочные
Западное Предкавказье	0—0,04	3—8, редко до 10—11	0—30, иног- да больше	I тип, непросадочные
Центральное и Восточное Предкавказье, Ергени, междуречье Сал-Маныч	0,04—0,06 иногда до 0,18	5—25, иног- да до 30	0—100, иног- да больше	II и 1 типы
Донбасс	0-0,02	0—5, >пюгда до 6—7	0—15	I тип, ненросадочные-
Юго-восточная провинция Сыртовое Заволжье и Об- щий Сырт	0-0,07	0,5—6, ред- ко до 12	0-30	I тип, непросадочные
Прикаспийская низмен- ность	0-0,13	0—6, редко до 10—12	0—30	I тип
винции распространены главным образом слабопросадочные лессовые
породы, у которых просадка наблюдается только при дополнительных
нагрузках (I тип просадочности) и пепросадочиые. Отчетливо выраже-
на общая тенденция уменьшения просадочности с глубиной, но при двух-
трехслойном строении второй горизонт иногда бывает более просадоч-
ным, чем первый. Мощность просадочной толщн изменяется от 2 до
5 м, реже до 8 м, наибольшая характерна для делювиальных лессовых
пород на склонах и исрасчлененных лессовых толщ на юге
90
террйтории. Непросадочные разности встречаются в пределах всей
провинции, но наиболее характерны для Приволжской возвышенности
н Заволжья.
Южная провинция характеризуется значительно более широким рас-
пространением просадочных лессовых пород, среди которых встреча-
ются и такие разности, у которых просадка наблюдается при бытовом
давлении (II тин нросадочности). Просадочность лессовых пород в
•пределах южной провинции изменяется в широких пределах: от несколь-
ких сантиметров до 1 м, а изредка и более. В пределах развития ледни-
ковых отложений наиболее высокие значения просадочности установле-
ны у эолово-делювиальных лессовых пород, плащеобразно покрываю-
щих плато и поверхность надпойменных террас Днепра. Мощность
просадочной тлощи колеблется здесь от 2 до 6 м, а возможная суммар-
ная просадка при нагрузке 3-105 Па составляет, как правило, 10—15см,
лишь в отдельных местах достигая 30—40 см (города Канев, Лубны,
'Яготин).
На территории Украинского кристаллического массива, Причерно-
морья, Приазовья и Крыма встречаются лессовые породы от непроса-
дочных до сильнопросадочных с коэффициентом относительной проса-
дочиости при нагрузке 3-105 Па от 0 до 0,17. Более высокой просадоч-
«остью характеризуются эолово-делювиальные лессовые породы, зале-
гающие в верхней части толщи. Обычно это пылеватые супеси, легкие
•и средние суглинки, подстилающиеся непросадочными лессовидными по-
родами нижних горизонтов средне- и раннечетвертичного возраста и
скифскими красно-бурыми глинами. Наблюдается уменьшение проса-
дочности с глубиной. В районах переслаивания горизонтов лессовидных
пород и лессов при сохранении этой общей тенденции прослеживается
ритмичное чередование более просадочных лессов с менее просадочны-
ми лессовидными породами. Мощность просадочной толши колеблется
здесь в широких пределах: от 0,5 до 14 м, иногда достигая 18—30 м
(район Никополя, Запорожья, Баглей). Суммарная просадка при на-
грузке 3- 10s Па изменяется от 15 до 30 см, а в придолинных участках
водоразделов н на древних террасах может достигать 1 м и более. Де-
формации просадочного характера в естественных условиях отмечены в
Херсоне, Одессе, Никополе, Запорожье и в ряде пунктов на подтапли-
ваемых берегах Каховского водохранилища. Эти деформации вызывают
вертикальные смещения поверхности земли до 0,3—1 м, иногда более.
Непросадочные породы встречаются на участках местных пониже-
ний, в ложбинах стока, балках, просадочных блюдцах, подах. На боль-
шей части территории непросадочными являются также аллювиальные
лессовидные породы, залегающие на поверхности низких надпойменных
террас, и элювиально-делювиальные — на участках неглубокого залега-
ния дочетвертичных отложений. Кроме того, непрбсадочные породы ха-
рактерны для нижних частей разреза лессовидных толщ и участков не-
глубокого залегания грунтовых вод.
В Центральном и Восточном Предкавказье широко распространены
просадочные разности лессовых пород эолового, делювнально-эолового
« делювиально-пролювиального генезиса. Просадки здесь нередко на-
блюдаются и при природном давлении. Мощность просадочной толщи
на преобладающей площади составляет 3—8 м, но в отдельных районах
значительно увеличивается. Так, в восточной части Калаус-Манычского
междуречья она достигает 8—12, а местами 15 м, на юге Восточного
Предкавказья — 25 и даже 30 м, в Ергенях и междуречье Сал-Маныч
«а водоразделах — 13—20 м и более. Часто наблюдаются просадочные
деформации на действующих каналах. Значительные просадки с верти-
91
кальными смещениями до 1—2,5 м отмечены на Правобережном кана-
ле, несколько меньших размеров — на каналах Терской и других оро-
сительных систем Предкавказья (гл. 19). В Донбассе, в пределах Волы-
но-Подольской возвышенности, преобладают слабопросадочные и непро-
садочные лессовидные породы.
Юго-восточная провинция характеризуется преобладающим разви-
тием слабопросадочпых лессовых пород. Мощность просадочной толщи*
здесь не превышает 6, редко 12 м. С глубиной просадочные свойства;
снижаются. Для этой провинции характерно развитие лессовых пород
с высоким содержанием водно-растворимых солей. При длительной*
фильтрации воды на массивах орошения или участках строительства со-
оружений с мокрым технологическим процессом здесь могут наблюдать-
ся суффозионно-просадочные явления. При подъеме уровня грунтовых
вод активно проявляются процессы вторичного засоления, с последую-
щим образованием солончаков и солонцов.
Характеристика прочностных и деформационных свойств лессовых
пород приведена при описании регионов второго порядка. Здесь следу-
ет отметить лишь общую закономерность — резкое снижение прочност-
ных свойств и увеличение сжимаемости пород при водонасыщении. По-
данным В. Ф. Краева (1971), средние значения модуля общей деформа-
ции для верхнего горизонта верхнеплейстоценовых лессовых пород от-
дельных регионов южной провинции в замоченном состоянии могут сни-
жаться до 10 раз.
Покровные отложения широко распространены в центральной и се-
верной частях Русской равнины (за исключением золы последнего позд-
неплейстоценового оледенения) и облекают почти сплошным маломощ-
ным покровом водоразделы и поверхности высоких террас (см. рис. 13)^
Мнения о происхождении покровных отложений противоречивы, но
большинство исследователей сходятся на том, что первичный материал,,
из которого они образовались, мог иметь различный генезис: леднико-
вый, элювиальный, делювиальный, озерный, аллювиальный и др. Вто-
ричное же его преобразование с превращением в породу современного
облика связано с выветриванием в условиях холодного климата при
активном участии процессов криогенеза. Покровные отложения в боль-
шинстве случаев представлены весьма однородными безвалунными су-
глинками, реже супесями или глинами различных оттенков желтого цве-
та, состоящими преимущественно из частиц пыли. Залегают покровные
отложения па четвертичных образованиях разного возраста, генезиса,
состава, а иногда и на более древних дочетвертичных породах. Контакт
с подстилающими породами в большинстве случаев четкий, но иногда-
наблюдается постепенный переход покровных суглинков в подстилаю-
щую морену или глинистые породы иного генезиса. Мощность покров-
ных суглинков невелика (2—5 м), иногда достигает 6—8 м. Наибольшие
мощности наблюдаются па водоразделах; на склонах мощность суглин-
ков обычно не превышает 1—2 м. Содержание пыли в покровных отло-
жениях не менее 55%, чаще 70—80%, а в отдельных случаях достигает
85% и более (Мазуров, 1962; Бобов, 1964). Содержание глинистых ча-
стиц колеблется от 7 до 30%, песчаных — от 3 до 25%. Частиц крупнее
2 мм содержится пе более 1%. В минеральном составе глинистой фрак*
ции преобладают гидрослюды, в составе пылеватой и песчаной фрак-
ций — кварц и в меньшем количестве — полевые шпаты. Показатели
пластичности также изменяются в довольно широких пределах: верхний1
предел пластичностй от 15 до 52%, нижний—от 13 до 30% числа плас-
тичности от 2 до 30. Средние значения числа пластичности для раз-
личных районов составляют 12—18, что характеризует породу как су-
92
глинки. Реже встречаются глины и супеси. Так, среди покровных отло-
жений Московской, Смоленской и Калужской областей суглинки соста-
вили около 76%, глины 15 и супеси около 9%.
Физико-механические свойства покровных отложений довольно ус-
тойчивы. Объемная масса при естественной влажности обычно изме-
няется в пределах от 1,80 до 2,00 г/см3, объемная масса скелета — от
1,53 до 1,73 r/см3. Наиболее характерное значение объемной массы ске-
лета для покровных суглинков центральной части Русской равнины со-
ставляет 1,63 г/см3. Естественная влажность покровных суглинков зави-
сит от времени года, климата, рельефа и других факторов и изменяет-
ся в широких пределах — от 9 до 40%, преобладают значения 20—28%.
Степень влажности изменяется от 0,65 до 1,0 (в среднем 0,9). Сопротив-
ление сдвигу непросадочных покровных отложений характеризуется сле-
дующими цифрами: угол внутреннего трения 11—27° (чаще около 20°),
сцепление 0,05-10®—0,86-10s Па (чаще 0,1-105 0,2-105 Па). Средние-
значения сцепления у покровных отложений Московской, Смоленской
и Калужской областях колеблются от 0,27-105 до 0,46- 10s Па (в среднем
0,35’10® Па). Коэффициент сжимаемости покровных отложений изме-
ряется в пределах от 10-8 до 10-7 Па-1, характеризуя их как среднссжи-
маемую породу. Модули общей деформации отложений при нагрузках
ЫО5 —3- 1СР Па колеблются от 20*105 до 150-105 Па при среднем значе-
нии 60’105 Па.
В связи с повышенной пылсватостью покровные отложения харак-
теризуются легкой размокаемостью и тиксотропностью. При значитель-
ном увлажнении наблюдается морозное пучение, высота пучения может
достигать 10—15 см.
Свойства покровных отложений заметно меняются в направлении с
северо-запада на юго-восток: увеличивается пористость, снижается
влажность, постепенно начинает проявляться просадочность.
Морские отложения голоцена и 'плейстоцена наиболее широко рас-
пространены в прибрежной зоне Балтийского, Каспийского морей и мо-
рей полярного бассейна (см. рис. 6). Морские осадки Черного моря в-
связи с погружением побережья на большей части территории залега-
ют ниже уровня моря, выходя на дневную поверхность только в преде-
лах Таманского и Керченского полуостровов. Современные и древние
морские отложения накапливались в разных палеогеографических об-
становках, что обусловило существенные различия их инженерно-геоло-
гических особенностей. Это обстоятельство не позволяет дать обобщен-
ную характеристику вещественного состава и их физико-механических
свойств. Это можно сделать только по отдельным морским бассейнам,
которые подробно рассмотрены в гл. 8, 11, 20, 22. Поэтому здесь мы
кратко остановимся только на некоторых особенностях морских осад-
ков различных морских бассейнов.
В составе морских верхнеплейстоцеиовых глинистых пород северных
морей преобладают голубоватые и зеленовато-серые разности с массив-
ной текстурой. Осадки отличаются большим разбросом экстремальных
значений физико-механических свойств, что свидетельствует об их не-
однородности. Верхи толщи (2—3 м) обладают сравнительно благопри-
ятными инженерно-геологическими свойствами за счет достаточно проч-
ных структурных связей. Подстилающая их пачка глинистых пород с
малопрочными диагенетическими связями легко теряет прочность и раз-
жижается под воздействием механических и особенно динамических на-
грузок. Глинистые породы низов разреза в результате возрастания роли-’
коагуляционных связей отличаются большей плотностью и меньшей сжи-
маемостью.
93
Для голоценовых морских глинистых пород Карелин типично при-
сутствие плывунно-текучих разностей, характеризующихся повышенной
относительной влажностью, высоким значением pH (более 8), высоким
содержанием поглощенного иона магния (50—60%), низкой минерали-
зацией порового раствора, низким содержанием высокодисперсного гли-
нистого вещества (до 1%) и тиксотропным структурообразованием. Эти
осадки являются слабым и сильносжимаемым естественным основанием
сооружений.
На прочностные свойства морских осадков Балтийского моря (от
образований Балтийского озера до отложений лнторипового моря) су-
щественное влияние оказывает включение органики. Ес присутствие по-
вышает коэффициент пористости песков и супесей от 0,5—0,8 до 1,8. Да-
же небольшая примесь органических веществ в тонкозернистых песках
придает им плывунные свойства. Для всех рассмотренных глинистых
осадков характерен гидрослюднстый состав и высокая емкость погло-
щения. Содержание иона натрия в составе поглощенного комплекса не-
велико (наименьшее в отложениях Балтийского моря).
Верхнеплиоцен-голоцеповые морские осадки Каспийского моря от-
личаются широтой развития в пределах Прикаспийской впадины, фор-
мируя высокие (хвалынские) террасы на удалении многих сотен кило-
метров от современных берегов моря или выполняя обширные древние
депрессии. Так, мощности апшеронских морских отложений достигают
местами 800 —1 000 м, а в их составе появляются органогенные породы,
представленные известняками-ракушечниками. Как древние отложения,
так и осадки хвалынской и новокаспийской трансгрессий отличаются
высоким содержанием водно-растворимых солей (более 2%), средн ко-
торых преобладают сульфаты и хлориды. Примечательно, что, как н для
морской глинистой толщи северных морей, в шоколадных хвалыпекнх
глинах выделяются три зоны, отличающиеся прочностными и деформа-
ционными характеристиками.
Позднекайнозойские морские отложения Причерноморья по веще-
ственному составу близки к морским осадкам Каспийского бассейна,
>но отличаются от них небольшими мощностями и ограниченным рас-
пространением. Наиболее древние из них известны только на Керчен-
ском, Таманском полуостровах и северном побережье Азовского моря.
Голоценовые отложения слагают узкие пляжн, косы и пересыпи. В При-
лива шье и на восточном побережье Азовского моря развиты специфиче-
ские лимано-морские отложения позднеплейстоценового и голоценового
^возраста, представленные чаще всего илами, обогащенными органичес-
кими соединениями, что определяет их невысокую несущую способность.
-В инженерно-геологическом отношении отложения черноморских транс-
грессий изучены слабо.
Аллювиальные отложения широко распространены на всей террито-
рии Русской равнины. На аллювии выстроены многие населенные пунк-
ты, промышленные комплексы, гидротехнические и иные сооружения.
Многие крупные речные долины заложены на Русской платформе
в конце палеозоя и в мезозое (Обедиентова, 1973). Однако подавляю-
щая часть аллювиальных отложений, сохранившихся в долинах к на-
стоящему времени, сформировалась в течение позднего кайнозоя. Осо-
бенно большую роль в формировании аллювиальных отложений Русской
платформы сыграло многократное оледенение этой территории. При
этом строение аллювия во многом определяется положением речных до-
лин относительно границ отдельных оледенений. Так, в речных долинах,
расположенных в пределах верхнеплейстоценового (калининского) оле-
денения, выражена, как правило, пойменная, и только у некоторых круп-
94
ных рек также одна надпойменная терраса. В зоне московского оледе-
нения к ним добавляется еще одна верхнеплейстоценовая терраса, в зо-
не днепровского оледенения появляется московская, а во внеледниковой
зоне — днепровская террасы. Плейстоценовые оледенения оказали су-
щественное влияние на фациальную структуру и вещественный состав-
аллювия. Ледниковые покровы, двигаясь к югу и юго-востоку, вызыва-
ли подпруживание рек, текущих им навстречу, что приводило к образо-
ванию в долинах озер. В связи с этим в строении речных террас, фор-
мировавшихся в эпохи оледенений (в особенности, верхнеплейстоцено-
вых) в долинах рек бассейнов Балтийского, Белого и Баренцева морей,,
большое участие принимают озерно-аллювиальные отложения. В по-
дошве обычно залегают осадки базальной и иристрежневой фаций ал-
лювия, среди которых преобладают разнозернистые пески с галечником
в основании. Перекрывающая их основная часть отложений, имеющая
более широкое площадное распространение, представлена чередованием
аллювиальных песков с озерными суглинками, супесями и глинами,,
часто ленточной текстуры.
В тех случаях, когда ледники продвигались южнее главного евро-
пейского водораздела, создавались условия для свободного стока талых
вод к югу. Реки с ледниковым питанием отличались длительным поло-
водьем в течение всего летнего сезона и были перегружены обломоч-
ным материалом, что вызывало избыточную аккумуляцию аллювия иг
дробление реки на рукава. В мелководных протоках отлагались преиму-
щественно пески, местами переходящие в супеси. Для песков характерен
разнозернистый состав, плохая отсортироваиность, значительная при-
месь пылеватых и глинистых частиц (рис. 14). Включения крупнообло-
мочного материала встречаются лишь в непосредственной, близости от
края ледника, питавшего реку. Прослои глин н суглинков в толще пес-
ков обычно не имеют характерной для старичных отложений линзовид-
иой формы, а ближе по условиям залегания к осадкам пойменных раз-
ливов или вторичных водоемов.
Аллювий такого типа наиболее полно представлен в строении сред-
исплсйстоценовых террас Средней Волги, Дона и Днепра, образование
которых происходило в эпохи днепровского и московского оледенении
на сравнительно небольшом удалении от границ распространения мате-
риковых льдов. Верхнеплейстоценовый перигляциальный аллювий этих
рек формировался без существенного участия осадков талых ледниковых
вод, поскольку ледники не всюду достигали даже верховьев долин. От
среднеплейстоцеиового он отличается меньшей мощностью и большей
однородностью — почти вся толща сложена мелкозернистыми песками
русловой фации с более низким содержанием пылеватых и глинистых
частиц. Изучение многочисленных геологических разрезов показывает,
что в перигляциальном аллювии по сравнению с аллювием умеренного
пояса (современным и межледниковым) фациальная дифференциация
осадков выражена более слабо. Преобладает русловый аллювий, пой-
менный и старичный недоразвит и иногда почти полностью отсутствует.
Крупность обломочного материала вниз по разрезу увеличивается не-
значительно, базальный горизонт маломощный и прослеживается не
всюду. Перигляциальный аллювий слагает обычно верхнюю часть раз-
реза аллювиальных свит, а межледниковый, формировавшийся в усло-
виях умеренного климата, залегает в основании, имеет меньшую мощ-
ность и обычно сохраняется неповсеместно. Средняя крупность русло-
вых песков периг.тяниального аллювия значительно ниже, . чем в-
аллювии рек умеренного пояса. Так, в долине Средней Волги медианный
диаметр русловых песков разного возраста (от акчагыла до голоцена).
95
-образовавшихся в условиях умеренного климата, колеблется от 0,28 до
0,36 мм, а русловых песков средне-верхнеплейстоценовых перигляциаль-
ных свит — от 0,12 до 0,17 мм.
Резкое различие величины медианного диаметра сохраняется на
значительном протяжении долины. Особенно отчетливо это видно при
'сравнении голоценового и межледникового среднеплейстоцеиового (лих-
Рис. 14. Интегральные кривые гранулометрического состава
руслового аллювия псригляциальной области и умеренною
пояса.
Аллювий перигляциалыюй области, формировавшийся при учас-
тии талых ледниковых вод: 1 — калининский юризоит (Кост-
рома); 2—московский горизонт (Горький); 3 — днепровский
горизонт (Чебоксары); 4 — днепровский горизонт (Казань).
Аллювий перигляциальной области, формировавшийся без учас-
тия талых ледниковых вод: Б — калининский горизонт (Че-
боксары); 6 — московский горизонт (Казань). Аллювий уме-
ренного пояса: 7 — голоцен (Чебоксары); 8 — .тихвинский го-
ризонт (Чебоксары); 9 — нижний плейстоцен, венедская свита
(Куйбышев); 10 — верхний плиоцен, акчагыльский ярус (Че-
боксары)
вииского) руслового аллювия с перигляциальным верхнеплейстоценовым
на участке от Калинина до Волгограда (рис. 15).
Голоценовый аллювий в сравнении с аллювием ледниковых эпох
отличается более четкой фациальной и механической дифференциацией
осадков. Он разделяется на трн основные группы фаций — русловую,
старичную и пойменную. Соотношение между ними определяется дина-
микой водного потока (Шанцер, 1966).
В основании толщи русловых осадков, слагающих пижпюю
часть разреза, располагаются отложения базальной фации, формирую-
щиеся в стрежневой зоне потока в процессе размыва им своего ложа.
Для иих характерна крупнолинзовидная неправильная косая слоистость
м наибольшая крупность частиц. Они представлены грубо-, крупно- и
разиозернистыми песками с гравием и галькой, реже галечниками. Ко-
96
эффициент неоднородности базального аллювия почти во всех случаях
превышает 3, достигая 10 -15 и более. Мощность базального горизонта
колеблется от 0,2 до 9 м (обычно 1—4 м). Выше залегают осадки прн-
стрежневой фации, накапливающиеся в условиях неустойчивого режима
аккумуляции. Для них типично переслаивание различного по крупности
материала, среди которого преобладают средне-, реже мелкозернистые
пески с примесью гравия, иногда гальки. Коэффициент неоднородности
песков пристрежневой фации обычно колеблется от 2,5 до 3,5. Слоис-
тость песков правильная диагональная или косая, реже встречаются
Рис. 15. Изменение медианного
диаметра зерен русловых песков %;
по долине Волги.
Аллювий умеренного пояса: 1 —
голоцен; 2 — средний плейстоцен; §
лнхвинский горизонт; 3 — аллю-
внй перигляциальной области §
(верхний плейстоцен, калининский
горизонт). Цифры у пунктов опро-
бования на кривых обозначают ко-
личество определений, использо-
ванных при расчетах
пачки с горизонтальной и перистой слоистостью. Наблюдаются включе-
ния растительного детрита, остатки обуглившейся древесины, скопления
раковин. Венчает разрез руслового аллювия пляжевая фация, осадки
которой отличаются меньшей крупностью и большей однородностью.
Они представлены мелко-, реже тонкозернистыми песками с косоволннс-
той, перистой и горизонтальной слоистостью. По условиям образования
и строению к отложениям пляжевой фации близки осадки, слагающие
прирусловые валы и гривы на пойме. В песках пляжевой и пристреж-
невой фаций встречаются маломощные (5—20 см), суглинистые и су-
песчаные прослои заиления, образующиеся в результате осаждения тон-
ких осадков на русловой отмели при спаде половодья и заиливания пле-
сов в межень. Пристрежневая и пляжевая фации составляют около 90%
руслового аллювия и 60—80% всей аллювиальной свиты. Эти фации хо-
рошо различаются только в аллювии рек, имеющих четко выраженное
основное русло. Во многих случаях они отдельно не выделяются, и в
описаниях объединяются под названием русловой фации.
Многочисленные данные полевого и лабораторного изучения грану-
лометрического состава осадков разных фаций подтверждают резкие
различия между ними, что хорошо видно на примере Волги (рис. 16),
Днепра (Еськов, 1970), Десны и др. (Лазаренко, 1964; Лунев, 1967).
Мощность руслового аллювия в долинах большинства рек Русской рав-
нины колеблется от 5 до 15 м, а у наиболее крупных рек Волги, Дона,
Днепра, Камы, Сев. Двины, Печоры достигает 20—25 м.
Старичный аллювий неразрывно связан с русловым, залегая
в нем в виде линз мощностью до 10 м, а у крупных рек в отдельных
случаях до 15—18 м. Старичные отложения образуются в отшнуровав-
шейся от реки части русла в озерную стадию развития водоема в усло-
виях пойменного режима. В основании разреза обычно залегают осад-
ки ранней озерной стадии — оглеенные суглинки с неясной пологовол-
97
нистой слоистостью. Оии перекрываются осадками зрелой озерной ста-
дии с сезонной ленточной слоистостью, представленными чередованием
тонких слоев иловатого суглинка или глины, супеси и глинистого мел-
ко-, тонкозернистого песка. Глины и суглинки составляют, как правило,
70—90% разреза. В небольших старицах и краевых частях крупных
стариц иногда преобладают иловатые супссн и глинистые пески. Отло-
жения обогащены растительными остатками, существенно влияющими
0,05 0,1 0,25 0,5	2,0	10,0
Диаметр частиц, мм
на их физико-механические
свойства. На дне современ-
ных старичных озер залега-
ют нлы, образующие рых-
лую водопасыщенную мас-
су, по консистенции при-
ближающуюся к суспензии.
С глубины 1—2 м илы уп-
Рпс. 16. Интегральные кривые гра-
нулометрического состава основ-
ных фаций голоценового руслового
аллювия Волги в районе Чебок-
сарской ГЭС (а) и Волжской ГЭС
им. В. И. Ленина (б).
Фации: 1 — пойменная; 2 — пля-
жевая; 3 — пристрежневая; 4 —
базальная
лотняются, превращаясь в породу текучей или мягкопластичиой консис-
тенции, обладающую некоторой структурной связностью.
Пойменный аллювий слагает верхнюю часть разреза аллю-
виальных свит. В долинах большинства рек Русской равнины в составе
пойменного аллювия можно выделить две основные фации — приречной
и внутренней поймы. Для первой характерны отложения с горизонталь-
ной сезонной слоистостью, выраженной чередованием мелко-, тонкопес-
чаных и суглинистых прослоев, часто Гумусированных. Во внутренней
пойме, где оседают более тонкие частицы, преобладают неясиослоистые
суглинки и глины. Мощность отложений пойменной фации обычно не
превышает 5 м, иногда достигая 8 м (Нижняя Волга).
В строении аллювиальных свит кроме перечисленных основных фа-
ций принимают участие также отложения вторичных пойменных водое-
мов и болот. Они формируются на слабо дренированных, расположен-
ных вдали от русла участках поймы и террас, где грунтовые воды за-
легают близко к поверхности и в отличие от старичных осадков — на
пойменном аллювии. Осадки вторичных водоемов представлены илова-
тыми суглинками и глинами, реже супесями. В верхней части разреза
обычно развиты болотные отложения — слаборазложившийся торф с
прослоями терригенного материала. Общая мощность осадков вторич-
ных водоемов 2—5 м, торфа 1—3 м.
Четко выраженная фациальная и связанная с ней механическая
дифференциация осадков в поперечном разрезе поймы является харак-
терной чертой аллювиального осадконакопления в голоцене. Продольная
механическая дифференциация аллювия сверху вниз по течению реки
выражена слабее. На Волге значительное уменьшение медианного диа-
метра зерен песков пристрежневой фации руслового аллювия (от 1,5
98
до 0,29 мм) наблюдается только в верхнем течении (до Верхне-Волж-
ской низменности) на протяжении 700 км. В среднем течении между
Волгоградом и Дубной на протяжении 2400 км медианный диаметр пес-
ков пристрежневой фации колеблется от 0,25 до 0,36 мм, постепенно
уменьшаясь вниз по течению реки. Ниже Волгограда его уменьшение
проявляется более резко — до 0,18 мм у с. Енотаевки (рис. 17). Ана-
логичные изменения крупно-
сти современного руслового
аллювия наблюдаются в
долинах других рек.
В верхнем течении (700 км)
Рис. 17. Изменение медианного
диаметра песчаных частиц основ-
ных фаций голоценового аллювия
Волги.
Фации: I — пойменная; 2 — пля-
жевая; 3 — пристрежневая; 4 —
базальная. Цифры у пунктов оп-
робования на кривых обозначают
количество определений, использо-
ванных при расчетах
Днепра так же происходит быстрое уменьшение медианного диаметра
частиц руслового аллювия от 1,40 до 0,33 мм. Далее к устью на протя-
жении 1400 км медианный диаметр уменьшается всего на 0,16 мм (Ла-
заренко, 1964). У пойменного и старичного аллювия изменения состава
практически не выражены.
Соотношение фаций в разрезах аллювиальных свит, их строение,
вещественный состав и мощность меняются в зависимости от многих
факторов. Наиболее важным среди них является геологическое строение
и геоморфологические особенности территории. Область ледниковой эк-
зарации (Балтийский щит), где преобладают крупнообломочные ледни-
ковые отложения небольшой мощности, отличается незначительным рас-
пространением аллювия. Пойменный аллювий развит неповсеместно,
маломощный (до 1—1,5 м), супесчаного, реже суглинистого состава.
Русловый аллювий плохо разделяется на фации, представлен слабоот-
сортнрованными разнозернистыми песками с гравием, галькой, щебнем
и валунами, с прослоями галечников. Характерна частая перемежае-
мость различных литологических разновидностей, что соответствует бур-
ному неустановнвшемуся режиму водных потоков, размывающих не
только рыхлые, но н скальные породы. В области верхнеплейстоценовой
ледниковой аккумуляции в составе русловой фации преобладают сред-
незернистые пески, содержащие до 10% гравия и гальки. Примесь пы-
леватых и глинистых частиц обычно не превышает 3%, изредка дости-
гая 5%. В районах распространения конечно-моренных образований пес-
ки становятся более крупными и неоднородными, содержание гравия и
гальки возрастает до 40—50%, встречаются прослои галечника, валунов
(Горелик и др., 1961; Юргайтис, 1969). Преобладание мелкозернистых
песков наблюдается в долинах рек, пересекающих озерно-ледниковые и
приморские равнины. На территории между границами верхнеплейсто-
ценового и максимального среднеплейстоценового оледенений широко
распространены низменные лесисто-болотистые равнины — полесья,
приуроченные, как правило, к тектоническим депрессиям. В эпохи оле-
99
денений эти депрессии являлись вместилищем талых ледниковых вод,
отложивших массу песчаных осадков (зандры), которые послужили ис-
точником материала при формировании аллювиальных отложений. Ал-
лювий этих районов характеризуется преобладанием русловых фаций
и недоразвитостью пойменных. В русловых песках большую часть со-
ставляет мелкая фракция, на долю которой приходится в среднем 50—
70%, а в полесьях Белоруссии и Украины — до 80—85% (Абатуров,
1968) от массы породы. Во внеледниковой зоне широким распростране-
нием пользуются покровные суглинистые и 1линистые отложения, про-
дукты размыва которых составляют значительную часть твердого стока
рек. Поэтому в южной части Русской равнины аллювий более глинис-
тый. На возвышенностях, где эрозией вскрываются дочетвертичные по-
роды, они оказывают существенное влияние на состав и строение ал-
лювиальных отложений, в особенности у малых рек. На Приволжской
возвышенности в области распространения опоковидпых песчаников и
песков палеогена аллювий пойм и всех террас преимущественно песча-
ный и песчано-галечный. На территории, где развиты меловые, юрские
и пермские мергельно-глинистые породы, в строении аллювия возраста-
ет роль пойменных и старичных фаций, в русловых отложениях повы-
шается содержание пылеватых и глинистых частиц, увеличивается ко-
личество глинистых прослоев, слагающих иногда большую часть разреза
(Малышева, 1973).
Другим фактором, который оказывает существенное влияние на
’фациальную структуру и состав аллювия, является ландшафтно-клима-
тическая зональность. В зоне тундры в условиях многолетнего и дли-
тельного сезонного промерзания пород, сглаженного рельефа, сплошно-
го кустарничкового и мохового покрова, реки отличаются небольшим
твердым стоком и невысокими половодьями. Поэтому пойменный аллю-
вий развит слабо и значительная часть речных долин занята отложе-
ниями вторичных водоемов и болот. Холодный климат Заполярья не
благоприятствует химическому выветриванию, и глинистые минералы
содержатся в незначительном количестве даже в составе самых топких
фракций. Отрицательный радиационный баланс и низкие температуры
способствуют образованию во всех фациях аллювия, кроме базальной
и пристрежневой повторно-жильных льдов (Лаврушин, 1966).
Аллювий рек лесной зоны характеризуется нормальным соотноше-
нием в разрезе русловых, старичных и пойменных фаций, причем мощ-
ность пойменных отложений составляет обычно около половины высоты
поймы. Исключением являются реки с чисто озерным питанием и заре-
гулированным стоком (Нева, Волхов и др.), в аллювии которых пой-
менные и старичные фации редуцированы. Болота менее многочисленны,
чем в тундровой зоне, и приурочены в основном к внутренней пойме и
пониженным участкам поверхности террас.
Реки степной и полупустынной зон отличаются высоким, хотя и
кратковременным весенним половодьем и длительной низкой меженью,
а в наиболее засушливых районах (Прикаспий) разбиваются на отдель-
ные разобщенные плесы или пересыхают полностью. Преобладание от-
крытых пространств с разреженным дерновым покровом способствует
интенсивному выносу продуктов склонового смыва в русла рек, вызы-
вая резкое увеличение твердого стока. Поэтому в строении аллювия
возрастает роль пойменных, старичных фаций и прослоев заиления в
русловых осадках. Пойменный аллювий обычно составляет около поло-
вины всей толщи. В степной зоне всем фациям аллювия, кроме базаль-
ной, свойственна карбопатность, а в полупустынной, кроме того, — за-
гипсованность.
100
Третьим немаловажным фактором, влияющим на состав и строе-
ние аллювия, является новейшая тектоника. В районах интенсивных но-
вейших поднятий, а также нри пересечении рекой гряд, сложенных
скальными породами, формируется инстративный аллювий, мощность
которого обычно ниже нормальной. Он представлен преимущественно
русловыми фапиями, состоящими из материала повышенной крупности;
старичные отложения отсутствуют, пойменные — недоразвиты. Такие
участки наиболее часто встречаются в долинах рек на территории, при-
легающей к горным сооружениям альпийской геосииклинальной обла-
сти, и в Прсдуралье, где активность и дифференцированность нсотекто-
нических движений наибольшие. В области иеотектоиичсских опусканий
(Причерноморье, Прикаспий), где поступление материала в реки превы-|
шает их транспортирующую способность, образуется коистративный ал-
лювий, мощность которого значительно выше нормальной. В составе
осадков преобладают русловые фации, представленные материалом
средней крупности н мелким, часто плохо отсортированным, при значи-
тельном участии пойменных и старичных отложений. Последние просле-
живаются в разрезах линзами на разных уровнях, свидетельствуя о пе-
ремещении русла реки вверх но мере накопления аллювия. Характер-
ными в этом отношении являются осадки низовий Волги и Дона, где в
разрезе аллювия было обнаружено несколько этажей старичных отло-
жений (ГЭС им. XXII съезда КПСС, Цимлянская ГЭС).
Физические и механические свойства аллювиальных отложений за-
висят от их состава и состояния, что в свою очередь определяется фа-
циальной принадлежностью осадков, глубиной залегания, ландшафтно-
климатическими условиями периода образования аллювия.
Среди аллювиальных отложений преобладают пески. Из физичес-
ких характеристик песков наибольшее практическое значение имеет
плотность сложения. Детальное изучение песков иа участках строитель-
ства гидроэлектростанций показало, что каждой фации аллювия свой-
ственна своя плотность сложения. Так, при переходе от пойменной к
пляжевой, пристрежнсвой и базальной фациям аллювия одновременно
с увеличением крупности песков растет и их плотность. Поскольку в про-
цессе диагенеза пески испытывают уплотнение, русловые пески плейсто-
ценового возраста при одинаковой крупности характеризуются более
высокой плотностью сложения, чем голоценовые (табл. 8). Исключением
являются пески перигляциального аллювия, для которых характерно
повышенное содержание пылеватых и глинистых частиц и соответст-
венно более низкая плотность сложения, чем у современного или меж-
ледникового песчаного аллювия. Плотность сложения песков определя-
ет их механические свойства (сжимаемость, прочность). Исследования
свойств аллювиальных песков в долине Москвы-реки, выполненные
Н. Г. Ииожарской и Г. А. Любимовой (1972),показали, что у русловых
мелко-, средне- и крупнозернистых песков рыхлого сложения, находя-
щихся в воздушно-сухом и водонасыщенном состоянии, углы внутренне-
го трения 29—31°, а у предельно плотных они достигают 34—40°. Данные
о сжимаемости песков, полученные в результате компрессионных испы-
таний из районов строительства ГЭС на Волге, Доне и Днепре, приве-
дены в табл. 9. Изучение сжимаемости аллювиальных песков голоце-
пового возраста с использованием штампов было выполнено в долине
р. Даугавы В. И. Лебедевым (1971). Полученные результаты приведе-
ны в табл. 10.
Примесь пылеватых и в особенности глинистых частиц резко повы-
шает сжимаемость песков. Исследования, выполненные в лаборатории
Гидропроекта в период изысканий на Волжской ГЭС, показали, что при
101
Таблица 8
Характеристика основных показателей гранулометрического состава н степени
уплотнешя аллювиальных песков в основании сооружений ГЭС им. В. И. Ленина
(по М. М. Сокольскому, 1987, с дополнениями Д. И. Афремова)
Фация	Число определе- ний	Гранулометрический состав			Пористость, %	Объемная месса скелета, г/см’
		дейст- вующий диаметр» мм	КО W1 ради- рующий диаметр, мм	коэффи- циент ве- ОДМОрОп. ностн		
Голоцен Пойменная 		И	0,06	0,18	3,0	42—44	1,54—1,50
Пляжевая		113	0,11	9,23	2,1	41—42	1,57—1,54
Пристреждсвая . . ,	80	0,13	0,39	3,0	39—41	1,62—1,57
Базальная 		50	0,16	0,55	3,4	37,5—38,5	1,66—1,64
Средний плейстоцен (лихшнскнй горизонт) Пристрежневач . . .	106	0,12	0,37	3,1	38,0—38,5	1,65—1,64
увеличении содержания глинистых частиц в мелкозернистом песке с 1
до 3% модуль общей деформации в интервале нагрузок Ы0б—4-105Па
уменьшается в 6—7 раз, а относительное сжатие при нагрузках от
110s до 5-10® Па возрастает в 5—6 раз (Абрамов, 1957).
Большое внимание при инженерно-геологическом изучении аллю-
вия уделяется старичным отложениям, которые характеризуются низки-
Таблица 9
Характеристика сжимаемости аллювиальных песков по результатам лабораторных
испытаний при начальной относительной плотности (0,5—0,6), близкой к природной
(по М. М. Сокольскому, 1967)
Крупность в фвцни песков	Модуль общей деформации 10* Па при нагрузках 10* Па			
	1—2	2—4	4—6	6-8
Мелко- н среднезернистые песк> русло- вого аллювия Пылеватые пески пойменного аллювия	250—450	400—450 160	600—1000 300	850—1200 и более 450
Таблица 10
Характеристика сжимаемости аллювиальных песков
по результатам штамповых испытаний в естественном залегании
(по В. И. Лебедеву, 1971)
Пески	Медианный диаметр» мм	Коэффициент пористости	Модуль общей деформации, 10s Па
Г равелистые	 Крупнозернистые	 Среднезернистые	 Мелкозернистые	 Пылеватые		0,59—0,62 0,47—0,54 0,31—0,34 0,15—0,2 0,09—0,14	0,58—0,73 0,60—0,74 0,62—0,76	385—520 190—390 180—300 155—270 115—180
102
ми показателями сопротивления сдвигу и повышенной сжимаемостью.
Физико-механические свойства отложений весьма изменчивы и зависят
от положения старичной линзы по отношению к основным геоморфоло-
гическим элементам пойм, от глубины ее залегания и от возраста осад-
ков. Кроме того, свойства пород меняются внутри самой линзы в на-
правлении от ее кровли к подошве. По данным Ю. И. Панова и С. Н. Его-
/,2 /,5 44 1,5 1,6
Объемная масса
скелета, г/см3
Рис. 18. Изменение объемной массы скелета и влаж-
ности старичных глии голоцепа в зависимости от
глубины их залегания (Волжская ГЭС нм.
В. И. Ленина)
Цифры на кривых обозначают количество спрсде-
лений, использованных при расчетах
50 W 50 20
Сложность
Объемная масса
скелета, г/см*
Рис. 19. Изменение объ-
емной массы скелета у
старичных глии разного
возраста (Волжская ГЭС
нм. В. И. Ленина)
Цифры на кривой обоз-
начают количество опре-
делений, использованных
при расчетах
(33 — поздний голоцен;
49 — ранний и средний
голоиев)
рова, старичные отложения приречной поймы характеризуются более
низкой влажностью, пористостью и большей прочностью, чем старич-
ные отложения центральной поймы. Детальное изучение голоценовых
старичных отложений при изысканиях на волжских гидроузлах
им. XXII съезда КПСС и им. В. И. Ленина показало, что с увеличением
глубины нх залегания происходит закономерное уменьшение пористости
и влажности, что влечет за собой увеличение параметров сдвига и умень-
шение сжимаемости. Наименее уплотненные и наиболее влажные грунты
от текучей до мягкопластичной консистенции наблюдаются в старичных
линзах, залегающих на глубинах от 0 до 5—7 м. Глубже пористость н
влажность быстро уменьшаются, а ниже 10—15 м остаются практически
постоянными или изменяются незначительно (рис. 18). Для этого ин-
тервала более характерна тугопластичная консистенция. В старичных
линзах верхнего этажа наибольшая пористость и влажность обычно на-
блюдается в средней части толщи осадков, откуда вода отжимается наи-
более трудно, в то время как в верхней и пижней частях разреза значе-
ния этих показателей заметно ниже.
В процессе гипергенеза происходит уплотнение осадков, дегидрата-
ция, увеличивается их прочность. Поэтому физические и механические
свойства старичных отложений разного возраста существенно отлича-
ются. Наиболее уплотнены старичные отложения раииеплейстоценового
возраста (рис. 19). Им свойственны более высокие значения параметров
сдвига и сжимаемости (рис. 20). Пойменный аллювий голоцена в от-
личие от старичного повсеместно залегает с поверхности. Периодичес-
кое затопление в половодье и просушивание летом, постоянные колеба-
103
ння уровня грунтовых вод, воздействие растений и почвообразователь-
ных процессов обусловливают большое разнообразие показателей со-
стояния грунтов, их плотности и влажности. В целом глинистые осадки
пойм имеют большую объемную массу скелета и меньшую влажность,
чем старичные. Однако показатели сопротивлению сдвига и сжимаемо-
сти имеют близкие значения.
Рис. 20. Изменение показателей механических свойств у пойменных и старичных глии
разного возраста (Волжская ГЭС и.м. В. И. Ленина): а — обобщенные графики зави-
симости сдвигающего усилия от нормального давления; б — обобщенные компрессион-
ные кривые.
1—111—старичные отложения соответственно раннего плейстоцена, среднего плейсто-
цена, голоцена; IV — пойменные отложения голоцена.
Цифры v кривой обозначают количество определений, использованных при расчетах
111(83) и 1П(24) — раииий и средний голоцен, 111(12) — поздний голоцси
Элювиальные, элювиально-делювиальные и делювиальные отложе-
ния пользуются наиболее широким распространением иа юго-востоке
Русской платформы. Они известны также и в Карелии, на Кольском
полуострове, на Тимапском кряже, в Донбассе, на Приволжской возвы-
шенности, в Молдавии и Прикаспийской впадине. На территориях, под-
вергавшихся оледенению, элювиально-делювиальный покров имеет по-
слеледниковый (местами позднеплейстоцеиовый) возраст, на внеледнн-
ковых площадях он формировался и ранее, местами с неогена. Состав
этих отложений тесно связан с составом материнских пород и поэтому
отличается большим разнообразием. Состав элювиально-делювиальных
отложений в большинстве случаев суглинистый, но местами (на песча-
никах) бывает супесчаным и даже песчаным. Иногда элювиально-де-
лювиальные отложения представлены глинами. В основании элюво-де-
лювия скальных и полускальиых пород содержится дресва, щебень и
глыбы этих пород. Мощности элювиально-делювиальных покровов не-
велики (от долей метра до 3—5 м), и лишь в основаниях склонов они
возрастают до 10 м н более, а в пределах отдельных депрессий При-
уралья — до нескольких десятков метров.
104
Пестрота литологического состава этих отложений, иа которую по-
мимо влияния материнского субстрата накладывается и фактор природ-
ной зональности, обусловливает широкий диапазон изменения физико-
механических свойств пород. Так, их объемная масса при естественной
влажности находится в пределах от 1,58 до 1,95 г/см1 * 3 *; коэффициент по-
ристости колеблется от 0,3 до 1,2; угол внутреннего трения — от 12 до
27°, сцепление — от 0,08-105 до 0,92-Ю5 Па, а модуль общей деформа-
ции от 6-105 до 360-10s Па. Такой разброс показателей не позволяет
привести обобщенную инженерно-геологическую характеристику пород
комплекса, в связи с чем она дается в гл. 12, 15, 16.
Озерные отложения пользуются повсеместным распространением,
но наиболее широко развиты в Карелии, в зонах конечно-моренных об-
разований северо-запада Русской платформы и в долинах крупных рек *.
Вещественный состав озерных отложений отличается большим раз-
нообразием — от органогенных и хемогеиных образований до песчано-
галечных накоплений — и обусловлен рядом факторов, из которых наи-
более существенными являются генезис озерных ванн, их морфометрия,
климатические и палеогеографические условия осадконакопления. Так,
с озерами тектонического происхождения связаны галечно- и песчано-
глинистые, а с наиболее крупными из них (Псковско-Чудское, Ильмень,
Кубенское и др.) и органогенные осадки значительной мощности. В озе-
рах ледникового происхождения накапливаются главным образом гли-
нистые илы с различным содержанием органики, в ложбинах стока
(ложбинные озера) — мощные толщи песчаных накоплений, в озерах
эрозионно-аккумулятивного типа, за исключением дельтовых — опесча-
пепныс нлы, сапропеля, иногда карбонатные осадки, в дельтовых озе-
рах — песчаные осадки. Не менее существенно влияние на веществен-
ный состав озерных осадков и современной природной зональности (кли-
матический фактор). По этому признаку на Русской равнине выделяют-
ся три провинции.
I. Северная провинция охватывает территорию тундры и лесотунд-
ры. При малой испаряемости и повышенной влажности воздуха здесь
создаются условия для формирования многочисленных небольших озер,
в том числе термокарстового происхождения. Органическая жизнь в
озерах подавляется суровыми климатическими условиями при коротком
вегетационном периоде. Поэтому озерные отложения представлены ма-
ломощными водорослевыми и торфянистыми сапропелями.
П. Центральная провинция отвечает лесной зоне. Относительно теп-
лый климат, избыток влаги наряду с процессами выветривания и раз-
мыва, обеспечивающими поступление в озера достаточного количества
биогенных компонентов, создают благоприятные условия для развития
органической жизни в озерах. Вместе с тем прибрежная растительность
и леса предохраняют озера от механического заиления минеральными
наносами. В связи с этим в составе озерных отложений этой провинции
большое участие принимает органический материал. Мощность озерных
отложений нередко измеряется десятками метров (до 40 м). В больших
озерных бассейнах центральной провинции обычно намечается четкая
фациальная изменчивость осадков в направлении от берега в глубь озе-
ра. Береговая отмель обычно сложена песками с гравием и галькой,
глубже, на склоне береговой отмели, отлагаются песчанистые сапропе-
ля, далее до глубины 5—6 м известковистые сапропеля, на глубине
1 Здесь авторами рассматриваются озерпые осадки только поздпеплейстоценового
к голоценового возраста. Более древние плиоцен-среднечетвертичные озерные отложе-
ния, пользующиеся ограниченным распространением, охарактеризованы в регионах вто-
рого порядка.
105
от 5 до 12 м — чистые сапропеля. Глубже развиты железистые, гли-
нистые и другие отложения. Для образования известковистых отложе-
ний необходим подток карбонатных вод. При отсутствии постоянного
притока кальция образуются органические отложения различной степе-
ни минерализации.
III. Южная провинция занимает лесостепную, степную, полупустын-
ную и пустынную зоны. В лесостепной зоне (П1, а) распространены мел-
ководные, солоноватые озера. Для них характерны органо-минеральные
и минеральные отложения максимальной мощностью 2—5 м. В степной,
полупустынной и пустынной зонах (III, б) встречаются солоноватые,
соленые, грязевые и самосадочные озера. Аридный климат и песчаные,
хорошо проницаемые почвы обусловливают бедность этой территории
водоемами. Имеющиеся водоемы обычно мелководны и вода в пих име-
ет различную степень солености. Мощность донпых отложений может
достигать 2—12 м иногда более (в приморском оз. Саки в Крыму она
достигает 26 м). По своему характеру эти отложения относятся к раз-
ряду минеральных грязей. В геологических масштабах времени процесс
озерного осадконакопления протекает довольно быстро. Так, небольшие
озера заполняются осадками, зарастают и превращаются в торфяники
за 200—300 лет. Среднемноголетний годичный прирост ила в небольших
озерах без значительных притоков составляет около 1 мм, в небольших
озерах с притоками — более 3 мм и в больших озерах с многочислен-
ными притоками — около 7 мм. В связи с большим разнообразием ли-
тологического состава озерных отложений и степени консолидации свой-
ства их весьма различны (табл. II).
В условиях природного залегания глинистые озерные отложения
обычно находятся в текучей консистенции. Однако с глубиной влаж-
ность их заметно снижается, особенно у минерализованных разностей, и
опи могут находиться в пластичном и даже полутвердом состоянии.
Плотность озерных отложений невелика и с уменьшением содержания
органики от 90 до 10% возрастает у минерализованных илов с 1,40 до
2,65 г/см3. Высокое содержание органики обусловливает слабую водо-
проницаемость озерных отложений. Коэффициент фильтрации колеблет-
ся от 0,02 до 0,6 м/сут, что позволяет отнести их к категории весьма
слаболроннцаемых пород. Прочность отложений зависит главным обра-
зом от влажности. Исследования пластической прочности сапропел ей
методом конического пластометра показали, что с уменьшением влаж-
ности при высыхании от 500—1200 до 70—150% пластическая прочность
увеличивается с 5- 10s— 50* 10s Па до 20-10s—300-105 Па. Особенно рез-
ко возрастает прочность при уменьшении влажности ниже 200—300%
(после удаления свободной воды, когда скелет грунта приобретает из-
вестную жесткость). Аналогичные результаты получены при определе-
нии прочности саиропелей на сжатие методом раздавливания.
Сопротивление сдвигу озерных отложений, особенно сапропелей, не-
значительно 0,01-I05—0,1 Ы06 Па и определяется главным образом
плотностью, степенью влажности и содержанием органики. Следует под-
черкнуть, что сопротивление сдвигу во многом зависит от условий испы-
таний и существенно возрастает при увеличении величины нормального
давления, продолжительности выдержки под нагрузкой и снижения
скорости нагружения. В условиях консолидированною сдвига прочност-
ные параметры (сцепление и угол внутреннего трения) возрастают не-
редко в десятки раз по сравнению с аналогичными показателями, полу-
ченными при быстром сдвиге. Сжимаемость озерных отложений высо-
кая, и они относятся к категории силыюсжимасмых пород. На компрес-
сионных кривых выделяются начальные, более пологие участки, соот-
1Q6
Таблица U
Физико-механические свойства некоторых типов озерных отложений
(по А. Я. Рубинштейну, 1971)
Типы озерных отложений	Содержа- ние орга- нического вещества, %	Естественная влажность, %	Коэффи- циент по- ристости	Число пластич- ности, %	Усадка, %	Сцепление. 10» Па	Угол внутреннего трения, градусы	Модуль обшей де- формации, 10» Па
Сапропеля органические		70—90	1600—3000	23—30	320—420	95—97	0,002—0,003	15—20	0.1-—0>3
Сапропеля органогенные		50—70	850—1600	16—23	230—320	93—95	0,003—0,004	20—25	0,3-0,8
Сапропеля органо-минеральные		30—50	350-850	9—16	150-230	85-93	0,004-0,015	25-28	0,8-2
Сапропеля минерализованные		10—30	150—350	3—9	100—150	60—85	0,015-0,08	28—30	2—8
Минеральные илы		3—10	80—150	1,2-3,0	10—100	30-60	0,04-0,30	15-28	8-30
Глинистые отложения		3—10	25-120	0,5-1,2	5-60	15—40	0,06-0,60	13—25	20—180
о
ветствующие нагрузке 0,05-105—0,Ы05 Па (у минерализованных отло-
жений — до 0,2-105—0,5 Ю5 Па), которая характеризует природную
структурную прочность отложений,' и более крутые, отвечающие разру-
шению природного структурного каркаса и уплотнению грунта по мере
удаления свободной воды. Модули деформации увеличиваются по мере
снижения содержания органики и увеличения плотности отложений от
3-Ю5 до 180-105 Па (см. табл. 11).
Болотные отложения распространены в европейской части СССР
неравномерно. Наряду с сильно заболоченными низменностями Полесья,
Мещеры, Карелии, Прибалтики, бассейнов Сев. Двины и Печоры, об-
ширные пространства черноземной полосы и южных степей отличаются
незначительным распространением торфяных болот. В размещении тор-
фяников наблюдается -определенная закономерность, обусловленная кли-
матическими, геологическими, геоморфологическими, гидрогеологичес-
кими условиями и характером растительности.
Из климатических факторов важнейшее значение имеет соотноше-
ние между количеством выпадающих осадков и испарением. Более бла-
гоприятные условия для образования болот создаются в зоне избыточ-
ного увлажнения. Однако для накопления больших количеств биомас-
сы необходима также значительная годовая сумма тепла, т. е. достаточ-
но продолжительное и теплое лето. В связи с Этим наиболее мощные
торфяники образуются в лесной, а не в тундровой зоне. Увлажнению
субстрата, развитию болотной растительности и заболачиванию способ-
ствует также неглубокое залегание глинистых пород, играющих роль
водоупора. Большое значение имеет и строение рельефа. Подавляющее
большинство торфяников образуется либо в Понижениях рельефа, либо
иа плоских слабо дренированных равнинах. В этом отношении особенно
благоприятны для развития торфяников зандровые поля полесья. Сле-
дует отметить, что при близком залегании грунтовых вод или в местах
выходов на поверхность напорных вод торфяники могут формироваться
даже в районах с неблагоприятными климатическими условиями.
Влияние ландшафтно-климатических факторов приводит к тому, что
заторфованность Русской равнины подчинена четко выраженной субши-
ротной зональности (рис. 21). Наименьшая заторфованность (менее
0,1 %) наблюдается в степной зоне. Севернее в лесостепной зоне затор-
фованность повышается и колеблется в пределах от 0,1 до 1%. Лесная
зона характеризуется наиболее высокой заторфованностью — 5—20%
и более. На Крайнем Севере в пределах тундры заторфованность опять
снижается.
В обширных понижениях рельефа, приуроченных к долинам рек или
низменностям в зоне лесов, образуются особенно крупные торфяники —
торфяные бассейны. Заторфованность достигает здесь 20—50%. К ним
относятся Северное Полесье, Мещерская низменность, долины среднего
течения Волги (от Горького до Казани), Северной Двины, Печоры, вер-
ховья Камы и др. В зоне таежных лесов наиболее широко развиты тор-
фяники верхового типа, а южнее в лесостепной и степной зонах преоб-
ладают низинные торфяники. В лесотундре и в зоне смешанных лесов
встречаются примерно в равном количестве низинные и верховые тор-
фяники. Средняя мощность торфа в лесной зоне колеблется от 2 до 3 м
и плавно убывает к югу и северу. На крупных торфяниках мощность
торфа может достигать 8—10 м. Генетическая классификация торфов,
встречающихся в пределах европейской части СССР, приведена в
табл. 12.
Важнейшей особенностью торфа является большое содержание в
его составе волокнистой массы. По данным Л. С. Амаряна (1969), в
108
торфах содержится не менее 30—50% частиц с размерами более 250 мк,
что придает им большую пористость и повышенную влагоемкость. Ча-
стицы торфа размерами от 250 до 5 мк составляют около 25—35%. Они
Рис. 21. Схематическая карта заторфоваиносги европейской части СССР, %:
1— менее 0,1; 2 —0,1—1,0; 3—1—5; 4 — 5—10; 5—10—20; 6 —свыше 20
представляют собой обрывки элементов растений или отдельные клетки
и также характеризуются высокой пористостью и влажностью. Среднее
содержание тонкодисперсных фракций колеблется от 8 до 20%. В их
состав входят продукты разрушения органического вещества, потеряв-
шего клеточное строение. Эти фракции обладают низкой влагоемкостью,
109-
Таблица 12
Классификация торфов
Подтип	Группа	Виды торфа		
		янзяияый	переходный	верховой
Лесной	древесная	ольховый березовый еловый сосновый низинный ивовый	древесно-переходный	сосновый верховой
Лесо- топяной	древесно- травяная	древесно-осоковый древесно-тростнико- вый	древесно-осоковый переходный	сосново-пу шицевый
	древесно- моховая	древесно-гипновый древесно-сфагновый низинный	древесно-сфагновый переходный	сосново-сфагновый
Топяной	травяная	хвощовой тростниковый вахтовый осоковый шейхцериевый низин- ный	шейхцериевый пере- ходный осоковый переходный	пушицевый шейхцериевый верхо- вой
	травяно- моховая	осоково-гипиовый осоково-сфагновый низинный	осоково-сфагновый переходный	пушицево-сфагновый шей.хцериево-сфагно- вый
	моховая	гнпновый низинный сфагновый низинный	гнпновый переходный сфагновый переходный	фускум-торф медиум-торф комплексно-верховой сфагново-мочажинный
но определяют ионообменные и адсорбционные свойства торфа благо-
даря своей высокой удельной поверхности. Установлено, что у низинных
торфов дисперсность слабо связана со степенью разложения, тогда как
для верховых торфов отмечается резкое увеличение содержания тонко-
дисперспых фракций по мере увеличения степени разложения. При рав-
ной степени разложения верховые торфы обычно имеют несколько бо-
лее высокую дисперсность по сравнению с низинными видами. Сухое
вещество торфа состоит из органических и минеральных компонентов»
состав которых определяется в значительной мере химизмом водно-ми-
нерального питания торфяника и характером исходного растительного
материала растений — торфообр азовате л ей. Зольность торфа варьиру-
ет в широких пределах от 1 до 50% и более. По степени зольности
торф подразделяется на нормальнозольный и высокозольный. Наимень-
шей зольностью отличается верховой торф моховой группы (2—3%).
Низинный торф имеет более высокую зольность. Наиболее минерализо-
ванным является низинный торф древесной группы (10—16%).
Основные физико-механические свойства торфа зависят преимуще-
ственно от степени разложения и зольности, что видно из табл. 13.
НО
Таблица 13
Физико-механические свойства торфяных грунтов
(по Л. С. Амаряну, 1972)
Категория тор- фяных । рунтов	Полная влагоем- кость, %	Золь- ность, %	Плотность, г/см*	Объемная масса ске- лета грун- та, г/см*	Коэффи- циент порис- тости	Сцепление, 10s Па	Модуль общей де- формации, 10* Па
Волокнистый торф (низкой сте- пени разложе- ния)	1400—2500	1,5—3,0	1,60—1,70	0,04—0,07	22—40	0,09—0,12	0,15—0,55
Нормализован- ный торф (сред- ней и высокой степени разло- жения) Высокозоль- ный торф	900—1400	3—8	1,50-1,55	0,07—0,10	13-22	0,12—0,15	0,25—0,90
	500—900	8—40	1,45—1,50	0,11-0,14	7,5—13	0,15-0,18	0,50—1,30
Заторфованные грунты	200—500	40—90	1,50-2,00	0,20—0,40	3-9	0,18—0,30	1,30-1,50
Естественная влажность торфа весьма высокая. Она изменяется в
широком диапазоне от 300 до 2200% и зависит главным образом от бо-
танического состава (вида торфа), степени разложения, зольности и
плотности сложения торфяной залежи. С увеличением степени разло-
жения. плотности и зольности влажность торфа падает. По данным
Л. С. Амаряна (1969), влагосодержание в низинном торфе закономерно
возрастает по следующим группам: древесная (в среднем 540%); дре-
весно-травяная (645%); травяная (800%); травяно-моховая (860%).
Верховой торф отличается обычно повышенной влагоемкостью и имеет
естественную влажность 650—1060%, достигая 2200% у мохового тор-
фа при степени разложения 2—3%. Нижний предел содержания свобод-
ной (гравитационной) воды, отвечающий полной влагоемкостн, колеб-
лется в зависимости от вида и степени разложения торфа от 600 до
2400%. Согласно исследованиям Л. И. Кузнецовой (1972), суммарное
содержание прочно- и рыхлосвязанной воды изменяется от 115 до 430% >
физико-химической воды — от 45 до 80, гигроскопической — 4—13%.
В условиях естественного залегания торф не проявляет склонности
к набуханию при дополнительном увлажнении, так как находится обыч-
но в состоянии полного водонасыщения. Однако после естественной или
искусственной подсушки и усадки, при повторном увлажнении, он на-
бухает, хотя никогда не достигает первоначального объема. Дрениро-
ванная и осушенная торфяная залежь уплотняется, упрочняется и обра-
зует на поверхности разветвленную сеть трещин усыхания.
Водопроницаемость торфа довольно изменчива и зависит от уплот-
ненности, степени разложепия, зольности и геоботанического составу.
Коэффициент фильтрации различных видов торфа варьирует в широких
пределах (от 0,01 до 2 м/сут). Благодаря слоистости торфяной залежи
нередко отмечается значительно более высокая фильтрационная спо-
собность в горизонтальном направлении (по напластованию). Сжимае-
мость торфа весьма высокая. При компрессионных испытаниях торфа
выявлено, что сжимаемость низинпого торфа практически прекращает-
ся при нагрузке порядка 1,2-105 Па после отжатия из торфа свободной
и слабосвязанной капиллярной воды, тогда как верховые слаборазло-
жившиеся виды торфа продолжают уплотняться вплоть до нагрузок
2,5- 10s—3,0-105 Па. Нарушение естественной структуры торфа увеличи-
111
вает показатели сжимаемости примерно па 10—30%. Прочпостпые по-
казатели торфа определяются главным образом их влажностью, а так-
же видом торфа и степенью разложения. Для неуплотненного торфа ха-
рактерен большой разброс значений сцепления и угла внутреннего тре-
ния, а при уплотнении торфа и уменьшении влажности до 150—250%
прочпостпые показатели заметно стабилизируются; значения угла внут-
реннего трения при этом возрастают
Рис. 22. Интенсивность образования ис-
кусственных грунтов на территории евро-
пейской части СССР:
1 —очень высокая (более 10); 2 — высокая
(5—10); 3 — средняя (2,5—5); 4 — низкая
(0,5—2,5); 5 — очень низкая (менее 0,5)
6—отсутствуют
линейно с 15 до 35°, а сцепление
увеличивается в 4 раза (с 0,15*
•105 до 0,6-105 Па).
Искусственные грунты. Рус-
ская платформа — наиболее эко-
номически развитая и освоенная
часть Советского Союза, где рас-
полагаются крупные городские
агломерации, промышленные
комплексы, горные предприятия
и ведутся большие инженерно-
строительные горные работы и др.
При городском промышленном
строительстве, возведении плотин
и дорог, разработке полезных
ископаемых громадные массы
горных пород дробятся, раз-
рыхляются, смешиваются, пере-
носятся на новое место и укла-
дываются в отвалы, терриконы,
насыпн, давая начало новым тех-
ногенным геологическим образо-
ваниям, получившим название
искусственных грунтов. К ним
относятся также отвалы шлаков.
золы и других отходов, образую-
щихся при металлургическом,
химическом производстве и дру-
гих видах переработки минераль-
ного сырья (Хазанов, 1975). Со-
став и свойства искусственных
грунтов зависят в большой сте-
пени от геологического строения территории, характера взаимодействия
технических средств и горных пород, технологии процессов переработ-
ки и многих других факторов.
Искусственные грунты имеют локальное спорадическое распростра-
нение, в малой степени зависящее от обычных геологических факторов,
что весьма затрудняет их картирование, особенно в мелких масштабах.
В связи с этим к оценке их распространения на такой громадной тер-
ритории, как Русская платформа, приходится подходить с не совсем
обычных позиций, основываясь главным образом на сведениях о харак-
тере и масштабах хозяйственного освоения отдельных частей террито-
рии и учета таких видов человеческой деятельности, как ипженерно-
строительная, горнотехническая и сельскохозяйственная (включая и ме-
лиоративные мероприятия). Учет этих видов деятельности и положен в
основу схемы на рис. 22, на которой показана интенсивность образова-
ния искусственных грунтов на Русской платформе. За интенсивность
образования искусственных грунтов принято приращение увеличения их
объема за год в тысячах кубических метров на 1 км2 территории (сред-
112
нее за 10 лет, с 1960 по 1970 г.). По этому признаку все районы (евро-
пейской части СССР) подразделены на 4 группы: районы с очень вы-
сокой (более 10), высокой (5—10), средней (2,5—5), низкой (0,5—2,5)
интенсивностью образования искусственных грунтов.
Наиболее широко распространенным типом искусственных грунтов
на Русской платформе являются отсыпанные искусственные грунты, к
которым относят разрушенные и перемещенные на новое место горные
породы, уложенные с последующим уплотнением или без него. Сюда
входят отвалы горных разработок, отходы металлургических, химичес-
ких и других производств, насыпи шоссейных и железных дорог и др.
Данные о прочностных н деформационных свойствах некоторых типов
искусственных грунтов приведены в табл. 14 и 15.
Таблица 14
Прочностные характеристики некоторых видов отсыпанных
искусственных грунтов
Грунты	Сцепление, 10* Па	Угол внутрен- него трепня, градусы
Отсыпанные покровные суглинки (р-н Белгорода)* .	0,63	26
Слежавшиеся фосфогипсы (р-н Воскресенска) . . .	0,19	28
Перелопаченные фосфогипсы (р-н Воскресенска) . .	0,08	21
Пиритовые огаркн		0,15	25
Отсыпанные алевриты	  .	.	0,20	18
* Показатель зондирования этих грунтов равен 7,4—3,3 ударов/дм.
Таблица 15
Деформационные характеристики некоторых видов отсыпанных искусственных грунтов
Грунты	Давность отсыпки, в годах	Мощность, м	Предел про- порциональ- ности, 10* Па	Модуль деформа- ции, 10* Па
Отвалы суглинков и глин с включением шла- ков 		17	9	0,6	50
Отвалы суглинков в супесей		20	7	1,0	90
Отвалы мергелистых глии		8	3,5	1,7	48
Отвалы шлаков н колошниковой ныли . . .	14	12	2,0	150
Отвалы золы ТЭЦ		17	2,5	1,0	55
Широко распространены намывные грунты, образующиеся при ис-
пользовании для разработки горных пород средств гидромеханизации.
Состав намывных грунтов и их свойства зависят от состава пород в
карьере и технологии намыва. Рациональная система намыва позволяет
в ряде случаев улучшить физико-механнческие свойства намытых грун-
тов по сравнению с карьерными и, наоборот, некачественный намыв ве-
дет к снижению несущих свойств грунтов намытой толщи. В геологиче-
ском отношении намывные грунты — это очень молодые породы, нахо-
дящиеся на самых ранних стадиях своего формирования. С течением
времени они упрочняются, чему способствуют процессы уплотнения, де-
гидратации и структурообразования. Так, наблюдения за песчаными на-
сыпями и дамбами показали, что за 2,5 года модуль общей деформации
песков возрастает в 3 -4 раза, а сопротивление сдвигу в 2—3 раза, за
ИЗ
пятилетний период соответственно в 6—7 и в 5—7 раз. Наиболее значи-
тельное упрочнение песков происходит в первые два-три года, менее
значительное в последующие три года, после чего наступает стабили-
зация.
При нарушении структуры, термического режима, разрыхлении, за-
мачивании и других подобных изменениях у многих горных пород резко
снижается прочность, увеличивается сжимаемость, что позволяет вы-
делить их в особую подгруппу измененных на месте искусственных грун-
тов. Так, у развитых иа левобережье Днепра легких лессовидных су-
глинков и супесей при нарушении структуры (перелопачиванием и по-
следующим замачиванием) значения модуля общей деформации снизи-
лись с 480-105—265-1О5 до 9-10°—5*105 Па. Такое резкое увеличение
сжимаемости связано с недоуплотненным состоянием лессовых пород.
Накопления грунтов культурного слоя являются результатом сти-
хийного накопления различных разновидностей измененных горных по-
род, технологических и строительных отходов многочисленных произ-
водств и разных бытовых отходов. Подобные накопления наиболее рас-
пространены в крупных старых городах, где их мощность достигает зна-
чительных величин (в Москве на отдельных участках она превышает
20 м, Саратове — 15, Одессе — 20, Новгороде — 14 м). Характерной
особенностью грунтов культурного слоя служит наличие в них органи-
ческих включений, достигающих 30% и более.
Поведение оснований из искусственных грунтов под действием зда-
ний и сооружений зависит от многих причин, определяемых составом и
сложением грунта, его обводненностью, характером подстилающего
слоя, особенностями передаваемых на грунт нагрузок и др. При этом
основную опасность создает проявление больших и неравномерных оса-
док, вызванных давлением сооружения, вибрацией оборудования и тран-
спорта, процессами разложения органических включений в грунтах ос-
нования и др. В тех случаях, когда основания не отвечают требованиям
расчета по предельным состояниям, для обеспечения нормальной экс-
плуатации сооружений применяются различные защитные мероприятия.
ГЛАВА 4
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРОЕНИЯ
РЕЛЬЕФА РУССКОЙ РАВНИНЫ
Начало формирования рельефа Русской равнины следует отнести
еще ко времени ее консолидации вокруг щитов, т. е. позднему проте-
розою, когда начавшиеся блоковые перемещения фундамента определи-
ли основные черты ее будущего структурного плана. Оформление древ-
него структурного плана платформы (с причленением ее южной ча-
сти — Скифской плиты) завершилось на герцинском этапе развития.
Древний структурный план отчетливо проявляется в современной
орографии региона. Крупным положительным структурам — Балтий-
скому щиту, Украинскому кристаллическому массиву, Воронежской ан-
теклизе — отвечают возвышенности; крупным отрицательным формам —
Московской, Печорской синеклизам, Днепровско-Донецкой и Прикас-
пийской впадинам — аккумулятивные равнины и низменности. С отри-
цательными структурами связано также развитие крупных ре"ных си-
стем: к Московской синеклизе приурочен бассейн Верхней Волги, к
Днепровско-Донецкой впадине — бассейн Среднего Днепра, к Каспий-
114
ской впадине — бассейн Нижней Волги и т. д. («Равнины Европейской
части СССР», 1974).
Усилившаяся в мезокайнозое дифференциация тектонических дви-
жений привела к заметной перестройке структурного плана платформы
только в ее южной части, в пределах Скифской плиты. Инверсионные
движения обусловили создание Приволжской, Бугульминско-Белебсев-
ской, Ставропольской и Волыно-Подольской возвышенностей. Пере-
стройка структурного плана платформы сказалась и на характере гид-
рографической сети, хотя общее направление и распределение речного
стока в основном сохранилось. В это время завершилось разделение
бассейнов Днепра, Дона и Волги, оформился северный участок главно-
го водораздела Русской равнины, выделились бассейны Сев. Двины и
Мезени, произошло соединение бассейнов Верхней и Нижней Волги и др.
Большое влияние па дальнейшее развитие гидрографической сети оказа-
ло общее поднятие платформы, достигшее максимума в среднем плио-
цене. Наиболее значительные движения наблюдались в Заволжье и
Прикаспийской впадине, где русла кинельских (доакчагыльских) рек
вскрыты на глубине 300—800 м. При последующем погружении плат-
формы, произошедшем в плиоцене, речные врезы были запол-
нены континентальными и морскими (акчагыльскими) осадками, что
привело к формированию плиоценовой поверхности выравнивания
(Востряков, 1967; Обедиентова, 1973). Новое оживление эрозионных
процессов и расчленение поверхности платформы произошло на грани-
це позднего плиоцена и раннего плейстоцена. Раннеплейстоценовые до-
лины наиболее углублены (до 100 м и более) на окраинах платформы
и в Московской синеклизе. Современные реки в основном унаследовали
эту древнюю эрозионную сеть, испытав лишь небольшие смешения в
плане.
Большую роль в развитии рельефа Русской равнины в плейстоцене
сыграли многократные оледенения, оставившие после себя мощные тол-
щи ледниковых отложений и отвечающие им аккумулятивные формы
рельефа. С оледенениями связано также образование равнин флюви-
ального происхождения, опоясывающих области оледенения, и лессовых
равнин на юге платформы.
Для рельефа Русской равнины характерна зональность, возникшая
в связи с развитием структурного плана, распространением ледниковых
форм и современными ландшафтными условиями. С северо-запада на
юго-восток выделяются: 1) зона цокольных денудационных возвышен-
ных равнин; 2) зона пластовых равнин, соответствующих преимущест-
венно синеклизам, с преобладанием форм ледниковой аккумуляции;
3) зона водно-ледниковых и аллювиальных равнин в прогибах между
антеклизами; 4) зона пластовых и пластово-цокольных возвышенностей,
соответствующих аптсклизам, с преобладанием эрозионного расчлене-
ния; 5) зона приморских пластовых низменностей (Карандеева, 1957;
Спиридонов, 1974).
Зона цокольных денудационных возвышенных равнин занимает тер-
риторию Балтийского шита, прошедшего сложный путь континентально-
го развития от протерозоя до наших дней. Строение рельефа этой зоны
во многом обязано блоковой тектонике. Пространственная ориентировка
большинства орографических элементов равнины — водоразделов, до-
лин рек, береговых линий — определяется разломами, имеющими преи-
мущественно северо-восточное и северо-западное направления. В этих
же направлениях вытянуты массивы и гряды, отпрепарированные вы-
борочной денудацией. Пересечение разломов придает местами рельефу
мозаичный характер. Отдельные блоки сохранили тектоническую актив-
пость и в современный период, о чем свидетельствуют быстрины и во-
допады на многих водотоках, наличие незаполненных мореной тектони-
ческих трещин и др. (Кратц, 1903). Аккумулятивные формы рельефа —
моренные гряды, озы, камы и другие — имеют здесь подчиненное зна-
чение и обязаны своим образованием процессам континентального оле-
денения. По строению рельефа в пределах этой зоны заметно различа-
ются Кольский полуостров и Карелия.
Кольский полуостров обладает в пределах Русской равнины наи-
большими высотами. Центральную часть полуострова занимает поло-
са невысоких горных массивов — тундр — с максимальной отметкой
1191 м (г. Часначорр). Безлесные вершины тундр подвергаются вывет-
риванию, а крутые склоны их покрыты гравитационными отложениями.
К северу цепь горных массивов сменяется низменностями, а затем не-
высокими Печенгскими тундрами (500—600 м), переходящими к восто-
ку в плоскую гряду Кейвы. Глубина вреза речных долин достигает в
горах 800 м, а в прибрежных частях Кольского п-ова — 100—200 м.
Нередко долины имеют характер трогов и каньонов, и лишь реки, пере-
секающие озерные аккумулятивные равнины, имеют неглубокие и ши-
рокие долины. Наблюдаются значительные персуглубления (до 25—
30 м), связанные с дифференциальными перемещениями отдельных бло-
ков кристаллического фундамента. Широко распространены поля «ба-
раньих лбов» — результат сглаживающей деятельности движущегося
льда — и аккумулятивные формы рельефа, оставшиеся после стаивания
последнего ледникового покрова (камы, озы, флювиогляциальные дель-
ты). Из криогенных форм распространены бугры пучения, особенно на
севере Мурманской области, реже встречаются каменные многоуголь-
ники. В настоящее время происходит выравнивание рельефа, заполне-
ние впадин солифлюкциоиными отложениями, делювием, речными, озер-
ными, болотными осадками. Одновременно продолжается углубление
нивальных впадин — цирков, каров в горных массивах. Интенсивность
современных рельефообразующих процессов различна в разных частях
полуострова, что определяется, в первую очередь, скоростью и знаком
современных тектонических движений отдельных блоков. Последние
сильно дифференцированы и колеблются от —2 до +4,5 мм в год
(рис. 23).
В Карелин возвышенности играют в рельефе подчиненную роль.
Они представлены холмами и грядами, в строении которых отражается
различная скорость процессов денудации в породах разной устойчиво-
сти. Наибольшие высоты (до 600 м) характерны для Северо-Карель-
ской возвышенности, являющейся отрогом пограничной с Финляндией
невысокой цепи Маиселькя. Продолжением ее на восток является кряж
Ветреный Пояс. Западно-Карельская возвышенность высотой около
400 м является следующим к югу отрогом Манселькя. К юго-востоку
она сменяется серией невысоких скалистых гряд, создающих своеобраз-
ный сельговый рельеф севернее Ладожского и Онежского озер. Гряды
вытянуты в северо-западном направлении и сложены наиболее устойчи-
выми к выветриванию породами. Понижения между ними выработаны
в менее устойчивых породах и часто предопределены разрывными нару-
шениями. Грядовый рельеф изобилует вытянутыми в северо-западном
направлении озерами с множеством островов, вытянутых параллельно
прибрежным грядам. Центральная часть Карелии образована низмен-
ными цокольными равнинами с маломощным покровом рыхлых ледни-
ковых отложений, слегка нивелирующих неровности кристаллического
фундамента. К востоку они переходят в Прибеломорскую низменность,
иа юге сливаются с пластовыми равнинами Русской платформы. Среди
116
равнин развиты озера, соединяющиеся порожистыми реками, ориенти-
ровка которых подчинена особенностям структурного плана.
Из аккумулятивных форм рельефа наиболее широко распростране-
ны волнистые моренные равнины и формы краевых образований, пред-
Рнс. 23. Схематическая карта современных вертикальных движений земной коры
Русской платформы (по Ю. А. Мещерякову, 1972)
Поднятия, мм в год: ] — 10—8; 2 — 8—6; 3 — 6—4; 4 — 4—2; 5 — 2—0. Опускания,
мм в год: 6 — 0 — 2; 7 — 2 — 4; 8— 1 — 6; 9 — 6 — 8
ставляющнх собой сложное сочетание моренных гряд с маргинальными
и радиальными озами, камами, зандрами и другими формами рельефа,
относительные высоты которых достигают 80 м. Подобные комплексы
ледниково-аккумулятивных форм нередко приурочены к разломам.
117
Зона пластовых равнин, соответствующих преимущественно сине-
клизам, с преобладанием форм ледниковой аккумуляции окаймля-
ет широкой полосой юго-восточный склон Балтийского щита и протяги-
вается на северо-восток к Северному Уралу. Равнинность территории
осложняется куэстовыми уступами, долинами рек и участками леднико-
вого аккумулятивно-холмистого рельефа. Возвышенности имеют под-
чипспиос значение. Зона может быть подразделена на ряд провинций.
В западной провинции основной фон рельефа составляют
свежие аккумулятивные формы, созданные в период деградации послед-
него, поздненлейстоценового оледенения. Под сплошным покровом сред-
не- и верхнечетвертичиых отложений скрыта древняя денудированная
поверхность, имеющая ступенчатый характер. Ступени дочетвертичной
поверхности разделены уступами и крутыми склонами высотой до 75—
100 м. Наиболее крупные из них четко выражены в современном рель-
ефе. Это Балтийско-Ладожский Глинт (уступ), выработанный в извест-
няках ордовика и тянущийся вдоль южного берега Финского залива и
Ладожского озера, и карбоновый уступ, которому соответствует крутой
западный склон Валдайской возвышенности. Доледниковая поверхность
расчленена густой эрозионной сетью. Погребенные долины с каньоно-
образным поперечным профилем вскрываются на глубине до 150—200 м
ниже ур. моря. В бортах долин, сложенных преимущественно карбонат-
ными породами, интенсивно развит древний карст.
У подножия Балтийско-Ладожского Глинта располагаются морские
террасированные низины, образующие наиболее низкую ступень рель-
ефа. Местами они прорезают Глинт и языками внедряются на юг вдоль
Псковско-Чудского и Ильменьско-Волховского понижений. Для сред-
ней ступени, занимающей все пространство между приморскими низи-
нами и Валдайской возвышенностью, наиболее характерны озерно-лед-
никовые низины, среди которых рассеяны островные возвышенности ок-
руглых и изометрических очертаний как цокольные, так и сложенные
целиком ледниковыми отложениями. Большинство возвышенностей при-
урочены к выступам коренного ложа или участкам интенсивного эро-
зионного расчленения дочетвертнчных пород, которые явились наиболее
благоприятными местами для разгрузки переносимого ледником мате-
риала. Подобные изолированные высоты весьма типичны также для са-
мой высокой ступени рельефа, соответствующей Валдайской возвышен-
ности — краевой зоне валдайского оледенения. Эта возвышенность, по-
лучившая благодаря обилию озер название Поозерье, отличается све-
жестью форм ледниково-аккумулятивного рельефа и представляет собой
сложное сочетание обширных озерных и мелких заболоченных пониже-
ний с участками камовых холмов и конечно-моренных гряд, окаймлен-
ных зандровыми конусами. Здесь расположены такие крупные озера,
как Селигер, Валдайское, Белое, Кубеиское и др.
Долины крупных рек — Меты, Ловати, Невы, Онеги, Сев. Двины
используют доледниковые понижения рельефа. В иих развиты аккуму-
лятивные террасы послеледникового возраста. В долинах рек, приуро-
ченных к областям современного погружения, террасы отсутствуют
(р. Волхов).
В центральной провинции ледниковый аккумулятивный
рельеф, сформированный в среднем плейстоцене, в течение московского
и частично днепровского оледенения сочетается с эрозионным. Типичные
формы краевых образований встречаются редко, преобладают слабо-
холмистые и равнинные междуречья с участками холмистого рельефа
водно-ледникового происхождения и относительно хорошо выработан-
ные долинные понижения. Рельеф отдельных районов провинции отли-
118
чается наряду с типическими чертами определенным своеобразием, обус-
ловленным морфоструктурными особенностями доледникового рельефа,
историей возникновения и уничтожения ледникового покрова.
В пределах Белорусско-Смоленско-Московской возвышенности пре-
обладают сглаженные моренные равнины в западной части и холмистые
моренные возвышенности па остальной территории. К югу нарастает
роль эрозионного расчленения. Значительные площади занимают пони-
жения, сложенные флювиогляциальными отложениями. Водораздельная
линия не совпадает с наибольшими высотами, а расположена на южном
склоне возвышенности, полого опускающемся к Полесью (Карандеева,
1957). Сочетание характерных форм рельефа позволяет считать Бело-
русско-Смоленско-Московскую возвышенность краевым образованием
московского ледника.
На территории Верхне-Волжской равнины широко распространены
плоские, волнистые, реже всхолмленные моренные повсрхпости. Среди
них разбросаны участки холмистого рельефа, преимущественно водно-
ледникового происхождения. Послеледниковые реки приурочили свое
течение к ложбинам стока и котловинам послеледниковых озер, которые
к настоящему времени большей частью уже спущены. Этим объясняют-
ся сложные изгибы русел и частые озеровидные расширения долин, как
правило, заболоченные.
Расположенные восточнее Северные Увалы наименее изучены в гео-
морфологическом отношении. Являясь участком области Главного во-
дораздела, они возникли как инверсионная морфоструктура в осевой
зоне Московской синеклизы над поднятым блоком кристаллического
фундамента. Высота Северных Увалов не превышает окружающие воз-
вышенные равнины. Их средняя высота 200 м, а максимальная 294 м.
Водораздельная линия имеет изломанный характер. Реки волжского и
северодвинского бассейнов, глубоко проникнув верховьями в пределы
водораздельного плато, образуют кулисообразную сеть. Долины рек, как
правило, заболочены.
Онего-Двинско-Мезенская возвышенная равнина соответствует па-
леозойскому плато, разделенному широкой Северо-Двинской ложбиной.
Основные орографические элементы имеют северо-западное и северо-
восточное простирание. Особенно четко это выражено в ориентировке
рек Сухоны и Вычегды, протекающих в широких (до 30—40 км) ложби-
нах параллельно Северным Увалам. Северная граница плато представ-
ляет собой чрезвычайно извилистую линию, осложненную долинами рек
северо-западного направления (Сев. Двины, Пинеги, Мезени). Четкому
обособлению долинных понижений способствовали бореальная и более
ранние плейстоценовые трансгрессии. Береговая линия бореального мо-
ря выражена в рельефе отчетливым уступом. Междуречные пространст-
ва представляют собой волнистые приподнятые (до 200—250 м) равни-
ны, чередующиеся с плоскими понижениями. Характерна густая сеть
речных долин и отсутствие свежих форм ледниковой аккумуляции. По-
верхность плато сильно заболочена, как и прорезающие его широкие
крутосклонные долины. Наибольшей ширины (до 70 км) достигает до-
лина Сев. Двины.
Вдоль берегов северных морей широкой полосой (200—250 км) про-
тянулась Приморская низменная равнина. В ее пределах резко выделя-
ются по высоте Прионежское и Беломорско-Кулойское плато со свежи-
ми ледниково-аккумулятивными формами рельефа. Последнее сложено
гипсоносными породами перми и изобилует карстовыми формами. За
пределами плато преобладают морские отложения. Суровый климат,
многолетняя мерзлота и преобладание глинистых грунтов определили
119
формирование здесь полигональных форм рельефа, бугристых торфяни-
ков и солифлюкционных террас на склонах возвышенностей.
Приморская равнина на востоке ограничена Тиманским кряжем со
средними высотами 200—250 м (максимальные достигают 471 м), вытя-
нутым в северо-западном направлении на 900 км. Сложенный древними
породами (от рифея до карбона), Тиман представляет собой ряд парал-
лельных гряд, разделенных широкими продольными долинами, выпол-
ненными четвертичными отложениями. В пределах продольных долин
реки спокойно меанлрируют и резко сужены при пересечении гряд.
Плоская выровненная поверхность гряд почти лишена рыхлого покрова.
Восточный склон северного Тимана образует крутой куэстовый уступ,
сложенный каменноугольными известняками.
Для северо-восточной провинции, охватывающей в ос-
новном бассейн Печоры, характерны особые условия осадконакопления
в плейстоцене. В северной половине провинции преобладала ледово-мор-
ская аккумуляция, а к югу от широтного отрезка Печоры — ледниково-
морская и ледниковая. Это привело к формированию обширной плоской
и пологоволнистой аккумулятивной равнины со средними высотами по-
верхности в Малоземельской тундре — 160 м, в Большеземельской —
220 м. Наиболее низменные участки характерны для центральной части
провинции и совпадают с долиной Печоры. Для крупных речных долин
характерны крутые коленообразные изгибы и озеровидные расшире-
ния, обусловленные структурно-тектоническими особенностями террито-
рии. Поверхности водоразделов и террас заболочены. Подмываемые бор-
та речных долин осложнены многоступенчатыми оползнями.
Зона водно-ледниковых и аллювиальных равнин в прогибах между
антеклнзами. Аккумулятивные водно-ледниковые и аллювиальные рав-
нины, сложенные преимущественно песками, развиты южнее области
распространения ледниковых отложений московского века в понижени-
ях эрозионно-тектонического происхождения. По генезису эти равнины
относятся к краевым и долинным зандрам. Пески здесь легко поддаются
перевеванию и на значительных пространствах собраны в дюны. Пони-
жения между холмами заболочены. В результате переотложения занд-
ров в долинах рек сформировались высокие среднеплейстоценовые ал-
лювиальные террасы, мало отличающиеся по высоте от равнин По-
лесья.
В западной части зоны расположено Припятское Полесье и При-
днепровская низменность, образующие единую полосу понижений сре-
ди прилегающих к ним возвышенностей. Припятское Полесье занимает
впадину между Украинским кристаллическим массивом и Белорусской
антеклизой. Вся эта территория почти сплошь заболочена. Плоскую по-
верхность Полесья нарушают лишь островные моренные возвышенности
и дюны. Общее падение поверхности от верхнего течения Припяти
(130—140 м) к ее устью (115 м) составляет всего около 20 м. К север-
ной и южной окраинам Полесья отметки вновь увеличиваются до 150—
180 м. Полесье отличается незначительной мощностью четвертичных
зандровых и озерных отложений (от 5 до 50 м), что свидетельствует о
поднятии территории в новейшее время. Данные повторных нивелировок
зафиксировали поднятие 5 мм в год. В то же время отмечено локальное
погружение некоторых районов.
Юго-восточным продолжением Полесья является Приднепровская
низменность, в месте слияния Припяти, Днепра, Десны и Сейма дости-
гающая ширины 200 км и заканчивающаяся острым клином у Днепров-
ских порогов в районе Днепропетровска. Основное пространство низ-
менности занимают высокие террасы долины Днепра и его левых при-
120
токов. Поверхность террас покрыта несколькими горизонтами лесса,
разделенными погребенными почвами. Значительным распространением
пользуется также низкая, боровая терраса, сложенная с поверхности пе-
ревеянными песками. Наиболее крупные площади занимает она выше
Киева.
Типичным Полесьем являются также Мещерская и Горьковско-Ма-
рийская низменности, представляющие собой структурные впадины, за-
полненные ледниковыми, озерными и водно-ледниковыми отложениями
днепровского и частично московского веков. Центральная часть Мещер-
ской низменности высотой НО—130 м, снижающаяся к террасам Оки,
изобилует древними ложбинами стока с остаточными озерами и слабо-
врезанными реками. В Горьковско-Марийской низменности долинные
зандры постепенно переходят в высокие террасы Волги, аллювий кото-
рых сформирован за счет переотложения зандров. Песчаный бугристый
рельеф долинных зандров и террас чередуется с обширными болотами.
К участкам с маломощным покровом песков приурочены провальные
воронки карстового происхождения, образовавшиеся за счет выщелачи-
вания гипсов в толщах верхней перми. Нередко провалы заняты озера-
ми, о карстовом происхождении которых свидетельствует их округлая
форма и значительная глубина (оз. Светлояр — 28 м). Вдоль долин
рек наблюдаются суффозиоипые воронки. Под зандровыми и террасо-
выми равнинами Горьковско-Марийской низменности погребена поверх-
ность, расчлененная древней эрозионной сетью, основными элементами
которой янляются плиоценовое и раннеплейстоценовое русло Волги, про-
слеживающееся на отметках 20—40 м.
В восточной части зоны расположено Низкое Заволжье, отделен-
ное от предыдущего района Вятским валом и соответствующее Заволж-
скому прогибу, развивающемуся с конца плиоцена. Древняя поверхность
низменности, резко расчлененная в среднем плиоцене разветвленной
сетью глубоко (до 100 м) врезанных долин бассейна среднего течения
Волги, погребена под толщей континентальных и морских верхпеплио-
ценовых отложений (рис. 24, 25). Севернее Жигулей в строении равни-
ны преобладают пески, образующие волнистую поверхность, слабо рас-
члененную речными долинами. Южнее Жигулей па поверхности рас-
пространены плотные (сыртовые) глины, в которых выработаны балки
со ступенчатым профилем и выпуклые, увалистые поверхности между-
речий.
В верхнеплиоценовую поверхность выравнивания врезана широкая
плейстоценовая долина Волги с резко асимметричным строением. Высо-
кий (до 300 м) крутой правый склон долины сложен дочетвертичными
породами и осложнен древними и современными оползнями. На лево-
бережье развита обширная пойма высотой до 10—12 м и серия средне-
верхнеплейстоцеиовых террас. Погребенное под разновозрастным аллю-
вием раинеплейстоценовое русло Волги обнаруживается на глубине от
+20 до —30 м. Высокий (до 40—50 м) уступ разделяет террасы на две
серии. Низкие верхнеплейстоцеповые террасы с высотами 17—20 м име-
ют незначительную ширину и по ландшафтному облику напоминают
пойму. Ширина высоких среднеплейстоценовых террас достигает 70 км.
Их выровненную поверхность нарушают лишь куполовидные поднятия
в зонах распространения локальных структур. Пойма и низкие террасы,
за небольшими исключениями, в настоящее время затоплены водами
водохранилищ.
Наиболее далеко на юг выдвинута Окско-Донская равнина, соот-
ветствующая в структурном отношении восточному склону Воронежской
антеклизы и Рязано-Саратовскому прогибу. Поверхность равнины отли-
121
Рис. 24. Схема погребенной речной сети
.Поволжья:
1 — среднеплейстоцсповая (доакчагыль-
ская) речная 0017,’ 2 — то же. предполагае-
мая; 3 — раннеплейстоценовое русло Волги;
4 — северный залив Балаханского озера
чается выравненностью. Плоские
участки ее местами испещрены
пологими понижениями — запа-
динами. Преобладает долинно-
балочное расчленение. Большая
часть речных долин имеет широ-
кие поймы, асимметричные скло-
ны и серию террас. Овраги наи-
более характерны для Окско-
Цнинского плато. На террасах
Дона, Воронежа, Цны и других
рек распространены песчаные
эоловые формы, как закреплен-
ные растительностью, так и пере-
веваемые.
Зона пластовых и пластово-
цокольиых возвышенностей соот-
ветствующих антеклизам с пре-
обладанием эрозионного расчле-
нения, включает все возвышенно-
сти южной половины Русской
равнины внеледниковой зоны.
Льдом покрывались лишь окраи-
ны отдельных возвышенностей.
В основном рельеф создавали де-
нудационные процессы, устойчи-
во развивавшиеся в течение всех
континентальных перерывов. Все
возвышенности соответствуют
крупным положительным струк-
турам, скульптурная обработка
осуществлялась в основном по-
верхностными водами. Абсолют-
ные высоты возвышенностей ко-
леблются в пределах 200—400 м.
Западную часть зоны зани-
мает Украинская возвышен-
ность — единое орографическое
образование, включающее Волы-
но-Подольскую, Бессарабскую,
Прсдкарпатскую и Приднепров-
скую возвышенности. Первые три
возвышенности представляют со-
бой молодые обращенные морфо-
структуры послесарматского воз-
раста с весьма высоким темпом
поднятия, значительно превыша-
ющим скорость движения древ-
ней Приднепровской возвышен-
ности, соответствующей Украин-
скому кристаллическому масси-
ву. Это и привело к слиянию
разновозрастных и разнородных
в структурном отношении уров-
ней в единую возвышенность с
122
более шпенсиьмым эрозионным расчленением ее западной части, где
расположена высшая точка возвышенности (515 м). На восток и юго-
восток по направлению к Днепру высоты снижаются до 200 м. При-
днепровская часть возвышенности расчленена значительно слабее. Пра-
вобережные притоки Днепра отличаются незначительной длиной. На
участках пересечения кристаллических пород они имеют порожистые
русла и каньопообразныс долины. На территории, покрывавшейся
льдом, наряду с эрозионным расчленением встречаются формы ледни-
ковой аккумуляции: камы н ложбины стока. Для правобережья Днепра
Рис. 25. Схема положения разно-
впчрастных поли' диетических уров-
ней (ярусов), древних русел и но-
вейших отложений в долине Сред-
ней Волги.
Разновозрастные уровни: 1 — ак-
кумулятивные; 2 — абразионно-де-
нудационные. Коррелятивные от-
ложения' 3—аллювиальные: 4 —
озерные и лиманные; 5 — морские;
6 — линии, соединяющие одновоз-
растные уровни
характерны оползни. На Волыпо-Подольской возвышенности развит
карст.
В центральной части зоны расположена Среднерусская возвышен-
ность — целостное орографическое, но гетерогенное морфоструктурное
образование, соответствующее Воронежской антеклизе, юго-западному
крылу Московской синеклизы и северо-восточному склону Днепровско-
Донецкой впадины. Главный водораздел возвышенности, вытянутый суб-
мерндионально, расположен несколько восточнее Курска и Орла и далее
отклоняется к востоку к истокам Дона. Высшая точка (310 м) располо-
жена в районе Орла. Своеобразие геологической структуры Средне-
русской возвышенности определило ее гидрографический план и рас-
пределение овражно-балочного расчленения. Реки, принадлежащие
бассейнам Днепра, Оки и Дона, направлены центробежно. Овраги про-
резают как склоны балок, так и их днища. Донные овраги отличаются
значительной, в несколько километров, длиной. Они прорезают балоч-
ный аллювий и нередко вскрывают коренные породы. Склоновые овра-
ги короткие, глубина их колеблется от 8 до 25 м. Наибольшей
густоты овражная сеть достигает па правобережье Дона и в пределах
Калачской возвышенности (междуречье Хопра и Дона). Густота овраж-
ной сети достигает здесь 0,5—1,2 км/км2 (Гужевая, 1948). Этот участок
совпадает с осевой зоной Воронежской антеклизы (в районе г. Павлов-
ска в долине Дона вскрываются кристаллические породы). Несколько
меньше густота овражной сети в центре и на севере возвышенности.
Резко уменьшается она в юго-восточной части возвышенности, в бас-
сейнах Сейма и Сулы — на пологом склоне Днепровско-Донецкой впа-
дины. Причиной образования оврагов наряду с активными тектониче-
скими движениями и безлесьем является хозяйственная деятельность
человека. Оледенения — окское и днепровское не оставили большого
следа в рельефе возвышенности. Лед покрывал северную, восточную и
западную периферию ее склонов, где сохранились маломощная морена
и ложбины стока талых вод.
Большим своеобразием отличается рельеф Донецкого кряжа, соот-
ветствующего открытой части гсрцинского горного сооружения. Это
сильно расчлененная эрозионная возвышенность высотой до 367 м. Раз-
123
повозрастные напластования и сложная тектоника обусловливают час-
тую смену на поверхности разнообразных по устойчивости к выветри-
ванию пород. На водоразделах развиты гряды, приуроченные к выходам
известняков и песчаников, разделенные понижениями, сложенными гли-
нами и рыхлыми покровными отложениями. К окраинным частям Дон-
басса, образованным горизонтально лежащими осадками, водоразделы
выполаживаются. Речные долины, наоборот, глубоко врезаны в склад-
чатые толщи до 100 м. На их склонах наблюдается густая овражная
сеть. Протекающий вдоль северного подножия кряжа Северский Донец
подчеркивает его склон к Днепровско-Донецкой впадине. На левом бе-
регу Донца развита серия террас шириной до 20 км. В нижнем течении
река пересекает кряж вкрест простирания пород, образуя излучины и
глубоковрезанную долину. Особый облик рельефу придают многочис-
ленные терриконы, связанные с разработкой угольных месторождений.
Вдоль правобережья Волги вытянута Приволжская возвышен-
ность — гетерогенная положительная неотектоническая морфострукту-
ра, включившая в северной части древние положительные структуры, а
на остальном протяжении возникшая в результате инверсии мезокайио-
зойского прогиба. Поверхность возвышенности образует ступени или
ярусы в восточной части и без заметных перегибов полого опускается
на запад к Окско-Донской равнине. Верхняя ступень высотой 280—
<320 м, имеющая останцовый характер, сохранилась в виде холмов. Сред-
ний ярус высотой 240—260 м пользуется наибольшим распространением
и является поверхностью выравнивания. Средний ярус 80—100-метро-
вым уступом опускается к иижнему ярусу, являющемуся, по мнению
большинства исследователей, абразионной площадкой акчагыльского
моря. Уступ осложнен древними плиоценовыми оползневыми цирками,
называемыми в Саратовском Поволжье венцами. Для Приволжской
возвышенности характерно интенсивное овражно-балочное расчленение,
особенно на Саратовско-Волгоградском участке и в районах неотекто-
пических поднятий. Уступая Среднерусской возвышенности по густоте
овражного расчленения, она превосходит последнюю по глубине, осо-
бенно в восточной части возвышенности. Карстовые формы рельефа —
воронки, ниши, пещеры, провальные озера приурочены к выходам на
поверхность пермских гипсов и доломитов (бассейны Пьяны, Теши и Се-
режи). В бассейнах Сызрани и Тереши развит меловой карст. В север-
ной части возвышенности — широтио вытянутые ложбины стока талых
ледниковых вод, с которыми связаны покрытые сосновыми борами
песчаные массивы.
Орографическим продолжением Приволжской возвышенности яв-
ляются Ергени. Разнородные в структурном отношении Южные и Се-
верные Ергени образуют единую асимметричную возвышенность. За-
падный ее склон, обращенный к Допу, сильно растянут и представляет
собой увалистую равнину, прорезанную балочной сетью бассейнов Сала
и Аксая. Свежие овраги здесь редки. Восточный склон шириной не более
40 км и высотой 70—80 м круто обрывается к Прикаспийской низменно-
сти. Балки и здесь являются основной формой эрозионного рельефа. Рек
в силу климатических условий здесь нет. Овражность восточного склона
небольшая. Днище и склоны ветвящихся древних балок выположены и
задернованы. Для приводораздельной полосы характерен микрорельеф
суффозионного происхождения.
На востоке Русской платформы к югу от Северных Увалов между
Низким Заволжьем и Уралом расположено Высокое Заволжье — еди-
ное орографическое образование, включающее Вятско-Камскую, Бугуль-
минско-Белебеевскую возвышенности, Общий Сырт и Урало-Эмбинское
124
плато. Объединяет их и известная общность геологического строения.
Большая часть возвышенностей Заволжья сложена с поверхности поро-
дами пермской системы преимущественно татарского яруса, реже — ка-
занского и кунгурского. Лишь Общий Сырт и более южные территории
включают породы мезозоя и кайнозоя. Связь с литологией и тектоникой
определяет региональные различия строения рельефа. Общими же его
чертами являются ярусность и значительное эрозионное расчленение.
Ярусы или ступени рельефа, описанные на восточном склоне Приволж-
ской возвышенности, характерны и для западного склона Высокого За-
волжья. Одинаковая высота ярусов и наличие осадков акчагыльского
моря на поверхности нижнего из них (до 180 м) свидетельствуют об од-
новозрастности этих форм. В Высоком Заволжье развита сеть плиоцено-
вых долин, заполненных кинельскими и акчагыльскими отложениями.
За пределами распространения морских акчагыльских отложений ярус-
ность рельефа отсутствует. Здесь развита густая сеть речных долин, ба-
лок и оврагов. Наиболее значительное расчленение наблюдается в пре-
делах локальных поднятий. В районах развития доломитов казанского
яруса речные долины имеют характер глубоких каньонов. В районах
распространения пород татарского яруса с пестрым чередованием пес-
ков, глин, мергелей и известняков — рельеф обретает более мягкие
формы: долины с террасированными, часто оползневыми склонами че-
редуются с равнинными пространствами междуречий. Отложения кун-
гурского яруса отражаются в рельефе чередованием холмов, сложен-
ных конгломератами, и ложбин в пределах распространения мягких
пород.
В местах распространения в Высоком Заволжье пермских пород,
особенно гипсов, возникают карстовые формы рельефа (на поймах рек
и в днищах балок). Наиболее часто они встречаются по берегам Камы,
в бассейнах рек Зая и Демы, в южной части Вятского Увала и Сокско-
Шешминского поднятия. Следы воздействия холодных эпох плейстоце-
на запечатлены в виде морозобойных трещин, криотурбаций, мощных
делювиальных шлейфов. Существенную роль играет и современный кли-
мат, отличающийся резкой континентальностью. На склонах северной
экспозиции долин Камы и Белой снежники сохраняются до середины
нюня. На месте их образуются карообразные впадины и пролювиаль-
ные натеки на склонах.
Особое место среди денудационных возвышенностей занимает Став-
ропольское нсотектоническос поднятие Скифской плиты. В южной, наи-
более поднятой части возвышенности, высоты достигают 800 м, к северу
они снижаются до 200—300 м. Глубоковрезанными широкими долинами
Калауса, Кумы, Егорлыка возвышенность расчленена па отдельные раз-
новысотные плато, плоская поверхность которых покрыта известняками
неогена. Склоны плато расчленены оврагами, промоинами, осложнены
оползнями.
Зона приморских пластовых низменностей. Аккумулятивные мор-
ские равнины развиты по берегам Черного, Азовского и Каспийского
морей. Рельеф, созданный в процессе плиоценовых и плейстоценовых
трансгрессий, подвергся только незначительной скульптурной обработке
в последующий за регрессией континентальный период развития. Вдоль
берега Черного и Азовского морей, включая территорию стенного Кры-
ма и Кубанскую низменность, вытянута Причерноморская низменность.
Плоская поверхность низменности слабо наклонена на юг, к морю в кон-
тинентальной части и на север в пределах Крымского полуострова.
К морю опа обрывается абразионным уступом. Из морских террас чет-
вертичного возраста выражена в рельефе лишь древнеэвксинская. Ос-
125
тальные большей частью скрыты под уровнем моря. Плоскую поверх-
ность низменности расчленяют долины рек, глубина вреза которых
уменьшается вниз по течению, соответственно уменьшается и относи-
тельная высота надпойменных террас. Значительно большим разнообра-
зием отличается рельеф дельт Дуная, Днепра и Кубани. Аккумулятив-
ные формы, созданные протоками, осложнены эоловыми образованиями.
Понижения, оставшиеся от древних русел Днепра, заняты солеными
озерами или солончаками. Широко распространены также плавни —
расширенные участки поймы. Морские побережья осложняют косы, ба-
ры и пересыпи. На водоразделах встречаются поды — широкие плоско-
донные западины глубиной несколько метров и в поперечнике от не-
скольких сотен метров до 10 км. Некоторые из них в первой половине
лета превращаются в озера или заболачиваются. Балки и овраги ред-
ки, распространены лишь в приречных участках на Южном Буге, Днеп-
ре, Ингульце, Иигуле. Прибрежная часть низменности является обла-
стью интенсивного прогибания; ежегодное погружение (по береговым
уровнемерным пунктам) изменяется от —0,8 мм (устье Днепра) до
—5,2 мм (Одесса).
Юго-восточную часть Русской равнины занимает Прикаспийская
низменность, значительная часть поверхности которой лежит ниже уров-
ня мирового океана (до минус 28 м). Низменность соответствует При-
каспийской впадине, выполненной мощной толщей древних и плиоцен-
четвертичных пород. Почти идеально ровную поверхность низменности
осложняют соляные купола, достигающие высоты 149 м в районе озер
Эльтон и Баскунчак. Первичный морской рельеф низменности претерпел
воздействие суффозионных, эрозионных и эоловых процессов. Однотон-
ная плоская поверхность морских равнин нарушается суффозионными
западинами глубиной 0,3—2 м и бугорками-сурчинами высотой до 0,5—
0,7 м. Эрозионные формы имеют вид неглубоких (1—5 м) ложбин, ко-
торые тянутся рядами на десятки километров к Каспийскому морю, но
до него не доходят, заканчиваясь в озерах, сорах или в обширных плос-
ких понижениях-лиманах, вблизи береговой линии позднехвалынекого
моря. Наиболее крупная из ложбин превращена в цепочку Сарпинских
пересыхающих озер. Для южной части низменности (область распрост-
ранения поздпехвалынской и новокаспийской трансгрессий) характерны
эоловые формы рельефа: котловины, бугры, гряды высотой 5—10 м.
Большие массивы перевеянных песков распространены к западу от Вол-
ги и на Волго-Уральском междуречье (Рын-пески). Своеобразные фор-
мы рельефа представляют «бэровские бугры» — однообразно повторяю-
щееся чередование вытянутых кулисообразных гряд и понижений. Наи-
более характерны они для прибрежных участков Волги и Урала, по
встречаются также вдоль всего побережья Каспийского моря. Они вы-
тянуты в широтном направлении на 0,5—8 км. Высота их 10 м, иногда
достигает 20 м, ширина 200—500 м, в редких случаях достигает 1200м.
Понижения между ними заняты морскими заливами-ильменями, озера-
ми и солончаками.
ГЛАВА 5
ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЯ РУССКОЙ платформы
Подземные воды Русской платформы подразделяются на верховод-
ку, грунтовые и артезианские воды. Для решения различных инженер-
ных задач наибольшее значение имеют подземные воды первых двух
126
типов, залегающие неглубоко от поверхности, вызывающие развитие
различных геологических процессов и создающие те или иные трудности
при возведении сооружений. К грунтовым водам относятся подземные
воды с открытой поверхностью, формирующиеся па первом от поверх-
ности водоупоре и существующие в течение всего года, к верховодке —
сходные по условиям формирования подземные воды, но существующие
в течение одного или нескольких сезонов. Поскольку грунтовые воды и
верховодка обладают многими общими особенностями, они рассматри-
ваются совместно. Распределение грунтовых вод и верховодки в преде-
лах Русской платформы, глубина их залегания, особенности формирова-
ния химического состава и агрессивных свойств зависят от геологическо-
го строения, рельефа, климата и подчиняются закону ландшафтно-кли-
матической зональности подобно почвам и растительности. Зональность
грунтовых вод часто называют гидрохимической, хотя этот термин нс
отражает в полной мере существо наблюдающихся закономерностей
(рис. 26).
Зона очень слабоминерализованных гидрокарбонатно-кальциевых
кремнистых вод занимает северо-восточную, наиболее суровую по кли-
матическим условиям часть Русской платформы, где распространены
многолетнемерзлые породы. Здесь преимущественно распространены се-
зонные надмерзлотные воды, приуроченные к различным по составу и
генезису четвертичным отложениям (морским, ледово- и ледниково-мор-
ским, озерным, аллювиальным и др.). Водоупором для них служат мио-
голетпемерзлые породы. Надмерзлотные воды залегают вблизи поверх-
ности и, сливаясь с поверхностными водами, вызывают заболачивание
обширных плоских водораздельных пространств. Подчиненное распрост-
ранение имеют грунтовые воды таликовых участков (преимущественно
в пределах речных долин), формирующиеся на первом от поверхности
глинистом водоупоре.
Для вод этой зоны характерна низкая минерализация (до 0,2, реже
до 0,5 г/л), гидрокарбонатно-кальциевый состав, присутствие органичес-
ких соединений и кремнекислоты, вследствие чего воды обычно харак-
теризуются пониженным значением pH 5,5—6. Местами в прибрежной
зоне в результате приноса ветром соленой морской воды надмерзлот-
ные воды приобретают повышенное содержание натрия. В связи с не-
значительной минерализацией, низким pH и высоким содержанием сво-
бодной углекислоты воды обладают резко выраженной агрессивностью
по отношению к бетону на портландцементе и некоторых других видах
цемента.
Зона слабоминерализованных гидрокарбонатно-кальциевых вод ох-
ватывает западную часть тундровой зоны (Кольский полуостров) всю
лесную, лесостепную и часть степной зоны. В северной и центральных
частях зоны в пределах аккумулятивных равнин, занимающих большую
часть территории, грунтовые воды приурочены главным образом к обра-
зованиям ледникового комплекса — основной и конечной моренам, флю-
виогляциальным и озерно-ледниковым отложениям, в пределах денуда-
ционных равнин — к верхней выветрелой н трещиноватой зоне дочет-
вертичпых отложений различного возраста и состава. Повсеместно
распространены также грунтовые воды аллювиальных, озерных, а в се-
верной части зоны — болотных отложений.
Отложения основной морены в пределах Балтийского щита
представлены в основном грубообломочными валунно-халечно-песчаны-
ми отложениями и содержат обильные грунтовые вольт весьма низкой
минерализации. К югу грубые осадки сменяются валунными супесями
и суглинками, и грунтовые воды заключены в прослоях и линзах пес-
127
Рис. 26. Схема гидрохимической зональности, агрессивности и глубин залегания
грунтовых вод Русской платформы (по данным А. В. Журавлева).
Гидрохимические зоны грунтовых вод: 1 — гидрокарбонатно-кремнеземных; 2 — гидро-
карбонатио-кальциевых; 3 — сульфатных и сульфатно-хлоридных; 4 — хлоридных;
5 — граница гидрохимических зон. Агрессивность грунтовых вод: 6 — общекислот-
ная; 7 — выщелачивающая; 8 — сульфатная. Вероятность проявления агрессивных
свойств грунтовых вод: 9 — воды преимущественно агрессивные; 10 — развитие аг-
рессивных и неагрессивных вод равновероятно; 11 — воды преимущественно неаг-
рессивные. Площади развития грунтовых вод в отложениях- 12 — аллювиальных,
озерно-аллювиальных и флювиогляциальных; 13 — ледниковых; 14 — эоловых; 15—
лессовых и лессовидных суглинках; 16 — четвертичных морских; 17 — дочетвертичных;
18 — площади преимущественного развития верховодки. Преобладающая глубина
залегания грунтовых вод: 19 — до 5 м; 20 — до 10 м; 21 — до 20 м; 22 — свыше
20 м; 23—границы различных глубин залегания грунтовых вод; 24 — граница
региона
ков, находящихся в толще морены. В связи с затрудненным водообме-
ном минерализация вод здесь более высокая (до 0,5—0,8 г/л). Глубина
залегания весьма непостоянна—от первых метров до 20—30 м. Встре-
чаются участки, где грунтовые воды отсутствуют. Повсеместно обвод-
нены также флювиогляциальные отложения, слагающие краевые
п долинные зандры и озовыс гряды, представленные в основном песка-
ми различной крупности. Особенно широко они распространены в пре-
делах полесий (Припятского, Мещерского, Днепровского и др.). В свя-
зи со слабой расчлененностью рельефа и затрудненным дренажем грун-
товые воды зандровых равнин залегают на небольшой глубине от по-
верхности (1—5 м) и нередко вызывают заболачивание широких плос-
ких водоразделов и поверхностей высоких аккумулятивных террас.
Минерализация грунтовых вод флювиогляциальных отложений невысо-
кая (до 0,5—0,6 г/л).
Грунтовые воды приурочены также к озерно-ледпиковым от-
ложениям, представленным преимущественно ленточными глинами. Эти
отложения слагают в рельефе плоские, почти нерасчлененные низмен-
ные равнины и обычно обводнены почти с самой поверхности. При уст-
ройстве котлованов в толще ленточных глин грунтовые воды способст-
вуют образованию оползней, оплывин, выпоров дна котлованов, мерзлот-
ным деформациям и развитию некоторых других неблагоприятных для
строительства процессов. В связи с низкой водоотдачей ленточные гли-
ны трудно поддаются осушению.
Потоки грунтовых вод формируются также в толщах аллювиаль-
ных и флювиогляциальных отложений, выполняющих реч-
ные долины, которые являются главными путями стока поверхностных
и грунтовых вод с окружающих аккумулятивных и денудационных рав-
нин. Воды залегают неглубоко (0—3 м) и часто вызывают заболачива-
ние поверхности речных террас.
Здесь распространены также воды озерных, морских (в полосе
побережья) и болотных (в северной части зоны) отложений.
В пределах возвышенных денудационных равнин, где четвертичные
отложения распространены спорадически и маломощны, грунтовые во-
ды приурочены также к верхней выветрелой и трещиноватой зоне ко-
ренных пород. Здесь развиты трещинные и пластово-трещинные волы
(Балтийский щит, Тиман), а в пределах распространения отложений
карбонатной формации — карстовые и трещинно-карстовые воды (Си-
лурийское и Белозерские плато).
За пределами развития ледниковых отложений грунтовые воды раз-
виты преимущественно в лессах и лессовидных суглинках,
а также в различных по составу и возрасту дочетвертичных отложени-
ях. В лессовых толщах постоянный горизонт грунтовых вод приурочен к
•основанию разреза и формируется на водоупорном ложе из красно-бу-
рых глин. Глубина залегания грунтовых вод в лессах и лессовидных
суглинках колеблется от нескольких метров до 20—30 м, водообилыюсть
незначительная.
Грунтовые воды дочетвертичных отложений широко развиты в пре-
делах Волыпо-Подольской, Среднерусской, Приволжской возвышенно-
стей Высокого Заволжья и других крупных положительных морфострук-
тур, где четвертичные отложения отсутствуют или представлены мало-
мощным элюво-делювием. Рельеф этих территорий характеризуется зна-
чительной расчлененностью современной речной и овражно-балочной
сетью, что обусловливает большие глубины залеганию грунтовых вод
<до 20 м), а в пределах Волыно-Подольской возвышенности, Уфимско-
го плато и Высокого Заволжья — свыше 20 м. Минерализация грунто-
129
вых вод в этой зоне колеблется от 0,1—0,5 г/л на севере до 1 г/л на юге,,
в климатической зоне неустойчивого увлажнения. Химический состав и
минерализация грунтовых вод коренных отложений отличается большим
разнообразием, чем вод четвертичных отложений, и зависит в значи-
тельной степени от литологического состава водовмещающих пород, ус-
ловий питания и разгрузки. В карбонатных отложениях в пределах Си-
лурийского и Белозерского плато развиты пресные, низкой минерализа-
ции (0,2—0,5 г/л) воды. Азональные по величине минерализации и хи-
мическому составу воды развиты в гипсоносных пермских отложениях
востока Русской платформы — здесь встречаются сульфатио-кальцие-
вые воды с минерализацией до 3 г/л. Затрудненные условия циркуля-
ции грунтовых вод в глинистых и песчано-глииистых юрских и триасо-
вых отложениях приводят к формированию в них вод с минерализаци-
ей до 0,7 г/л. Минерализация грунтовых вод неогеновых, меловых и
более древпнх отложений в южной части зоны непостоянна и может
превышать 1 г/л на участках развития пород, обогащенных гипсом.
Зона грунтовых вод повышенной минерализации сульфатного и хло-
ридно-сульфатного состава приурочена к южной части Русской равни-
ны, где испарение резко преобладает над осадками. Из-за сухости кли-
мата и недостатка влаги легкорастворимые соли не выносятся в реки,
а насыщают грунты и грунтовые воды. Минерализация вод колеблется-
от 1 до 10 г/л.
Грунтовые воды в лессах и лессовидных суглинках развиты
почти на всей площади распространения этих отложений. Глубина за-
легания грунтовых вод обычно колеблется в пределах 10 м, но иногда^
достигает и 15—20 м. Из-за засоленности лессов и лессовидных суглин-
ков сульфатами, реже хлоридами кальция, магния и натрия, воды име-
ют сульфатный, сульфатно-хлоридный и реже хлоридный состав. В об-
щей схеме здесь четко проявляется закономерность распределения прес-
ных и соленых вод в зависимости от строения рельефа и протяженности
путей фильтрации атмосферных осадков. Наименее минерализованные
воды (до 3 г/л) приурочены к верховьям балок, лощинам и другим по-
нижениям, где суглинки и лессы более промыты. Здесь местами встре-
чаются и пресные гидрокарбонатные кальциевые воды. Наиболее мине-
рализованные воды развиты на ровных слабодренированных водораз-
дельных участках. Здесь минерализация грунтовых вод местами дости-
гает 30—35 г/л.
Груптовые воды области развития дочетвертичных отложе-
ний залегают на больших глубинах от дневной поверхности (до 20 м н
выше), что связано со значительной расчлененностью рельефа. Мине-
рализация грунтовых вод обычно превышает 3 г/л.
Воды аллювиальных отложений широко распространены
в долинах Днепра, Допа, Кубани и их притоков. Глубина залегания
вод обычно не превышает 5—10 м. Воды аллювиальных отложений всег-
да относительно менее минерализованы, чем грунтовые воды лессов и
дочетвертичных отложений. Здесь развиты пресные воды и воды повы-
шенной минерализации (до 3 г/л), однако приток силыгоминерализован-
пых вод из коренных отложений, слагающих борта долин рек, местами1
вызывает значительное повышение минерализации вод аллювиальных
отложений. Так, в низовьях Дона развиты воды с минерализацией до-
6 г/л.
Зона преимущественного распространения сильноминерализованных:
хлоридных вод занимает южную часть Причерноморской низменности*
северную часть степного Крыма и Прикаспийскую низменность. В пре-
делах Причерноморской низменности и степного Крыма грунтовые воды
130
развиты в лессах и лессовидных суглинках н дочетвертичных отложени-
ях. Глубина залегания грунтовых вод здесь определяется расчлененно-
стью рельефа и колеблется от первых метров до 10 20 м. Минерализа-
ция грунтовых вод лессов и лессовидных суглинков довольно пестрая
ют 3 до 25 г/л. Сильное засоление грунтовых вод лессов и лессовидных
суглинков обусловлено в основном слабым дренированием местности
(район Сиваша), неглубоким залеганием зеркала грунтовых вод и свя-
занным с этим интенсивным испарением. Засоленность вод в лессовых
отложениях в приморской зоне объясняется также влиянием моря, с
поверхности которого ветер приносит месте с влагой большое количе-
ство солей. Силыюзасоленпыс (до 25 г/л) грунтовые воды современных
морских отложений развиты по побережьям Черного и Азовского мо-
рей. В верхней части горизонта соленых вод благодаря атмосферным
юсадкам и конденсации водяных паров часто образуется тонкий (0,2—
*0,5 м) слой пресной воды — верховодка. В дочетвертичных (неогено-
вых) отложениях развиты преимущественно соленые хлоридные воды
•с минерализацией до 10 г/л.
В Прикаспийской низменности грунтовые воды приурочены к древ-
ним морским отложениям, эоловым образованиям и аллювиальным от-
ложениям Волги, Урала и других более мелких рек. Равнинный харак-
тер поверхности Прикаспийской низменности способствует слабому дре-
нированию этой территории и, как следствие, неглубокому залеганию
грунтовых вод. В морских отложениях глубина залегания вод не превы-
шает 5—10 м, несколько увеличиваясь вблизи долины Волги. В эоловых
отложениях грунтовые воды залегают па глубине от первых метров до
20—30 м, ио обычно не глубже 10 м. Воды аллювиальных отложений
залегают иа глубине до 5 м. Для грунтовых вод Прикаспийской низ-
менности характерны большие колебания химического состава во вре-
мени. Весной, в период снеготаяния и половодья здесь па больших пло-
щадях распространены пресные и слабоминерализованиые грунтовые
.воды, в середине лета и весь остальной период года пресные
воды встречающиеся лишь на отдельных участках в виде линз, на осталь-
ной же части низменности развиты высокоминерализовапные воды хло-
рндио-сульфатного и хлоридного состава с минерализацией до 200 г/л.
Воды с такой высокой минерализацией развиты па педренированных
участках, где грунтовый сток отсутствует, а расходная часть водного
баланса представлена только испарением, что ведет к накоплению со-
лей в грунтовых водах.
Воды аллювиальных отложений Волги пресные, гидрокарбонатные,
« химическом отношении являются для хлоридной зоны аномальными.
Воды долины Урала и других более мелких рек этой зоны имеют не-
постоянную минерализацию (до 3 г/л) и весьма изменчивый состав —
от гидрокарбонатного до хлоридно-сульфатного.
Режим грунтовых вод Русской платформы тесно связан с условия-
ми их питания и разгрузки, которые в свою очередь определяются раз-
личными гидрометеорологическими, геологическими факторами, строе-
нием рельефа, характером растительного покрова и другими причина-
ми. Питание грунтовых вод происходит в пределах всей площади их рас-
пространения в основном за счет инфильтрации атмосферных осадков.
Подчиненную роль играет перетекание вод из отложений, залегающих
гипсометрически выше, и питание напорными водами нижележащих во-
доносных горизонтов. Последнее имеет место главным образом в реч-
ных долинах. Грунтовые воды аллювиальных отложений пойменных тер-
рас в весеннее время питаются паводковыми водами. Разгрузка грунто-
вых вод происходит в долины рек, балки, овраги либо непосредственно
131
в русла водотоков, либо в виде родников и мочажин на склонах. В пре-
делах междуречных пространств грунтовые воды частично перетекают в;
отложения, залегающие гипсометрически ниже. На площадях неглубоко-
го залегания грунтовых вод значительная их часть летом расходуется
на испарение и транспирацию растениями.
На режим грунтовых вод также влияют режим атмосферных осад-
ков, температура'воздуха и в меныпей степени режим поверхностных
вод. Атмосферные осадки определяют основную приходную часть балан-
са грунтовых вод, а температура воздуха — величину испарения. Влия-
ние температуры воздуха па уровенный режим грунтовых вод отчетливо-
проявляется только при неглубоком (до 3—5 м) их залегании, когда
процессы испарения как в зоне азрации, так и из водоносного горизонта
играют существенную роль в его балансе. Из геологических факторов
на режим грунтовых вод основное влияние оказывают литологический
состав, мощность, свойства грунтов зоны аэрации, а также наличие или
отсутствие мерзлого слоя в их основании. По преобладающему влиянию
того или иного фактора выделяют следующие виды режима грунтовых
вод Русской платформы: междуречный, склоновый, террасовый и при-
речный (Кононлянцев и др., 1963). В годовом ходе уровней грунтовых
вод наблюдаются два максимума (паводковых) и два минимума (ме-
женных). Положение территории в той или иной климатической зоне-
обусловливает разновременность наступления максимальных и мини-
мальных уровней грунтовых вод, и в целом они смещаются по времени
в направлении с юга на север. Размеры многолетних колебаний уровней
грунтовых вод в различных гидрогеологических условиях весьма разно-
образны. В песчано-суглинистых отложениях при залегании грунтовых
вод от 0,5 до 10 м многолетние амплитуды изменяются от 0,6 до 6 м, в-
среднем 1,5—2 м (Ковалевский, 1973). Небольшие амплитуды наблю-
даются в водоносных толщах, сложенных песками и гравийно-галечными
отложениями, в за карстованных и трещиноватых породах. В суглинис-
тых отложениях, характеризующихся низкой эффективной пористостью
(малой водоотдачей), амплитуда колебания наибольшая. Многолетние
амплитуды колебаний уровней грунтовых вод на водораздельных прост-
ранствах, при прочих равных условиях, обычно превосходят таковые в
долинах рек (исключая приречный тип режима). Соотношение сезон-
ных, годовых и многолетних среднегодовых амплитуд колебаний уров-
ней грунтовых вод меняется в зависимости от мощности зоны аэрации.
При малых глубинах залегания грунтовых вод годовая амплитуда час-
то в 1,5—2 раза больше многолетней, при больших же глубинах зале-
гания это соотношение меняется на обратное.
Режим химического состава грунтовых вод тесно связан с режимом
их уровня. В областях с сезонным промерзанием почв и грунтов при из-
быточном увлажнении максимальная минерализация грунтовых вод на-
блюдается в периоды их минимального стояния, а минимальная — в пе-
риоды наиболее высокого стояния. Наибольшее изменение химического
состава вод характерно для верхней части водоносной толщи (верхние
3—4 м), ниже минерализация изменяется мало, а химический состав
остается практически постоянным. Изменения минерализации вод про-
исходят преимущественно в результате изменения содержания гидро-
карбонатов кальция и магния. Грунтовые воды областей с недостаточ-
ным увлажнением характеризуются более значительными колебаниями
химического состава в годовом цикле. Эти колебания связаны с соста-
вом обычно засоленных пород и условиями дренажа. Характерным при-
мером является в этом отношении Прикаспийская низменность. Весной
в период снеготаяния и половодья здесь преимущественно распростра-
132
мены лресные и слабоминерализованные воды, к середине же лета н
весь остальной период года пресные воды сохраняются только на от-
дельных пониженных участках в виде линз различной величины.
Агрессивность грунтовых вод, т. о. способность разрушать различ-
ные строительные материалы, определяется их химическим и газовым
составом и связана с условиями их формирования. Углекислая агрессив-
ность грунтовых вод, определяющаяся наличием в воде свободной угле-
кислоты, наблюдается главным образом в I и в меиыпей степени во
II зоне. Выщелачивающей агрессивностью обладают пизкомипсрали-
зованиые гидрокарбонатиые кальциевые воды преимущественно I,
II и в меныпей степени III зон. В гидрокарбоиатиых водах наблюдает-
ся, как правило, прямая зависимость между концентрацией в водах гид-
рокарбонат-иона н величиной общей минерализации воды. При норме
выщелачивающей агрессивности 2 мг-экв/л гидрокарбоиат-иопа этим
видом агрессивности обладают воды с минерализацией до 0,15—0,2 г/л.
В водах повышенной минерализации, где существенная роль принадле-
жит сульфатам и хлоридам, критическая концентрация гидрокарбонатов
'возрастает до 0,35 г/л. В связи с этим агрессивные воды в I и II зонах
чаще наблюдаются в толщах песчаных отложений в пределах зандро-
вых равнин илн в долинах рек, чем на водоразделах, сложенных море-
ной и покровными суглинками.
Статистическая обработка химических анализов грунтовых вод
зандровых полей и аллювиальных отложений речных долин с преобла-
дающей минерализацией 0,05—0,35 г/л показала, что этим видом агрес-
сивности обладают воды в 40—60% случаев. Воды моренных и межмо-
ренных отложений, характеризующиеся в целом более высокой мине-
рализацией, выщелачивающей агрессивностью практически ие
обладают. В южном направлении по мере увеличения минерализации
воды вероятность проявления агрессивности грунтовых вод уменьшается.
Общекислогный вид агрессивности обусловлен низким значением
pH, из-за чего усиливается растворение карбоната кальция. Источника-
ми водород-иоиа здесь являются гумусовые кислоты, характерные для
болотных вод, и гидролиз солей тяжелых металлов в зонах окисления
сульфидов. Общекислотиой агрессивностью обладают воды I гидрохи-
мической зоны и воды болотных отложений, широко распространенные
в пределах II зоны. Воды зандровых, аллювиальных, ледниковых и меж-
ледниковых (межморенпых) отложений, характеризующиеся высокой
pH 6,5—7,5, в подавляющем большинстве случаев этим видом агрессив-
ности не обладают.
Сульфатной агрессцвпостью обладают воды, в которых концентра-
ция сульфат-иона достигает значений, превышающих установленные
пределы, зависящие от типа цемента, конструкции сооружения, водопро-
ницаемости грунта и концентрации в водах иона хлора. В зависимости
от этих условий пределы концентрации сульфат-иона, выше которой во-
ды проявляют сульфатную агрессивность по отношению к обычным це-
ментам, колеблется от 250 до 1250 мг/л. Такая концентрация сульфатов
наблюдается в водах повышенной минерализации. В соответствии с
этим в I и II гидрохимических зонах сульфатной агрессивностью обла-
дают воды, содержащиеся в палеозойских отложениях, или выходящие
на поверхность в местах разгрузки. Это азональные по сульфатной аг-
рессивности воды. В пределах гидрохимической зоны сульфатных и хло-
ридно-сульфатных вод сульфатная агрессивность проявляется практиче-
ски повсеместно.
Магнезиальной агрессивностью грунтовые воды Русской платформы
не обладают, поскольку концентрация магния даже в соленых водах
хлоридной зоны не достигает критических значений (свыше 1000 мг/л).
133
ГЛАВА 6
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
Эрозионноаккумулятивные процессы1. На территории Русской рав-
нины развиты все. основные виды эрозии: эрозия почв, оврагообразова-
ние и процессы, связанные с деятельностью постоянных водотоков
(ручьев и рек).
Эрозия почв — плоскостной или площадной смыв вызывается
струйками воды, образующимися при дождях и снеготаянии. Соответст-
венно и развитие этого процесса зависит от интенсивности дождей и сне-
готаяния, а также от строения рельефа, свойств почв и характера рас-
тительного покрова. Относительная роль дождей и снеготаяния в разви-
тии почвенной эрозии в полной мере еще не выявлена. Интенсивные
ливни могут вызвать катастрофический смыв почвы па значительной
площади за небольшой отрезок времени, но они сравнительно редки и
непродолжительны. Формирование поверхностного стока при снеготая-
нии протекает менее интенсивно, чем при ливневых дождях, но растяги-
вается на значительно больший срок. Кроме того, в период снеготаяния
промерзшие почвы почти не допускают инфильтрации, и вся вода вовле-
кается в поверхностный сток. Оттаявший же и насыщенный водой по-
верхностный слой почвы особенно легко подвергается размыву. Все это
приводит к тому, что воздействие обоих агентов — дождевых и талых
вод на почвенную эрозию — оказывается соизмеримым. В результате
почвенная эрозия проявляется достаточно интенсивно как в северных
районах Русской равнины, где накапливается значительное количество
снега, так и в южных, где сравнительно часто повторяются ливни.
Большое влияние на развитие эрозии почв оказывает строение, в
первую очередь крутизна, и в меньшей мере длина склонов, определяю-
щие скорость и живую силу формирующихся водных потоков. Почвен-
ная эрозия развивается относительно более интенсивно на возвышенно-
стях и менее интенсивно на низменностях. На развитие почвенной эро-
зии строение рельефа оказывает также и косвенное влияние, воздейст-
вуя на микроклимат, распределение зимних осадков, характер почвен-
ного и растительного покрова.
•Интенсивность эрозии зависит во многом от свойств самого почвен-
ного покрова, его механического и минералогического состава, содержа-
ния гумуса, засоленности, карбонатности и многих других характерис-
тик. Почвы легкого механического состава (песчаные и супесчаные),
характеризующиеся непрочной структурой и слабой связностью, наибо-
лее легко смываются водой. Однако значительная часть осадков, выпа-
дающих на такие почвы, инфильтруется в их толщу и не участвует в
размыве. Почвы более тяжелого состава благодаря присущей им связ-
ности лучше сопротивляются эрозии. Но, с другой стороны, большая
часть осадков расходуется здесь уже ие иа инфильтрацию, а вовлекает-
ся в поверхностный сток. В результате суглинистые и глинистые почвы,
при прочих равных условиях, относительно чаще и сильнее подвергают-
ся эрозии, чем песчаные. Эрозионные свойства почв зависят также от
их генетического типа. Наиболее высокой противоэрозиониой устойчи-
востью характеризуются черноземы, благодаря высокому содержанию
|умуса и наличию обменного кальция и магния обладающие наиболее
водопрочной структурой. Кроме того, черноземы характеризуются высо-
1 Кроме авторов, указанных в оглавлении, в составлении настоящего раздела
принимали участие К. М. Беркович, Е. Ф. Зорина, 3. П. Кирюхина, Г. С. Константинова,
Б. П. Любимов.
134
кой водопроницаемостью, что снижает интенсивность поверхностного
стока. Каштановые и серые лесные почвы имеют более низкую противо-
эрозионную устойчивость. Наиболее же легко поддаются смыву подзо-
листые почвы, почвы пустынного и полупустынного ряда (бурые, серо-
бурые) и солончаки. Существенное влияние па эрозию оказывает расти-
тельный покров, замедляющий поверхностный сток, предохраняющий
почву от размыва и увеличивающий ес водопроницаемость. Эрозию почв
нередко существенно ускоряет хозяйственное использование земельна
склонах, причем количество продуктов смыва иногда возрастает на не-
сколько порядков. Основными причинами активизации эрозии является
снижение фильтрационной способности почвы и увеличение коэффици-
ента склонового стока, вызываемое распылением структуры почвы и уп-
лотнением ее верхнего горизонта при неумеренном выпасе скота, нару-
шением связности частиц при обработке. Особенно бурно развивается
плоскостная эрозия на склонах, где удален почвенно-растительный по-
кров в связи с подготовкой территории под строительство, устройство
карьеров и др. Усиленная эрозия наблюдается при крутизне склонов
свыше 3—5° и особенно интенсивна при крутизне свыше 12—15°.
В настоящее время для борьбы с эрозией почв на территории Рус-
ской равнины применяется широкий комплекс мероприятий: организа-
ционно-хозяйственные, агромелиоративные, лесомелиоративные и гид-
ротехнические.
Оврагообразование — образование линейных форм размыва
различных по глубине, форме, протяженности — связано с деятельно-
стью водных потоков, формирующихся при сильных дождях и снего-
таянии. /Максимальные модули паводкового ливневого стока во всех
природных зонах Русской равнины выше, чем снегового, но продолжи-
тельность дождевых паводков значительно ниже. Поэтому влияние этих
двух факторов иа оврагообразование, по-видимому, соизмеримо.
Большое влияние па оврагообразование оказывает рельеф. При
прочих равных условиях, расчлененность плоских или пологоволнистых
равнинных пространств всегда ниже, чем холмистых. Большую роль
играют также свойства пород, определяющие их эрозионную устойчи-
вость. Степень размываемости пород можно оценить величиной допус-
каемой неразмывающей скорости потока—ДНС.Чем она выше, тем, сле-
довательно, менее подвержена размыву соответствующая порода. ДНС
определены экспериментально практически для всех литологических раз-
ностей пород н широко используются при расчетах гидротехнических
сооружений, мелиоративных комплексов, дренажных и сточных систем
и др. (Нормы Главтранспроекта, 1952; Мирцхулава, 1970 и др.).
Показатели ДНС для характерных литологических комплексов покров-
ных горных пород важны и для сравнительной площадной оценки круп-
ных провинций и районов. Среди наиболее часто встречающихся на тер-
ритории Русской равнины поверхностных пород, подвергающихся смы-
ву и размыву, можно выделить следующие три группы существенно от-
личающиеся по величине этого показателя:
1.	Комплекс рыхлых померзлых, преимущественно четвертичных от-
ложений с ДНС от 0,3 до 2 м/с: у песков — 0,3—0,55; у лессов, супе-
сей— 0,65—0,75; у суглинков безвалунных — 0,55—1; у суглинков ва-
лунных тяжелых—1,3—1,5; у глин плотных—1—1,6; у щебнистых грун-
тов и галечников — 1,5—2.
II.	Комплекс немерзлых полускальных и сцементированных мерз-
лотою пород с ДНС от 2 до 6 м/с: у осадочных пород типа мергелей
сланцев — 2,1—3,1; у известняков — 2,5—4,5; у песчаников - 3,7 —
5,5; у мерзлых сцементированных пород 5—6.
135
III.	Комплекс скальных кристаллических пород с ДНС более 16 м/с:
у весьма твердых, монолитных кристаллических пород — 16—26 м/с.
В условиях равнины, где скорости течения рек небольшие, темпы дену-
дации этих пород зависят в основном от интенсивности выветривания,
которое может подготовить возможность их размыва.
На характеристики размываемости пород существенно влияет так-
же их физическое состояние — талое или мерзлое и степень их водо-
насыщепия. Мерзлое состояние значительно повышает устойчивость по-
род к размыву. Так, любая порода комплекса 1 с ДНС от 0,3 до 2 м/с
в мерзлом состоянии переходит в комплекс II с ДНС 5—6 м/с. Однако
при значительном льдонасыщении ДНС мерзлых пород может резко
снижаться и они могут разрушаться при малых объемах стока и неболь-
ших скоростях потока.
На территории Русской равнины выделяются несколько крупных
региональных поясов, характеризующихся различными значениями
ДНС.
1.	Пояс вечномерзлых пород разного литологического состава (су-
песей, суглинков и песков) па севере Печорской низменности с ДНС
5—6 м/с.
2.	Пояс преимущественного развития грубообломочных песчано-
гравийно-галечных ледниковых отложений с ДНС 1,5—2 м/с, подсти-
лающихся кристаллическими породами с ДНС 16-25 м/с. Этот пояс от-
вечает геоморфологической зоне возвышенных денудационных равнин.
3.	Пояс распространения валунных суглинков основной морены с
ДНС J—1,3 .м/с территориально отвечает геоморфологической зоне хол-
мистых и плоских ледниковых равпип. В некоторых местах (Силурий-
ское плато, Тимапский кряж, Валдайская возвышенность) валунные су-
глинки в пределах глубины эрозионных врезов подстилаются скальны-
ми и полускальными породами, относящимися к комплексам И и III.
4.	Пояс развития песчаных отложений с ДНС 0,3 -0,55 м/с терри-
ториально отвечает геоморфологической зоне водно-ледниковых и аллю-
виальных равнин (полесий).
5.	Пояс развития лессовых пород с ДНС 0,65—0,75 м/с, залегающих
в пределах крупных положительных морфоструктур (Украинская возвы-
шенность, Донбасс) на полускальных и скальных породах с ДНС 2—
6 м/с территориально отвечает геоморфологической зоне пластовых и
пластово-цокольных равнип.
Почвепио-растительный покров оказывает на оврагообразоваиие в
основном косвенное влияние, воздействуя на характер поверхностного
стока — степень его равномерности и модуль. Прямого же воздействия
на линейную эрозию он пе оказывает, так как корневая система деревь-
ев распространяется всего на глубину 1—2 м и не в состоянии воспре-
пятствовать глубинной эрозии. Даже если посадка деревьев и кустар-
ников производится па дне оврага, то без применения других мер (по
регулированию стока или закрепления днища оврага гидротехническими
сооружениями) влияние одной растительности часто оказывается недо-
статочно для предотвращения дальнейшего роста его вершины и про-
должения глубинной эрозии.
Густота оврагов достигает максимального значения в степной и ле-
состепной зонах, уменьшаясь как па севере в тундре, так и на юге в
полупустынях и пустынях (рнс. 27).
Главным фактором активного оврагообразовапия является неуме-
лое хозяйственное использование территорий. Уничтожение леса, умень-
шение водопроницаемости почв в результате потери их структуры при
обработке или неумеренном выпасе скота — все это настолько резко
136
меняет гидрологический режим малых водосборов в сторону увеличе-
ния поверхностного стока и повышения его неравномерности, что значи-
тельно повышает вероятность образования оврагов. Кроме этого, раз-
Рис. 27. Схематическая карта густоты овражного расчленения Русской равнины
(составили Б. Ф. Косов, Г. С. Константинова, М. Н. Губанов).
Густота овражной сети (ки/ки*): 1—0,01; 2 — 0,01—0,1; 3 — 0,1—0,2; 4 —
0,2-0,4; Б —0,4—0,6; 6 —0,0—0,8; 7 — 0.9; 8 —горы
витию оврагов способствует также неправильное трассирование и строи-
тельство дорог, сброс бытовых, ирригационных и промышленных стоков.
Скорость роста оврагов составляет в среднем 1—3 м в год, заметно
изменяясь в зависимости от геолого-геоморфологических условий, колн-
137
чества осадков, интенсивности- ливней, и дружности снеготаяния. В об-
щем скорость растет с увеличением площади водосбора и наличия уже
имеющихся ложбин стока. Поэтому донные овраги растут быстрее скло-
новых. Наличие глубокого местного базиса эрозии увеличивает вероят-
ность образования оврагов, а также возможную глубину и скорость их
врезания. Большое влияние на скорость оврагообразования оказывает
также характер покровных пород. Чем ниже величина неразмывающей
скорости покровных пород, тем быстрее развивается овраг.
Рис. 28. Оврагообразованис в песчано-глинистых породах Дунай-Днестров-
ского междуречья
На крутых склонах оврагов .развиваются мелкие оползни, оплыви-
ны, обвалы и осыпи грунта, способствующие расширению оврага и вы-
полаживанию его склонов (рис. 28, 29). ВыполоЗкенные склоны зарас-
тают и в конечном итоге преобразуются в балки. Продолжительность
такого преобразования зависит от климатических условий. При доста-
точном и избыточном увлажнении в условиях умеренного климата цент-
ральных и северных районов Русской равнины овраг может превратить-
ся в балку в течение нескольких десятилетий. В сухом климате юга и
юго-востока равнины продолжительность этого процесса значительно
возрастает. Так, довольно частая встречаемость оврагов в условиях по-
лупустынь и пустынь Прикаспия в значительной мере объясняется тем,
что в сухом климате овраг становится устойчивым элементом ланд-
шафта.
На землях, пораженных линейной эрозией, в комплексе противоэро-
зионных мероприятий, применяемых в условиях Русской равнины, боль-
шое внимание уделяется засыпке промоин и мелких оврагов, выпола-
живанию откосов более крупных оврагов и сельскохозяйственному ос-
воению этих земель под посевы многолетних трав или под закладку
садов и виноградников. На овражных землях, которые не могут быть
использованы под сельскохозяйственные культуры, обычно производят-
ся посадки леса. В ряде случаев перечисленные мероприятия являются
138
недостаточными для прекращения роста оврагов в глубину и длину,
вследствие чего приходится прибегать к устройству гидротехнических
сооружений — плотин, лотков, водоотводных канав и др.
Русловые процессы и размыв берегов рек. Рус-
ская равнина характеризуется одной важной особенностью строения
рельефа, оказывающей существенное влияние на развитие эрозионных
процессов. Главный водораздел между бассейнами рек, текущих на се-
Рис. 29. Сочетание эрозии й оползневых процессов: оплывины на
склонах оврагов в лессах Дунай-Днестровского междуречья
вер- (Печора, Сев. Двина), и больших рек, текущих на Юг (Днбпр, Вол-
га), расположен так, что верховья тех и других находятся в лесной зоне,
где количество осадков и слой стока максимальные. Таким образом, сток
из лесной; зоны отправляется транзитом в южном направлении через
степи и~ полупустыни, а в-северном,—через лесотундру. По-видимому,
с этим связано, что густота сети- больших рек практически одинакова
во всех природных зонах, а малых рек существенно различна (табл. 16).
Наиболее интенсивное развитие процессов речной эрозии приходит-
ся на Русской равнине на период весеннего половодья. Следует, однако,
заметить, что роль весеннего половодья в известной мере зависит от
Т аблица 16
Густота русловой сети в различных природных зонах Русской равнины
в зависимости от длины рек (по Р. А. Нежиховскому)
Зоны	Густота речной сети, км/км*			
	длина рек, км			по всей сети
	менее 10	10—100	более 100	
Тундра 			0,35	0,10	0,06	0,51
Лес			0,40	0,10	0,06	0,56
Лесостепь		0,25	, 0,07	0,06	0,38
Степь и полупустыня 		0,12	0,05	0,06	0,24
133
размера реки. Площадь водосбора, с превышением которой снеговое
половодье больше дождевого паводка, составляет: в лесной зоне 10—
20 км2, в лесостепи 100 км2, в степи до 1000 км2. Важными факторами,
влияющими на интенсивность эрозии в реках, являются весенний запас
воды в снеге и дружность снеготаяния. Среднегодовые значения весен-
него запаса воды в снеге составляют в пределах лесной зоны 85—
135 мм, лесостепной 45—85 мм, степной 25—45 мм, снижаясь местами
до 16—20 мм. Однако эрозионная и транспортная способность рек к
югу от лесной зоны убывает в меньшей степени, чем запас воды в сне-
ге, так как в этом же направлении повышается дружность половодья и
неравномерность стока. Имеющиеся ряды точных наблюдений по свя-
зям уровней и расходов воды на реках Русской равнины недостаточно
продолжительны, чтобы выявить тенденции и интенсивность процессов
глубинной эрозии и аккумуляции, определяющие направленность и тем-
пы изменений продольных профилей рек. Более достоверное суждение
можно получить в отношении интенсивности русловых деформаций, про-
являющихся в изменении русла в плане (переформировании меандр,
островов, мелей) и размыва берегов Интенсивность деформаций русла
такого рода зависит от степени противоэрозионной устойчивости пород,
слагающих борта долины и русло реки, от степени зарегулированности
стока, концентрации наносов в речном потоке, местных особенностей ле-
дового режима и др.
Геолого-геоморфологические факторы оказывают настолько сущест-
венное влияние, на развитие русловых деформаций, что на территории
Русской равнины довольно отчетливо выделяются две группы районов:
районы с ограниченным развитием русловых деформаций в речных до-
линах и районы со свободным развитием русловых деформаций. Весьма
низкая интенсивность развития деформаций речного русла, эффект ко-
торых сказывается лишь в геологическом масштабе времени, характер-
на для областей распространения прочных, хорошо противостоящих
размыву горных пород. К таким районам относятся выступы допалео-
зойского фундамента — Балтийский щит, Украинский кристаллический
массив и другие крупные положительные геологические структуры (сво-
ды, валы и др.), где в бортах долин обнажаются прочные, скальные и
полускальные породы. Характерным примером могут служить реки
Кольского полуострова и Карелии, протекающие в районах развития
кристаллических пород, весьма устойчивых к размыву. Типичные акку-
мулятивные формы руслового рельефа здесь отсутствуют, уступая место
скульптурным формам — скальным грядам, водопадам, порогам. Дно
рек выстлано грубым аллювием, залегающим тонким слоем на скаль-
пом основании. В районе развития крупных положительных морфострук-
тур типичной формой русла являются врезанные меандры. Однако при
пересечении рекой прогибов ограничивающее влияние берегов ослабе-
вает или совсем не прослеживается, в результате чего русловые дефор-
мации получают возможность свободного развития. На участках вре-
занных излучин долина реки характеризуется малой шириной (Сев.
Донец — 300—400 м, Вятка — 500—700 м), неразвитостью поймы и
отсутствием прирусловых отмелей. Оба берега обычно высокие, сложе-
ны коренными скальными и полускальными породами (Днестр, Ю. Буг,
Сев. Донец), реже древними озерно-аллювиальными отложениями
(Вятка). Из-за значительной противоэрозионной устойчивости берегов
скорости деформаций русел невелики, хотя их активному проявлению
и благоприятствуют гидрологические характеристики режима рек.
Так, скорости отступания берегов Сев. Донца (ниже г. Каменск-Шах-
тинский) по превышают 2—3 м в год, а р. Вятки — 3 —5 м в год.
140
К районам со свободным развитием русловых деформаций относит-
ся вся остальная, значительно большая по площади часть Русской рав-
нины. Обычная форма их проявления — образование извилин динами-
ческой оси потока в неразветвлсшюм относительно прямолинейном русле.
Эти извилины возникают в результате образования побочней пере-
катов — крупных аккумулятивных форм руслового рельефа. Распола-
гаясь в шахматном порядке, поочередно то у одного, то у другого бере-
га, побочни изгибают поток и вызывают местные размывы берегов, до-
стигающие 15—20 м в год. Поскольку побочии перекатов постепенно
смещаются вниз по течению (па р. Вычегде со скоростью 90—100 м в
год, па р. Оке — около 40 м в год), соответственно перемещаются и
участки интенсивного размыва берегов, располагающиеся на противо-
положном по отношению к побочпям берегах реки. Если оба берега реки
являются пойменными, легкоразмываемыми, то прямолинейное русло, в
котором развиты изгибы динамической оси потока, быстро трансформи-
руется в извилистое вплоть до образования петель-меапдр большой
кривизны. Таким образом, прямолинейное русло в подобных случаях
является лишь стадией развития, связанной со спрямлением отдельных
.излучин. Примеры кратковременного существования участков прямоли-
нейного русла хорошо известны для шнрокопойменных долин Оки, До-
на, Печоры, Днепра и других меандрирующих рек. Прямолинейные рус-
ла имеют устойчивое положение в плайе в том случае, если они прохо-
дят вдоль коренных берегов, сложенных трудноразмываемыми порода-
ми или в долинах с односторонней поймой. В этих случаях интенсивным
местным размывам подвержены только пойменные берега. Отступание
коренных берегов протекает очень медленно и не превышает несколь-
ких сантиметров в год. Кроме размыва основания берега большую роль
здесь играют процессы выветривания. Средние скорости размыва бере-
гов больших рек (Дона, Вычегды, Камы и др.) 12—20 м в год, местами
возрастая до 30—40 м в год, на малых реках они значительно меньше—
5—7 м в год.
Извилистость отдельных участков рек значительная. Средняя ве-
личина коэффициента извилистости р. Белой (ниже Уфы) равна 1,89;
Днепра (выше впадения Березины, где развито свободное меандирова-
пие) - 2,30. Лишь к устью р. Сож коэффициент извилистости убывает
до 1,24. Прорывы излучин на обеих реках крайне редки. Спрямление
крутых излучин осуществляется с помощью сближения ее противопо-
ложных крыльев либо в результате образования протока через шейку
меаидра. Образование стариц, т. е. пойменных озер, в результате спрям-
ления излучип характерно главным образом для участков верхнего те-
чения рек, где сезонная неравномерность стока максимальна. В низовь-
ях извилистая форма русла нередко сохраняется и после образования
спрямляющего меандру рукава.
Качественно иным видом русловых деформаций являются перефор-
мирования разветвленных русел. В этом случае размыв происходит
попеременно то в одной, то в другой системе рукавов, сменяя друг дру-
га, и оказывается R среднем многолетием плане меньшим, чем па сво-
бодно меандрирующих реках (10—20 м в год), хотя в отдельные перио-
ды активизации рукавов могут достигать очень больших величин: па
Нижней Волге зафиксировано, например, смещение берегов со скоро-
стью до 200 250 м в год (Попов, 1965).
Значительные по протяжению отрезки наиболее крупных рек (До-
ла, Волги, Днепра, Камы) заняты в настоящее время водохранилища-
ми, ниже и выше которых происходит постепенное приспособление рус-
лового режима реки к новым условиям. Ниже крупных водохранилищ
141
трансформация режима стока, вызванная его регулированием, и задерж-
ка в водохранилище руслообразующих наносов вызывают врезание рус-
ла реки н перестройку его очертаний в плане. Врезание реки начинается
от плотины и постепенно распространяется вниз по течению. Скорость-
перемещения переднего фронта зоны эрозии на реках Русской равнины
составляет 7—15 км в год. Эрозия дна вызывает посадку уровней воды
тем более заметную, чем меньше расход воды, сбрасываемой через тур-
бины ГЭС. Скорость снижения уровня максимальна в первые 5—10 лег
после введения в строй гидроузла. В дальнейшем она замедляется, со-
ставляя все же на приплотинпом участке несколько сантиметров в год.
В процессе глубинной эрозии обычно происходит отмирание второ-
степенных рукавов и образование неразветвленного русла. Одновремен-
но наблюдаются увеличение извилистости русла, причем радиус кривиз-
ны излучин обычно убывает. Последнее объясняется влиянием сезонного
регулирования стока; сток половодья задерживается водохранилищем и
паводочные большие расходы воды перестают участвовать в формиро-
вании русла. В результате появляется тенденция потока образовывать
относительно более мелкие формы русла, чем при естественном гидро-
логическом режиме. Па Дону, ниже Цимлянского водохранилища, в
результате образования более крутых излучин произошло общее воз-
растание коэффициента извилистости русла от 1,22 (1955 г.) до 1,33-
(1968 г.). Процесс трансформации излучин сопровождался интенсивны-
ми локальными размывами берегов, местами достигшими 20 м в год,
тогда как до постройки ГЭС скорость отступания берегов здесь не пре-
вышала 10 м в год (Серебряков, 1970).
Выше водохранилищ, представляющих собой искусственные бази-
сы эрозии, происходит аккумуляция в зоне выклинивания подпора,,
регрессивно распространяющаяся постепенно вверх по долине на боль-
шое расстояние. Следствием ее является постепенное повышение уров-
ней воды в реке, увеличение зон затопления и заболачивания. Па рав-
нинных реках процесс регрессивной аккумуляции в верхнем бьефе про-
текает менее интенсивно, чем глубинная эрозия ниже водохранилища.
Это связано с особенностями регулирования стока. К концу зимы водо-
хранилище сильно срабатывается и зона выклинивания подпора пере-
мещается ближе к плотине, благодаря чему на участке переменного*
подпора поток половодья некоторое время имеет обычные скорости те-
чения, и, пока не наполнится водохранилище, смывает значительную^
часть наносов в область больших глубин, где они но влияют на уровни
воды. Однако на участках переменного подпора наблюдается образова-
ние новых островов и усиление степени разветвленности русла.
На малых и средних реках равнины, особенно в западных п юго-
западных областях, существенные изменения темпа и характера дефор-
маций русел связаны с проводимыми здесь мелиоративными мероприя-
тиями (Днестр, Припять и др.). Так, например, в верхнем течении Дне-
стра в начале этою столетия были выполнены большие работы по
спрямлению многочисленных крутых излучин Уменьшение длины русла1
почти в 1,5 раза и соответственно увеличение уклона привело к интен-
сивному врезанию реки со скоростью в среднем 20—30 см в год (Лф-
ремов, 1969) и осушению ранее заболоченных пойменных массивов в
связи со снижением уровня воды в реке на 2 3 м уже за первые
10—15 лет.
Землечерпальные работы, выполняемые в целях углубления судо-
вых ходов, а также добычи песка, гравия и гальки, также могут выз-
вать снижение уровня воды. Так. на верхней Оке, где за период 1953—
1965 гг. было извлечено из русловых карьеров 25 млн. м3 аллювия.
142
меженные уровни снижались приблизительно со скоростью 8 см в год,
з общая величина посадки уровня воды в районе Каширы превысила
1 м (Диденко, Орлович-Грудков, 1969).
При обзоре региональных особенностей развития
всех видов эрозии на Русской равнине за основу принимается
-схема районирования, изложенная в гл. 4. Несмотря на простоту схемы,
выделенные регионы отчетливо различаются но генезису и облику рель-
ефа, особенностям покровных отложений, а также сочетаниями других
факторов, влияющих на характер эрозионных процессов.
1.	Провинция денудационных возвышенных равнин расположена в
пределах тундры, лесотундры и северной части лесной зоны. В клима-
тическом отношении — это область избыточного увлажнения. В зоне
тундры почвенный покров представлен в основном тундрово-глеевым и,
а в лесо-тундровой и на севере лесной зон — маломощными подзолис-
тыми почвами, обладающими слабой устойчивостью против эрозии. Для
земледелия освоено менее 1% площади. Поэтому, хотя почвы и мало
устойчивы к размыву, но плоскостной смыв проявляется здесь только
«а отдельных небольших участках. Однако, поскольку растительный
покров тундры возобновляется очень медленно, в местах его нарушения
эрозия развивается энергично и длительно.
Четвертичные отложения, представленные в этой провинции в ос-
новном валунными суглинками, обычно маломощны, а подстилающие
нх кристаллические породы — весьма устойчивы к эрозии. Глубина реч-
ных долин, являющихся базисом овражной эрозии, в большинстве слу-
чаев невелика (15—25 м). Эта причина, а также хорошая сохранность
лесного покрова привели к тому, что овражная эрозия здесь почти не
наблюдается. В связи со слабой эрозией и наличием многочисленных
яроточных озер, являющихся естественными отстойниками речных вод,
мутность воды здесь незначительна (менее 20 г/м3). Наиболее вероят-
ные значения модуля твердого стока колсблятся от 5 до 10 т/км2 в год.
В общем денудационная деятельность рек проявляется в этой провин-
ции незначительно, хотя вся территория находится в зоне преимущест-
венного поднятия. Очевидно решающее влияние на деятельность рек
-оказывает лигологический (скальные породы) и геоморфологический
(малая глубина местных базисов эрозии) факторы.
2.	Провинция ледниковых холмистых и плоских равнин, располо-
жена в пределах тундры, лесотундры и лесной зоны. В северо-восточ-
ной части провинции распространены тундровые почвы, а на остальной
площади — подзолистые и дерново-подзолистые. Первые характеризу-
ются малой устойчивостью против эрозии (гумусовый горизонт мало-
мощный или почти отсутствует, структура непрочная, насыщенность
•основаниями низкая), дерново-подзолистые более устойчивы (мощность
гумусового горизонта 10—30 см, содержание гумуса 2—7%, более вы-
сокая емкость поглощения). Однако эти почвы в первую очередь осваи-
ваются сельским хозяйством, а поэтому в большей степени подвержены
смыву, чем подзолистые. Площадь смытых почв на территории провин-
ции составляет около 10% площади пашен и пастбищ; в некоторых
районах Прибалтики и Подмосковья она достигает 20% и более. Чет-
вертичные породы представлены преимущественно ледниковыми, а на
северо-востоке ледииково- и ледово-морскими отложениями. По размы-
ваемости в зависимости от мерзлотных условий выделяются два района:
1) район вечномерзлых пород к северу от границы мерзлоты, здесь до-
пускаемая неразмывающая скорость потока для пород разного литоло-
гического состава (супесей, суглинков и песков) в мерзлом состоянии
«обычно выше 5—6 м/с; 2) район немерзлых, преимущественно суглинис-
143
тых валунных отложений с допускаемой неразмывающей скоростью по-
тока 1—1,3 м/с. Строение иокровных пород здесь более благоприятно
для развития овражной эрозии, чем в первой провинции. Лишь на от-
дельных участках, а именно — па Силурийском плато, Тиманском кря-
же, Валдайской возвышенности и Смоленско-Московской гряде мощ-
ность покровных отложений незначительна и развитие оврагов ограни-
чено близостью к дневной поверхности относительно более устойчивых
пород.
В северной части провинции в зоне тундры и вечной мерзлоты на
преобладающих площадях коэффициент протяженности оврагов 0,01 —
0,1 км/км1 2, а плотность колеблется от 2 до 10 оврагов на 100 км2, мес-
тами увеличиваясь соответственно до 0,4 км/км2, и 25—50 оврагов. Рос-
ту оврагов здесь способствует морозобойнос трещинообразование. Ан-
тропогенное воздействие также приводит к быстрому образованию ов-
рагов. При повреждении дернипы транспортом, а также сбросе бытовых
и производственных вод наблюдались случаи роста овражных вершин
со скоростью 5—7 м в год. Зарастание промоин происходит крайне мед-
ленно из-за слабой возобновляемости растительности
В срединной части провинции, соответствующей северной половине
лесной зоны, оврагов практически пет, если не считать небольших ли-
нейных врезов на крутых, обнаженных от растительности берегах рек.
Безовражность этой территории связана почти со сплошной залесенно-
стью, небольшой крутизной склонов, неглубоким врезом долин (в сред-
нем 10—25 м, нередко менее 10 м).
В южной части, где рельеф становится более контрастным (Бело-
русская, Смоленская возвышенности, Клинско-Дмитровская гряда, Се-
верные Увалы и др.), глубина местных базисов эрозии увеличивается
до 25—75 м, а лесная растительность заметно разрежена. Здесь появ-
ляются овраги. Коэффициент овражной протяженности в среднем 0,1 •
0,2 км/км2, плотность 10—25 оврагов на 100 км2. Нередко на отдельных
участках они увеличиваются соответственно до 0,4—0,6 км/км2 и 25—50
оврагов. В отдельных случаях отмечен значительный темп роста овраж-
ных вершин: в Литовской ССР — до 8—10 м в год; в северной части
Московской обл. — до 57 м в год; в Кировской и Горьковской обла-
стях — до 15—20 м в год.
Средняя мутность речной воды небольшая (в пределах20—50г/м3).
Модуль твердого стока 6 -10 т/км2 в год, т. е. мало отличается от пер-
вой провинции'.
3.	Провинция водно-ледниковых и аллювиальных равнин включает
в себя Полесье, Приднепровскую низменность, Окско-Донскую равнину
и Низкое Заволжье. В зональном отношении это юг лесной зоны и ле-
состепь. Почвенный покров провинции довольно разнообразен. На севе-
ре в зоне широколиственных лесов развиты серые лесные и дерново-
подзолистые почвы, а в лесостепной зоне — черноземы выщелоченные,
оподзоленные и типичные серые лесные почвы. По степени снижения
противоэрозионной устойчивости почвы провинции располагаются в сле-
дующем порядке: черноземы типичные; черноземы выщелоченные и
оподзоленные; серые лесные и дерново-подзолистые. Освоенность зе-
мель, особенно в районе черноземов, высокая Но смытые почвы со-
ставляют не более 5% площади пашен и пастбищ, так как преоблада-
ют пологие склоны, на которых эрозия проявляется слабо.
Покровные породы представлены преимущественно песчаными и су-
1 При характеристике провинций модули твердого стока вычислялись для тех рек.
бассейны которых не выходят за их границы.
144
песчаными отложениями с допускаемой неразмывающей скоростью по-
тока 0,30—0,55 м/с.
В Полесье и северной части Приднепровской низменности практи-
чески нет оврагов. Главнейшими факторами, исключающими здесь раз-
витие овражной эрозии, являются очень плоский рельеф и малый (как
правило, менее 10 м) врез речных долин.
Окско-Донская равнина характеризуется слабым, местами средним
овражным расчленением. Коэффициент протяженности оврагов в запад-
ной и северной частях низменности до 0,1 км/км2 при плотности 2—10 ов-
рагов на 100 км2, в восточной части низменности они соответственно-
увеличиваются до 0,2 и 10-25, достигая на отдельных площадях
0,2—0,4 км/км2 и 25—50 оврагов иа 100 км2. Главнейшим фактором,
ограничивающим здесь овражную эрозию, является довольно плоский
рельеф н небольшая глубина вреза речных долин, не превышающая на
большей части низменности 50 м. Тем не менее при обычно небольшой
скорости (1—3 м) роста оврагов известны случаи быстрого их разви-
тия. Так, в Рязанской обл. в период ее интенсивного освоения рост
оврагов на распахиваемых площадях достигал 10—20 м в год, а в от-
дельные годы — 50 м, в Тамбовской обл. в то же время 20 м н более.
В Новохоперском районе овраги на берегу р. Савала за 1952—1970 гг.
росли со средней скоростью 4 м в год, а один овраг — 51 м в год.
Низкое Заволжье характеризуется на больв1ей части средним ов-
ражным расчленением и только в южной части — слабым. В средней
и северной частях территории коэффициент протяженности оврагов 0,2—
0,4 км/км2 при плотности 25—50 оврагов на 100 км2, местами эти по-
казатели увеличиваются соответственно до 0,4—0,6 и 50—100; в южной
части они снижаются соответственно до 0,1—0,2 км/км2, а плотность
до 10—25 оврагов па 100 км2. Низкое Заволжье, особенно в своей се-
верной части, отличается от остальных низменностей третьей провин-
ции более глубоким врезом речных долин (до 50—75 м), а также без-
лесостью и значительной распаханностью территории. Все это повлияло
иа относительно более высокую заовраженность территории.
Мутность речной воды наименьшая в бассейне Днепра (20—50г/м3);
в остальных же районах она вдвое-втрое выше и особенно увеличивается
к югу. Средняя величина модуля твердого стока составляет 20—25 т/км2.
Таким образом, несмотря на плоский рельеф, сравнительно невысокую
интенсивность оврагообразования и смыва почв, денудационная работа
рек по своим количественным показателям вдвое выше, чем во второй
провинции, в чем сказались зональные особенности эрозионного про-
цесса, отмеченные выше.
4.	Провинция расчлененных эрозией возвышенных равнин (Волыно-
Подольская, Приднепровская, Среднерусская, Приволжская возвышен-
ности, Донецкий кряж н Высокое Заволжье) в основном входит в ле-
состепную зону и частично в степную. Преобладающая часть пло-
щади занята черноземными почвами, сформировавшимися на лессе и
лессовидных суглинках. Как было отмечено выше, черноземы наиболее
устойчивы к эрозии. Однако, в связи с тем что основные площади про-
винции распаханы, а условия рельефа и режима осадков благоприят-
ствуют развитию эрозии, на значительных площадях почвы сильно смы-
ты. В районе Волыно-Подольской, Приднепровской и Среднерусской
возвышенностей смытые почвы составляют 10—20%, а в предгорных
районах и некоторых районах Заволжья — 30—40% площади пашен и
пастбищ.
Покровные отложения представлены лессами н лессовидными су-
глинками мощностью до 15—20 м. Легкая размываемость этих отложе-
145-
ний с допускаемой неразмывающей скоростью потока 0.6—0,7 м/с-де-
лает их благоприятной средой для развития линейной эрозии. Разви-
тию оврагов здесь способствует значительная глубина местных базисов
эрозии; в пределах Русской равнины эта провинция отличается макси-
мальной глубиной врезов долин (75—100 м и более). Значительно рас-
членены оврагами Приволжская и Калачская возвышенности, Ергени,
Донецкий кряж, Общий Сырт, Вятские Увалы. Коэффициент овражной
протяженности здесь составляет в среднем 0,4—0,6 км/км2, увеличиваясь
местами до 1 км/км2 при плотности 50—100 оврагов па 100 км2
и более. На остальной территории провинции коэффициент протяжен-
ности оврагов в среднем 0,2—0,4 км/км2 при плотности 25—50 оврагов
па 100 км2. В северной части Волыпо-Иодольской возвышенности эти
показатели снижаются соответственно до 0,1 и 2 - 10. Овраги растут
обычно со скоростью до 3—5 м в год, в отдельных случаях — значи-
тельно быстрее. Так, в Прсдкарпатье (в Ужгородской обл.) известны
случаи роста оврага со скоростью 7 м в год, на Волыно-Подольской
возвышенности (в Черновицкой обл.) до 18 м в год. На Приднестров-
ской возвышенности (в Ржищевском районе Киевской обл.) за 12 лет
средний рост оврагов составил 4—5 м в год, а максимальный — до 20 м.
На Среднерусской возвышенности в районе Новосиля (Орловская обл.)
береговые и донные овраги в 1922—1932 гг. росли со скоростью до 7,5 м
в год, а в отдельные годы до 13 м в год. В Павловском районе Воро-
нежской обл. одни донный овраг за 1957 г. удлинился па 218 м. В По-
волжье (в Теренгульском районе Ульяновской обл.) в течение 30 лет
овраги росли со средней скоростью 8—24 _м в год.
Мутность воды в реках в пределах провинции крайне различна.
В общем она увеличивается с северо-запада, где мутность колеблется
от 50 до 100 г/м3, на юго-восток, где мутность 250—500 г/м3. Модуль
твердого стока здесь достигает максимальной величины по сравнению
с другими провинциями, в среднем 50 т/км2 в год.
5.	Провинция морских аккумулятивных равнин находится в пре-
делах степной и пустынно-степной зон. Для Причерноморской низмен-
ности и Приазовско-Предкавказского региона характерны мощные чер-
ноземы, сменяющиеся к востоку каштановыми почвами В темно-кашта-
новых и каштановых почвах по сравнению с черноземами снижается
содержание гумуса, а следовательно, и противоэрозионная устойчи-
вость. В пустынно-степной зоне Прикаспийской низменности распрост-
ранены светло-каштановые и бурые почвы, комплексы солонцов, солон-
чаков и песчаные массивы, характеризующиеся низкой противоэрознон-
ной устойчивостью. В связи с малыми уклонами смытые почвы состав-
ляют не более 5% площади провинции.
Хотя покровные породы (лессовидные суглинки) сравнительно лег-
ко размываются, провинция характеризуется в целом слабым овраж-
ным расчленением. На большей части Прикаспийской низменности ов-
рагов практически нет, лишь на севере они редко встречаются. Глав-
нейшим фактором, задержавшим здесь развитие овражной эрозии, яв-
ляется очень плоский рельеф с ничтожной вертикальной амплитудой
(менее 10 м). Приазовская низменность в западной части также безов-
ражна, а в восточной — с очень слабым овражным расчленением: ко-
эффициент протяженности — до 0,1 км/км2, плотность 2—10 оврагов
на 100 км2. Здесь главным фактором, ограничивающим овражную эро-
зию, служит также неглубокий долинный врез, в западной части — .ме-
нее 10 м, в восточной — 10—25 м. Причерноморская низменность в вос-
точной, наиболее выположенной части с глубиной эрозионных врезов
до 10 м практически безовражна. В западной части, где глубина долин
146
возрастает до 50 м, коэффициент протяженности оврагов 0,2—0,4 км/км2г
а плотность достигает 25—50 оврагов на 100 км2. Скорость роста овра-
гов в пределах провинции небольшая, чаще всего не превышает 1—2 м
в год. В единичных случаях рост оврагов достигает здесь 10—15 м в
год. Мутность рек значительная (200—400 г/м3). Модуль твердого стока-
рек также довольно высок (25—30 т/км2 в год).
В заключение следует отметить, что среди естественных и антропо-
генных факторов, влияющих на ход эрозионных процессов на Русской
равнине, трудно выделить ведущие, определяющие их интенсивность
во всех звеньях гидросети. Хотя в пределах Русской равнины намечает-
ся пояс наиболее активного проявления эрозии, соответствующий лесо-
степи и северной части степной зоны, тем не менее нельзя категориче-
ски утверждать, что эрозия здесь стимулируется в основном зональны-
ми факторами (особенностями почв, растительности, климата). Несом-
ненно, что наряду с особенностями климата большую роль играют ха-
рактер покровных пород, рельеф, особенности сельскохозяйственного
использования земель и, возможно, локальные тектонические движения.
В процессе смыва почв, по-видимому, очень большая роль принад-
лежит антропогенным факторам, которые определили инверсию естест-
венного процесса: наиболее устойчивые против эрозии почвы — черно-
земы — подвергаются наиболее усиленному смыву. Таким образом, де-
нудацию почвы можно отнести к числу процессов, полностью контроли-
руемых человеком.
Процесс оврагообразования менее теспо связан с антропогенными
факторами, хотя и здесь влияние их на образование и рост оврагов-
очепь велико, особенно в степной и лесостепной зонах. Этим опреде-
ляется и большая сложность проблемы борьбы с овражной эрозией;.
такие меры, как возобновление естественного растительного йокрова-
на овражном водосборе не всегда прекращают развитие оврагов.
Наименее контролируемый процесс — боковая и глубинная эрозия
рек. Только постройка крупных гидротехнических сооружений, позволя-
ющих радикально изменять гидрологический режим реки и местные ба-
зисы эрозии, может способствовать существенным изменениям в ходе
русловых эрозионно-аккумулятивных процессов. Так, в начале текущего
столетия большое беспокойство вызвал постепенный отход главного
русла Волги от Саратова, который мог потерять свое значение как пор-
товый город Приходилось затрачивать огромные средства на борьбу с
этим процессом, которому положило конец только затопление этого уча-
стка долины в результате возведения плотины. Примером противопо-
ложного характера является подмыв берега р. Вычегды в районе Соль-
вычегодска, где расположен комплекс исторических зданий. Защита
этого архитектурного комплекса сильно осложняется тем, что он рас-
положен на I надпойменной террасе, сложенной в основном песчаным
аллювием, легко подвергающимся размыву.
Оползни Русской платформы весьма разнообразны — здесь встре-
чаются почти все известные их типы. Однако относительная распрост-
раненность оползней разных типов и их масштабы весьма различны и
определяются геологическими, геоморфологическими, а отчасти и кли-
матическими условиями.
Почти горизонтальное залегание пород и относительно небольшая
по сравнению с высотой склонов мощность отдельных стратиграфо-ли-
тологических горизонтов, среди которых много глинистых, обусловили
резкое преобладание «глубоких оползней в почти горизонтальных сло-
ях», связанных с нарушением общей устойчивости склонов в целом или
их значительной части. По своему механизму они связаны с выдавли-
147
•вапием или раздавливанием отдельных наиболее слабых глинистых ело-
ев массой вышележащих толщ и скольжением последних ио поверхно-
сти, образующейся в толще слабого слоя при его разрушении. Лишь в
редких случаях, когда склон почти па всю высоту сложен однообразны-
ми глинистыми породами (главным образом — склоны и откосы малой
высоты), оползни приближаются но своему характеру к оползням в од-
нородной и изотропной среде.
Оползни, «смещающиеся по наклонным поверхностям ослабления»,
на Русской платформе наблюдаются крайне редко. Это объясняется тем,
что распространение силыюдислоцированпых пород здесь весьма огра-
ничено по площади и они представлены преимущественно прочными
скальными и полускальными разностями (Балтийский щит, Украинский
кристаллический массив, Донбасс). Этот тип оползней получил мас-
совое распростраиеине только в районе Каневских дислокаций, где па-
дение слоев юрских глин достигает 30—40°, а иногда н более. Оползни
в дислоцированных породах известны также в Тиманском кряже (перм-
ские и мезозойские отложения) и на северо-западной окраине Донбас-
са (в отложениях, моложе каменноугольных).
Сравнительно большие углы падения глинистых слоев иногда на-
блюдаются па участках прислопения террас к коренному берегу. В этих
случаях также возникают оползни скольжения по наклонным контактам
слоев (например, в северной части Волгограда, где падение хвалын-
ских глин, слагающих Каспийскую террасу, достигает 10—15°). Воз-
можно образование оползней и по наклонным поверхностям погребен-
ного рельефа, но в литературе подобные случаи не описаны.
Поверхностные оползни, возникающие в различных покровных об-
разованиях, лежащих иа склонах, распространены очень широко. По
своему механизму они являются оползнями скольжения, реже — течения
(оползни—потоки, сплывы и оплывииы по классификации Золотарева).
Иногда оии возникают как самостоятельный тип в делювиально-элюви-
альном покрове на устойчивых в целом склонах, но преобладающее их
число приурочено к оползневым склонам, деформированным глубокими
оползнями.
Глубокие оползни в почти горизонтальных слоях возникают лишь
тогда, когда высота склона общая или над подошвой слабого раздав-
ливаемого горизонта превосходит определенную минимальную величи-
ну, зависящую от прочности пород этого горизонта. Из-за недостаточ-
ности точных количественных характеристик оползней эта величина из-
вестна только для немногих горизонтов глинистых пород, с которыми
на Русской платформе связаны оползни. Чем больше высота склона,
тем прн меньшей его крутизне возникают оползни и тем больших раз-
меров они достигают. При прочих равных условиях, наиболее благо-
приятная обстановка для возникновения оползней этого типа возникает,
когда подошва склона находится на уровне слабого глинистого гори-
зонта. Поэтому такие подошвенные оползни наиболее широко распрост-
ранены иа Русской платформе. Они возможны и в тех случаях, когда
слабый горизонт пе выхолит на склоне, т. е. когда его кровля располо-
жена ниже подошвы склона. Предельная глубина кровли слабого го-
ризонта, при которой еще возникают оползни, установлена только для
юрских глин Подмосковья: при высоте склонов пе более 60—70 м она
равна 8—10 м, что составляет 12—14% высоты склона (Кюнтцель.
1965). Чем ниже опускается кровля слабого горизонта относительно по-
дошвы склона, тем глубже может опускаться и поверхность скольже-
ния. Наибольшая глубина поверхности скольжения на Русской платфор-
ме, установленная бурением, отмечена на одном пз крупнейших ополз-
148
ней на Волге (оползень горы Дурман). Она проходит в глинах альба
на 50 м ниже меженного уровня Волги (Кулаков, 1955), что составляет
25—3.0% высоты склона (180 м). На Одесском побережье Черного моря
поверхности скольжения оползней встречены при бурении на глубинах
до 27 м ниже уровня моря, что более 50% высоты склона, не превы-
шающей здесь 50—52 м.
Если поверхность скольжения опускается ниже подошвы склона,
смещение оползня сопровождается не только выдвиганием его языка в
реку или море, но и подъемом дна (образованием валов), иногда на
Рис. 30. Вал выпирания оползня в море на Одесском побережье и де-
формированный оползнем пирс (фото Одесской оползневой станции)
значительном расстоянии от подошвы склона (рис. 30). При оползне
5 февраля 1953 г. в Одессе валы выпирания наблюдались на расстоянии
до 70—80 м от берега при максимальной высоте склона 52 м и длине
надводной части оползня 250—300 м; при оползне Соколовой горы в
Саратове 13 июня 1968 г. длина его подводной части достигала 350 м
при максимальной высоте бровки срыва над урезом воды 150 м и длине
надводной части оползня 320 м. Таким образом, длина подводной ча-
сти оползня может значительно превышать высоту склона, а иногда и
длину надводной части оползня.
Среди подошвенных оползней преобладают оползни фронтального
типа, у которых ширина вдоль подошвы склона значительно превышает
их длину. Протяженность отдельных оползневых участков вдоль бере-
га достигает 2—5 км, а иногда более. Часто она обусловлена только рас-
стоянием между долинами рек-притоков и оврагами, расчленяющими
береговой склон. Иногда эти участки представляют результат слияния
разновременных оползней, кулисообразно заходящих друг за друга, но
известны случаи одновременного смещения толщ пород на большом про-
тяжении вдоль подошвы склона. Так, оползень 1953 г. в Одессе захватил
берег моря на протяжении 2 км.
Фронтальный тип оползней особенно ярко выражен, когда верхняя
часть склона сложена относительно прочными, особенно скальными и
полускальными породами: известняками карбона в центре Русской плат-
формы; писчим мелом, мергелями, песчаниками и опоками верхнего ме-
ла и палеогена на Волге и на Дону; известняками сармата и понта в
Причерноморской впадине. Когда склон на всю ^ысоту сложен одно-
149
родными глинистыми породами или однообразным переслаиванием по-
род с участием глин, оползни нередко приближаются к изометрнчной
циркообразной форме. Так, например, некоторые оползни в татарских,
юрских и нижнемеловых отложениях в бассейне Волги. Однако в Под-
московье, где на юрских глинах лежит мощная толща преимущественно
песчаных пород, обычно перекрытых относительно прочной мореной,
резко преобладают оползни фронтального типа.
Степка срыва в голове «глубоких оползней в почти горизонтальных
слоях» при образовании оползня очень крута, почти отвесна. Затем в
результате обвалов, осыпания и поверхностного оползания она посте-
пенно уполаживается, но ее крутизна все же остается значительной. Вы-
сота стенки срыва часто составляет 20—30%, иногда до 50% высоты
склона. В профиле подошвенных оползней этого типа обычно выделяется
одна или несколько крупных ступеней, соответствующих сохранившим
свою монолитность блокам пород. Число их зависит от высоты и гео-
логического строения склона. У склонов сложенных песчано-глинисты-
ми породами, поверхность иногда бывает нс ступенчатой, а неправиль-
но-бугристой.
При положении подошвы слабого горизонта выше подошвы склона
образуются висячие оползни. Морфология этих оползней в большей ме-
ре зависит от высоты подошвы слабого горизонта нал подошвой скло-
на. Чем выше расположена подошва слабого горизонта на склоне, тем
более сложные и специфические черты морфологии они приобретают.
При висячих оползнях оползневые склоны состоят из двух частей: верх-
ней, расположенной выше подошвы слабого слоя и разрушаемой ополз-
нями, и нижней — транзитной, в пределах которой оползшие породы из
верхней части перемещаются по устойчивым породам.
Висячие оползни лучше всего изучены на территории Киева, где
они приурочены к пестрым глинам неогена, подошва которых выходит
примерно на половине высоты склона. Здесь в верхней части Днепров-
ского склона возникли оползни фронтального типа, образовавшие опол-
зневую террасу. Внешний край этой террасы изрезан оползневыми цир-
ками второго порядка, из которых в виде земляных потоков материал
спускается по понижениям (оврагам), выработанным в толще полтав-
ских и харьковских песков — ложкообразная форма оползней. Висячие
оползни в пестрых глинах в бассейнах левобережных притоков Днепра
(Пссл, Ворскла и др.) сохраняют фронтальный вил, когда высота тран-
зитной части склона менее 0,25—0,33 м, и террасовых с врезанными цир-
ками (ложкообразных), когда высота транзитной части равна или пре-
вышает мощность вышележащих глинистых пород (Великий, 1968).
Почти все глубокие оползни, связанные с нарушением общего рав-
новесия склонов на Русской платформе, приурочены к нормально уп-
лотненным и даже чаще к переуплотненным глинистым породам.
Оползни на высокочувствительных глинах, аналогичные широко
развитым в Норвегии и Канале, па Русской платформе неизвестны.
Лишь один оползень в хвалынских глинах у Волгограда приближается
к этому своеобразному типу оползней (см. ниже).
Рассмотрим теперь более подробно развитие глубоких оползней в
различных отложениях, развитых на Русской платформе.
В изверженных и сильнометаморфизованпых породах докемб-
рия оползни, возникшие в природных условиях, неизвестны, хотя мно-
гие реки, прорезающие Украинский и Приазовский кристаллический
массивы, текут в глубоких каньонообразпых долинах, а побережье Бал-
тийского шита, западнее Мурманска, изрезано фиордами. Устойчивости
склонов, по-видимому, способствует то обстоятельство, что в пределах
150
Балтийского щита ледник удалил основную часть доледниковой коры
выветривания. Возможно, что оползни в кристаллических породах про-
исходили, но остались неотмеченными, поскольку пе вызвали деформа-
ций каких-либо сооружений. Косвенным указанием на это могут служить
глыбовые навалы, встречающиеся местами в основании скальных об-
рывов. Оползни в кристаллических породах докембрия, связанные с
различными строительными или гор-
ными работами, отмечены в карье-
рах Кривого Рога, на апатитово-не-
фелиновом месторождении в Хиби-
нах и др. Оползни в почти горизон-
тально залегающих, слабометамор-
физованных отложениях протерозоя
(аргиллиты, алевролиты и песчани-
ки) известны в долинах Днестра (в
районе Могилев-Подольска) и его
притоков. Они возникали на участ-
ках, где в толще протерозоя име-
ются ослабленные горизонты, содер-
жащие большое число тонких (до
10—20 см) прослоев глин и при
высоте склона 130—150 м над по-
дошвой этого ослабленного гори-
зонта.
В кембрийских отложени-
ях северо-запада Русской платфор-
-мьь оползни также неизвестны, хо-
тя здесь широко развиты глины, за-
.легающие в основании уступа
(глинта), сложенного известняками
ордовика. По-видимому, это объяс-
няется относительно небольшой вы-
сотой склонов на подмываемом мор-
ском берегу (до 50 м), недостаточ-
ной для раздавливания сильноун-
лотненных древних глин кембрия.
Слои глинистых пород содер-
жатся также в девонских отло-
Рис. 31. Схематическая карта наиболее из-
вестных оползневых районов Русской плат-
формы.
I — города, в которых наиболее широко
развиты оползни; 2 — оползни на берегах
морей, крупных рек и водохранилищ; 3 —
районы распространения оползней, приуро-
ченных к средним и малым рекам и к ов-
ражно-балочной сети; 4 — южная граница
развития многолетнемерзлых пород
жеииях, вскрываемых многими ре-
ками па северо-западе Русской платформы (главное девонское поле),
по глубокие оползни здесь неизвестны. По-видимому, и здесь сказы-
вается малая глубина эрозионных врезов (в большинстве случаев до
15—35 м. реже до 60—80 м) и небольшая высота морских берегов. Па
Среднерусской возвышенности, где глубина эрозионного вреза доходи!
до 130—150 м, оползни в девоне отмечены в бассейнах верховьев Оки,
Дона и их притоков Оползни в девоне отмечены также па р Ижме,
на юго-восточном крае Тиманского кряжа.
В каменноугольных отложениях, слагающих Московскую си-
неклизу, преобладают прочные известняки, и многие реки, прорезая их,
текут в узких капьонообразных долинах с крутыми устойчивыми скло-
нами. Однако в каменноугольных отложениях имеется и ряд глинистых
горизонтов, с выходами которых на поверхность возможно возникнове-
ние глубоких оползней. На северо-западном крыле синеклизы глубокие
оползни в каменноугольных отложениях неизвестны. Они наблюдались
только в Тихвинском бокситовом карьере в связи с выдавливанием глии
151
алексинского и михайловского горизонтов в основании откосов. На юж-
ном крыле Московской синеклизы оползни в карбоне распространены
довольно широко. Они связаны с глинами малевского, угленосного, туль-
ского, алексинского и серпуховского горизонтов нижнего карбона, а
также всрейской и каширской свит среднего карбона. Оползни в камен-
ноугольных отложениях развиты вдоль Оки от устья р. Упы до устья
Москвы-реки, а также по долинам их мелких притоков и в оврагах.
Только в Московской обл. зарегистрировано 146 оползней в каменно-
угольных отложениях, среди которых преобладают крупные с протя-
жением вдоль склона до нескольких километров, преимущественно фрон-
тальные (Пустыльник, 1973). Разность высот в областях их развития
достигает 70—100 м. Оползни в каменноугольных отложениях извест-
ны также в районе Окско-Цнинского вала. В области развития более
метаморфизованных каменноугольных отложений, слагающих Донецкий
кряж, где глины превращены в глинистые сланцы, оползни в природ-
ных условиях отсутствуют.
В пермских отложениях северо-востока Русской платформы
оползни имеют чрезвычайно широкое распространение. Они приурочены
к глинистым прослоям в красноцветных толщах уфимского и татарского
ярусов, а также белебеевской свиты — континентального аналога казан-
ского яруса. Карбонатные породы казанского яруса часто образуют ус-
тойчивый цоколь в нижней части склона и иногда на них возникают ви-
сячие оползни в вышележащих татарских отложениях Однако при на-
личии прослоев глин известны случаи возникновения оползней и в ка-
занских отложениях. Поскольку мергелистые глины верхнепермских от-
ложений отличаются значительной прочностью, глубокие оползни в них
возникают только при высоте склонов более 40—45 м в татарском яру-
се и даже более 50—55 м в уфимском ярусе. Поэтому они развиты глав-
ным образом в долинах крупных рек, глубина вреза которых нередко-
достигает 70—80 м, а иногда даже 100—120 м (Волга и Кама) и в
меньшей степени в долинах мелких рек и оврагов.
Оползни в пермских отложениях распространены на берегах
Сев. Двины, ее притоков, в среднем и иижпем течении Ветлуги; па зна-
чительном протяжении в долине Камы и ее притоках; па правом берегу
Волги от Горьковского водохранилища до г. Тетюши ниже устья Камы;
на Оке от Мурома до ее впадения в Волгу (рис. 31). При пестром лито-
логическом составе пестроцветных толщ перми и частой перемежаемости
пород разной прочности оползни в них возникают на разных уровнях по
высоте склона и среди них распространены как фронтальные, так и цир-
кообразные.
Породы триаса на северо-востоке Русской платформы близки по
составу и свойствам к красноцветным толщам верхней перми. Оползней
в них описано мало, иногда они объединяются с оползнями в пермских
отложениях как оползни пермско-триасовой толщи. Оползни, связан-
ные с собственно триасовыми отложениями, известны на правом берегу
Волги в районе Плеса — Кинешмы.
Юрские морские глины Русской платформы очень склонны к об-
разованию оползней. Когда они залегают только в нижией части склона
и перекрыты более устойчивыми породами, глубокие фронтальные опол-
зни, связанные с их раздавливанием, возникают при высоте склона все-
го в 10—12 м. Поэтому они распространены и па малых реках, и в ов-
ражно-балочной сети, иногда они имеют висячий характер. Кроме того,
в юрских глинах легко возникают поверхностные оползни, связанные с
корой выветривания. В результате в областях выходов юрских глин
оползни имеют очень широкое распространение. Например, на густо »
152
глубоко расчлененной Среднерусской возвышенности в бассейнах Окн
и Быстрой Сосны оползни в юрских глинах распространены настолько
широко, что могут являться геоморфологическим признаком для карти-
рования выходов юры. В южной части Московской обл. зарегистрирова-
но 195 оползней, связанных с глинами Оксфорда. При высоте склонов
до 40—70 м и наличии вверху более устойчивых пород эти оползни преи-
мущественно глубокие, крупные (протяжением вдоль рек до 1—4 км),
фронтального типа. На правом берегу Волги оползни в юрских глинах
развиты всюду, где река пересекает области их развития. В ее верхнем
течении оин встречаются на участке от г. Калинина до Рыбинского во-
дохранилища, а в среднем течении — на участке между Тетюшами н
Ульяновском. Ниже по течению Волги с юрскими глинами связаны глу-
бокие оползни Батракского косогора у Сызрани и, возможно, глубокие
оползни Соколовой горы в Саратове, захватывавшие дно притока Вол-
ги—Тарханки. Оползни в юре распространены по склонам речных долин
и оврагов в северной части Приволжской возвышенности и на севере
Русской равнины на реках Ижме (бассейн Печоры) и Сысоле (бассейн
Вычегды). На северо-западном крае Донбасса известны оползни на
р. Осколе, развивавшиеся в условиях наклонного залегания пластов юр-
ских глии (угол падения 15—20°). На относительно небольшой площади
развития Каневских дислокаций зарегистрировано свыше 80 оползней,
из которых более 90% связано с юрскими глинами. В связи со слож-
ными условиями залегания пород среди них есть и крупные, глубокие
оползни фронтального типа, формирующиеся в условиях горизонталь-
ного залегания пород (главным образом иа берегу Днепра), н более
мелкие, связанные со скольжением по сильно наклонным поверхностям
напластования (главным образом в оврагах), н, наконец, поверхностные
оползни. Оползни в юрских отложениях известны и иа востоке Русской
платформы, в Оренбургской обл., где они приурочены частью к мор-
ским. а частью к континентальным образованиям.
В морских меловых отложениях на Русской платформе оползни
довольно разнообразны, что связано с различиями в литологическом
составе отдельных ярусов мела, с большой амплитудой высот, прореза-
ющих их склоны, н различным положением разных горизонтов относи-
тельно подошвы склонов в разных районах. Наибольшее количество
оползней и наиболее крупные из них приурочены к отложениям нижне-
го мела, среди которых преобладают глины, и частью — к песчано-гли-
нистым отложениям сеномана. Преимущественно скальные и полускаль-
пые породы остальных ярусов верхнего мела часто только пассивно ув-
лекаются оползнями, возникающими в нижележащих породах. Они в
то же время способствуют образованию глубоких оползней раздавлива-
ния тем, что благоприятствуют сохранению большой крутизны верх-
ней части склонов. Известны также оползни, связанные с прослоями
глин или мергелей в различных ярусах верхнего мела. Ни для одного
яруса меловых отложений Русской платформы не установлена критиче-
ская высота склона, ниже которой не возникают глубокие оползни. По-
видимому, она выше, чем для юрских глнп, но ниже, чем для пермских.
В то же время с меловыми отложениями связаны наиболее крупные
оползни в почти горизонтальных слоях. Оии развиты иа правом берегу
Волги, где высота бровки берегового склона над уровнем реки достигает
150—180 м. Здесь оползни в меловых отложениях, приуроченные к раз-
личным горизонтам и разным уровням по высоте склона, разных раз-
меров и различной морфологии развиты на большом протяжении
(в 25 км выше Ульяновска и до Жигулей), а ниже по течению почти
от Сызрани до Вольска и от Саратова до ГЦербаковкн (немного выше
153
Камышина). Оползни в меловых отложениях известны на берегах при-
токов Волги — Суры и Свияги, по мелким рекам и оврагам в пределах
правобережной Приволжской возвышенности, а также в долине Дона,
на берегах Цимлянского водохранилища и в других районах распрост-
ранения меловых отложений. В Московской обл. в меловых отложениях
зафиксирован всего 21 оползень. Изредка среХн них встречаются глубо-
кие, протяжением вдоль склона 100 м и более.
Глубокие крупные оползни, приуроченные к мергельно-меловым по-
родам верхнего мела, развиты на уступе Подольского плато высотой до-
150—200 м, между Львовом и Кременцом. Они также известны на се-
вере Молдавии на берегу Прута и на некоторых левых притоках
Днестра.
Отложения палеогена в разных частях Русской платформы раз-
личны и по характеру отложений, и по отношению к оползневым процес-
сам. В палеогене Приволжья (палеоцен и эоцен) преобладают пески,
песчаники, опоки, т. е. породы, в которых оползни не образуются. Там,
где эти породы слагают правый берег Волги на всю его высоту, ополз-
ней нет, высокие и крутые подмываемые берега разрушаются только
осыпями и обвалами. Однако местами в нижнецарицинской свите эоце-
на встречаются прослои глин, и к этим местам приурочены оползни.
В частности, три довольно крупных оползня протяженностью от 500 до
1250 м, связанных с царицынскими глинами, известны севернее Волго-
града.
Олигоцен (и частью нижний миоцен) в Нижнем Поволжье и на Ер-
генинской возвышенности представлен майкопскими глинами, которые-
весьма склонны к образованию оползней. Оползни в них образуются
при глубине врезов начиная с 5—6 м. При интенсивном подмыве в Май-
копе образуются глубокие оползни, связанные с их раздавливанием.
Однако в областях развития майкопских глин на Русской платформе
наиболее распространены поверхностные оползни, ограниченные корой
выветривания майкопских глин. Это можно объяснить как быстрой и
большой глубиной выветривания майкопских глин (мощность элювия на
них достигает 20 м), так и отсутствием в перекрывающих их породах
прочных разностей, благоприятствующих сохранению значительной кру-
тизны склонов. Поэтому в областях развития Майкопа преобладают
очень пологие склоны, напряжения в которых недостаточны для нару-
шения их общего равновесия.
Оползни в глинах киевского яруса известны на правом берегу Днеп-
ра, на участке от Киева до Каневских дислокаций, где они залегают у
подошвы высокого (до 90—105 м) правого склона долины. Развитию
оползней в относительно прочных мергелистых глинах киевского яруса
препятствует широкое распространение оползней в выше залегающих и
значительно менее прочных глинах неогена. Оползни в пестрых глинах
неогена часто настолько уполаживают склон, что напряжения в глинах
киевского яруса не могут достичь опасной для них величины. Поэтому
оползни в киевских глинах даже на интенсивно подмываемых склонах
возникают только при определенном соотношении высоты склона и уров-
ня залегания на нем пестрых глин. Иногда оползни в киевских глинах
составляют нижний ярус двухъярусных оползней.
Оползни в глинах харьковского яруса распространены на южном и
восточном склонах Среднерусской возвышенности. Благодаря высоко-
му залеганию этих глин относительно уровня вреза основных рек ополз-
ни в них в большинстве являются висячими и часто возникают в вер-
ховьях оврагов. При высоте склонов над подошвой харьковских глин да
40—50 м и более размеры оползневых цирков достигают 200—350 м.
154
Висячими являются и оползни в харьковских глинах на правом берегу
Дона у ст. Цимлянской.
С глинами палеогена связаны и оползни на берегу Балтийского мо-
ря в Калининградской обл. Кровля этих глин залегает близ уровня
моря. Оползни развиты на участках с высотой берега 40—60 м. На от-
носительно низких (20—30 м), хотя и сильно подмываемых склонах
оползней по образуется, они разрушаются с образованием осыпей и об-
валов.
Отложения неогена на Русской платформе сше более разнообраз-
ны и почти со всеми их стратиграфическими подразделениями, содер-
жащими глины, связаны оползни.
В Поволжье известны оползни в кинельских и акчагыльских отло-
жениях. Оии наиболее широко распространены в Татарской АССР, где
развиты иа берегах Камы у городов Змиева, Чистополя, Рыбной слобо-
ды, а также по более мелкой эрозионной сети. На правобережье Волги
оползни в плиоценовых глинах известны в некоторых долинах малых
притоков и оврагах близ их устья. Иногда с плиоценовыми глинами
связано оползание отложений речных террас, отмеченное в некоторых
местах Башкирии, а также на правом берегу р. Воронеж.
Очень широкое региональное развитие имеют оползни в пестрых
глинах неогена (среднее течение Днепра, его левобережные притоки —
Сула, Псел, Ворскла, Орел и Самара, а также Сев. Донец и его прито-
ки). Пестрые глины почти всюду выходят на склонах значительно выше
местных базисов эрозии и оползни в них в большинстве случаев вися-
чие. Они начинают возникать на склонах высотой над подошвой пестрых
глин всего 12—15 м. В Киеве, где высота склонов над подошвой пестрых
глин достигает 50—55 м, ширина оползневой террасы, непрерывно про-
тягивающейся вдоль берега Днепра на протяжении более 3 км, дости-
гает 150 м. Длина земляных потоков определяется высотой и крутизной
транзитной части склона. Благодаря высокому гипсометрическому поло-
жению цсстрых глин, условия для образования оползней одинаково бла-
гоприятны как иа берегах крупных рек, так и в оврагах.
Оползни в тортоиском ярусе известны на Подольском плато в бас-
сейнах притоков Днестра, иа севере Молдавии^ в долинах Прута и его
притоков. На Подольском плато.они в большинстве случаев висячие,
так как нижние части склонов сложены устойчивыми породами силура.
Очень широко распространены оползни в сарматском ярусе, где слои
глин имеются во всех трех отделах (Молдавия). Так, в пределах цент-
ральной Молдавской возвышенности и центрального Припрутья отмече-
но свыше 500 оползней. Они приурочены к берегам рек и к оврагам
и развиваются на разных уровнях. В связи с большой глубиной расчле-
нения (до 150—180 м в Кодрах) оползни в большинстве крупные пло-
щадью до 1—3 км2. Па юго-западе Украины оползни, связанные с раз-
давливанием глин сармата, известны по Днестру и его притокам, в бас-
сейнах среднего течения Тилигула и правых притоков Ю. Буга. В При-
азовье оползни в глинах сармата отмечены на Миусском лимане и в
бассейнах правых притоков Мнуса, а также в отдельных местах на се-
верном берегу Азовского моря. В бассейне нижнего течения Дона опол-
зни в сармате известны у ст. Константиновской, в окрестностях Росто-
ва-на-Дону и Новочеркасска. Они отмечены и на левом берегу Маиыча.
Оползни в глинах мэотиса развиты на юго-западе Молдавии и при-
лежащей части территории Украины между Дунаем и Днестром, на
склонах долин бассейна Тилигула (в среднем и нижнем течении), по
правым берегам лиманов — затопленных устьев рек, впадающих в Чер-
ное море, а также на берегу моря в районе Одессы и восточнее нее до
155
Очакова. На берегу Черною моря оползни в мэотисе развиваются при
высоте берегового склона 20—25 м и выше, они тянутся почти непре-
рывно на протяжении многих километров (около 20 км па территории
Одессы). Восточнее Днепра оползни известны на р. Молочной у Мели-
тополя и па территории Ростова-на-Дону.
Оползни в балтском свите распространены также па юго-западе Ук-
раины в бассейнах верхней и средней части р. Тилигула и правых при-
токов 10. Буга.
В плиоценовых отложениях оползни развиты в различных гори-
зонтах. Оползни, приуроченные к понтическим глинам, известны на юге
Молдавии и в Придунайской части территории Украины. В остальных
районах, повидимому, понтические отложения только пассивно увлека-
ются оползнями, связанными с разрушением подстилающих их мэоти-
ческих или сарматских глнн.
На берегах Азовского моря оползни местами связаны с еще более
молодыми отложениями плиоцена, не везде точно определенными (меж-
ду Ждановым и Бердянском — с куяльннцкимн).
Красно-бурые скифские глины (и примерно соответствующие им
бурые глины Центральной Украины) часто участвуют в оползневых про-
цессах. В южных районах Русской платформы во многих случаях они
только пассивно увлекаются оползнями, возникающими в нижез а летаю-
щих глинах различных горизонтов неогена, но во многих случаях ополз-
ни, несомненно, связаны с разрушением красно-бурых глин. Оползни в
краспо-бурых глинах распространены на юго-западном склоне Русской
возвышенности в бассейне некоторых правых притоков Дона, Сев. Дон-
ца, левых притоков Днепра, на Каховском водохранилище, на берегах
Азовского моря, па Ергепипском плато, на берегах Маныча, Кубани и
Кумы, известны в Ростове-на-Допу и других местах. Для участка бере-
га Азовского моря западнее Ейска отмечено, что там, где кровля красно-
бурых глип поднимается выше подошвы склона, оползни начинают воз-
никать при высоте берега более 15 м. В большинстве случаев красно-бу-
рые глины залегают на небольшой глубине (до 20—25 м) и оползни в
пих некрупные. Однако иногда высота склона над подошвой краспо-бу-
рых глип много больше и соответственно оползни достигают больших
размеров. Наиболее крупные глубокие оползни, связанные с раздавли-
ванием краспо-бурых глин, известны на правом берегу Кубани, особенно
на участке от ст. Кавказской до устья р. Лабы, где высота берега более
40—50 м и местами достигает 70—80 м.
Глубокие оползни-блоки, связанные с нарушением общего равнове-
сия склонов, врезанных в четвертичные отложения, известны в
ледниковом комплексе и имеют большее распространение в пределах
области калининского оледенения. Реже они встречаются между грани-
цами калининского и максимального оледенения. Ни для одного гене-
тического типа отложений, развитых в зоне ледниковой аккумуляции, не
установлена минимальная высота склонов, при которой начинают возни-
кать глубокие оползни. Для большинства генетических типов четвертич-
ных отложений опа пиже, чем для дочетвертичных глинистых пород.
Поэтому на территориях Белоруссии, Прибалтийских республик, Нов-
городской и Псковской областей, характеризующихся малой глубиной
вреза рек и почти полным отсутствием глубоких оползней в дочетвер-
тичных породах, оползни, связанные с нарушением общей устойчивости
четвертичных отложений, встречаются на склонах высотой всего 10—
20 м. Отдельные оползни в четвертичных образованиях на Немане про-
тягиваются вдоль реки на 200—400 м и имеют ясно выраженный фрон-
тальный тнп. Особенно значительного развития достигают оползни а
156
ледниковом комплексе в бассейне Печоры, где при высоте склонов 40—
60 м они иногда тянутся вдоль рек непрерывной полосой на протяже-
нии многих сотен метров.
Наиболее склонными к образованию оползней раздавливания явля-
ются озерно-ледниковые и озерные глины, особенно ленточные. Напри-
мер, в Эстонии в низовьях рек Пярну и Казарм, глубина вреза которых
не превышает 10 м, в ленточных глинах возникали типичные глубокие
оползни раздавливания фронтального типа протяжением до 100 и даже
180 м. В озерно-ледниковых глинах известны и висячие оползни: на пра-
вобережье Дона в бассейнах рек Потудани и Тихой Сосны, где озерно-
ледниковые глины залегают на высоких террасах Дона и его притоков.
По-видимому, легко образуют оползни и глинистые породы морских
отложений бореальных трансгрессий. Приуроченные к ним оползни ши-
роко развиты в бассейне Печоры.
Наименее ясны условия образования оползней в морене. Моренный
валунный суглинок обычно отличается значительной прочностью и ус-
тойчивостью в склонах и искусственных откосах высотой 15—20 м и да-
же 30 м. В то же время на участках развития морены оползней много-
и среди них известны типичные глубокие оползни-блоки фронтального-
типа, возникавшие на склонах высотой всего 15—20 м. Трудно думать,
что они всегда были связаны с недостаточной прочностью самой море-
ны. Для некоторых районов прямо указывается, что оползни в морене
возникают только в тех случаях, когда в ней или непосредственно под
ней имеются линзы или прослои более слабых пород. Иногда оползни
морены бывают следствием раздавливания глинистых прослоев, иногда
могут быть связаны с выплыванием водонасыщепных песков. Условия
же для выплывания особенно благоприятны при вскрытии склоном или
откосом замкнутых песчаных линз. Во многих случаях оползни, связан-
ные с мореной, могут быть поверхностными, особенно среди оползней
малых размеров, измеряющихся первыми десятками метров. Реже всего-
оползни в ледниковом комплексе бывают связаны с флювиогляциальны-
ми отложениями, среди которых преобладают пески и супеси. Однако
при наличии в их толще более или менее выдержанных глинистых про-
слоев возникают оползни (правый берег р. Воронеж). Во внеледнико-
вой области глубокие оползни четвертичных отложений связаны преи-
мущественно с отложениями морских и речных террас.
Наиболее широкое региональное распространение имеют оползни
в отложениях хвалынской трансгрессии Каспия, связанные со слабо-
уплотненными шоколадными глинами. Они изредка встречаются в от-
дельных местах Среднего Поволжья, но чаще в Нижнем Поволжье, на-
чиная примерно от Камышина до Енотаевки. Наибольшее развитие
оползни в хвалынских глинах имеют у Волгограда, на южном участке
города они тянутся вдоль Волги почти непрерывно на протяжении 18км.
Оползни возникают при высоте склона над подошвой хвалынских глигг
от 10 м и более, а при высоте 25—27 м достигают значительных раз-
меров (до 100 м в длину и до нескольких сот метров в ширину). Боль-
шинство оползней имеют фронтальную форму, при высоком залегании
глин образуются висячие оползни. На участках, где хвалынская терра-
са прислонена к коренному берегу и хвалынские глины залегают на-
клонно, возникали оползни скольжения по наклонным поверхностям
ослабления (северная часть Волгограда). Наконец, только в хвалын-
ских глинах у Волгограда произошел единственный известный на Рус-
ской платформе оползень, имеющий характер хорошо изученных за ру-
бежом регрессивно развивающихся оползней в высокочувствительных
глинах, имеющих в плане форму цирка с суженной горловиной. Он об-
157
разевался на участке, где молодые хвалынскис глины имеют максималь-
ную мощность и в связи с этим характеризуются наименьшим уплот-
нением и наибольшей влажностью в своей средней и нижней части. На
Западном Маныче оползни связаны с хвалынски.ми озерными отложе-
ниями (буртасские глины). Они развиваются при высоте склонов до
30—35 м, протяженность отдельных ополз-
выахпа склмов, и
невых участков измеряется километра-
ми.
В древнеэвксипских отложениях Чер-
номорского бассейна оползни известны
на северном берегу Азовского моря и по
долине р. Молочной в Приазовье.
Оползни в отложениях речных тер-
рас образуются редко. Они известны
главным образом в бассейне Камы. В не-
которых случаях эти оползни могут быть
связаны и с подстилающими аллювий
глинами неогена.
Лессы и лессовидные породы на
Русской платформе достигают мощности
20—30 м. На склонах такой высоты
Рис. 32. Графика предельного
•соотношения высоты и заложе-
ния склонов па Русской плат-
форме, слагаемых глинистыми
породами разного возраста (со-
ставила. Е. П. Емельянова):
1 — пермских; 2 — юрских; 3 —
меловых; 4 — неогеновых (а —
пестрые глины Приднепровья,
5 — мэотические глины Черно-
морского побережья); 5 — чет-
вертичных (в — хвалынские
глины, г — ленточные глины).
6 — соотношение высоты и за-
ложения оползпевого склона,
подстилаемого глинистыми по-
родами докембрия (на Днест-
ре); 7 — то же неогена (в
разных районах н горизонтах)
оползни, связанные с разрушением поч-
ти горизонтально залегающих лессовых
пород, не возникают; интенсивно подмы-
ваемые берега, иа всю высоту сложен-
ные лессами, разрушаются только обва-
лами, например, на северо-западном бе-
регу Черного и на берегах Азовского мо-
рей* Лессовидные породы очень часто
только пассивно увлекаются оползнями,
связанными с разрушением подстилаю-
щих их пород. Однако известны имею-
щие характер оползней деформации лес-
сов, связанные с их просадками при про-
мачивании иа берегах вновь созданных
водохранилищ на Украине.
Таким образом, глубокие оползни
возникают почти во всех страти-
графических подразделениях осадочных отложений, развитых иа Рус-
ской платформе, содержащих слои глинистых пород, если высота скло-
нов (общая или над подошвой соответствующего глинистого горизон-
та) превосходит определенную минимальную, различную для каждого
горизонта величину. Чем выше склон, тем меньше его предельная кру-
тизна, при которой возникает глубокий оползень.
Примерная зависимость предельного заложения (или горизонталь-
ной проекции) склонов от их высоты для наиболее крупных стратигра-
фических подразделений отложепий, развитых иа Русской платформе,
показана на рис. 32. Как видно из графика, склоны в глинистых отложе-
ниях всех систем (кроме юрской) подчиняются общей закономерности:
чем моложе отложения, тем меньше в них предельная крутизна скло-
нов при той же высоте или наоборот меньше максимальная высота скло-
нов при той же крутизне. Для различных генетических типов четвертич-
ных отложений диапазон колебаний кривых зависимости предельных
высот и заложения очень широк. Наиболее слабыми являются ленточ-
ные глины, где предельной крутизне 15’ соответствует максимальная вы-
158
сота склона около 8 м. В хвалынских — высота склонов возрастает до
25 м, в различных горизонтах неогена — до 50—55 м, в меловых отло-
жениях — до 160 м. Таким образом, влияние возраста пород на условия
возникновения оползней в условиях немстаморфизовапных отложений
на Русской платформе очень велико.
Только юрские отложения Русской платформы нарушают эту зави-
симость. Предельная крутизна склонов, подстилаемых юрскими глина-
ми, близка к предельной крутизне склонов в различных горизонтах нео-
гена и значительно меньше, чем в меловых отложениях при той же вы-
соте, а минимальная высота оползневых склонов в них даже ниже, чем
в неогене. Более детальное изучение предельной зависимости между вы-
сотой и крутизной склонов, произведенное для отдельных ярусов н еше
более дробных подразделений, может выявить и другие отклонения от
этой общей закономерности.
Смещение глубоких оползней имеет характер отдельных сравни-
тельно кратковременных и крупных подвижек. Продолжительность от-
дельных подвижек в большинстве случаев измеряется часами, их ампли-
туда — метрами и десятками метров. Продолжительность периодов
между такими подвижками на одном и том же склоне измеряется мно-
гими годами, чаще десятками и сотнями лет. Так, на Соколовой горе
(Саратов) за последние 190 лет средний интервал между подвижками
составил 26 лет, в районе Ланжерона (Одесса) за 170 лет интервал
был — около 20 лет. На многих оползневых склонах за последние 100—
150 лет отмечено всего по одной крупной подвижке и еще больше ополз-
невых склонов, на которых глубокие смещения в исторический период
не отмечены. Только в некоторые стадии развития глубоких оползней
и при их непрерывном подмыве они смещаются систематически, почти
ежегодно.
Хотя поверхностные оползни распространены на Русской платфор-
ме очень широко, количественных их характеристик очень мало. Массо-
вый же фактический материал по поверхностным оползням еще не ана-
лизировался и не обрабатывался с применением точных приемов ни для
одного района Русской платформы. Поэтому для поверхностных ополз-
ней невозможно дать такую же развернутую характеристику условий-
их образования, как для глубоких оползней. Поверхностные оползни-
первого порядка связаны в основном с делювием и элювием коренных
пород, различного возраста, преимущественно глинистого состава, на
особенно широко распространены в районах выхода на поверхность
верхнеюрских и майкопских глин. Они имеют небольшие размеры,обыч-
но измеряющиеся первыми десятками метров и редко достигающие
100- 200 м. Форма оползней почти изометричпая, циркообразная
Среди поверхностных оползней первого порядка встречаются оплы-
вины, ограниченные по глубине зоной промачивания или оттаивания
рыхлых пород. Поверхностные оползни, образующиеся на склонах, де-
формированных глубокими оползнями, на Русской платформе характе-
ризуются большим разнообразием форм и значительно большим диапа-
зоном размеров, чем поверхностные оползни первого порядка. Так, дли-
на поверхностных глетчеровидных оползней нередко достигает 600—
700 м, например, на Ульяновском оползневом склоне. Режим смещений
поверхностных оползней очень разнообразен. Некоторые из них, в ос-
новном крупные глетчеровидные, смещаются часто, почти ежегодно, но
амплитуды их смещений малы и измеряются сантиметрами. Некоторые
оползни, особенно оплывины, смещаются только один раз.
Почти все оползни Русской платформы, рассмотренные выше, яв-
ляются современными в геологическом смысле, т. е. время их образова-
159
>пия или последних подвижек происходило в голоцене. Среди них есть
•свежие и старые, с более или менее сглаженной и заросшей раститель-
ностью поверхностью. Несомненно, древние оползни, к которым при-
слонены террасы разного возраста, распространены так же широко. Не-
которые обнаружены по разрезам вдоль пересекающих их оврагов, не-
которые — при разведке склбнов, особенно для гидротехнического строи-
тельства.
Связь активности глубоких оползней с подмывом склонов на всей
Русской платформе очевидна. Всюду, где идет интенсивный подмыв
склонов, оползни имеют следы недавних подвижек, или поверхностных
смещений. При прекращении подмыва активность оползневых процес-
сов затухает. Исключением являются места, где оползневые процессы
оживлены деятельностью человека (строительные работы, связанные с
перемещениями масс грунта). В конечном счете все глубокие оползни
Русской платформы (за исключением антропогенных) генетически свя-
заны с современным или происходившим ранее подмывом, увеличивав-
шим крутизну склонов, а иногда и их высоту. Критическая крутизна
достигается в процессе подмыва наиболее часто в тех случаях, когда
в верхней части склонов лежат породы, способные держать крутые от-
косы (известняки, песчаники, мел, лессы и др.).
Поверхностные оползни образуются в результате комплекса при-
чин: подмыва, увеличивающего крутизну склона; выветривания, увели-
чивающего мощность элювия; подвижек глубоких оползней, создающих
«на склоне местные крутые уклоны и разрыхленные образования, а так-
же наклонные поверхности ослабления в смещенных блоках пород. По-
этому, хотя преобладающее большинство активных поверхностных опол-
зней также приурочено к подмываемым склонам, они иногда возникают
« на древних склонах даже без участия человека.
Связь оползневых процессов с современными тектоническими дви-
жениями проявляется через процессы подмыва. На Русской платформе
там, где имеется непосредственная прямая связь интенсивности подмы-
ва со знаком и интенсивностью современных вертикальных движений,
•столь же ясно выражена и связь оползней с современной тектоникой.
На поднимающихся берегах морей урез воды отступает от берега, на
участках опускания усиливается абразия, т. е. возникают условия, бо-
лее благоприятные для развития оползневых явлений. На Русской плат-
форме почти все известные районы развития оползней на морских бе-
регах приурочены к областям современных опусканий; Калининградский
полуостров на Балтийском море, берега Мезенского залива на Белом
море, п-ов Кэиин и о. Колгуев иа Баренцевом море, Одесское побережье
Черного моря и большая часть берегов Азовского моря. Однако иа уча-
стках, защищенных от действия воли аккумулятивными формами, опол-
зни не развиваются. Поэтому определение «абразионный берег» более
полно характеризует возможность возникновения оползней, чем опреде-
ление «берег опускания».
Для развития оползней, приуроченных к эрозионной сети, более бла-
гоприятны, наоборот, участки поднятий, так как на них обычно наблю-
дается более интенсивная глубинная эрозия и большая глубина вреза.
На Русской платформе такая связь наблюдается в районах развития
оползней, приуроченных преимущественно к мелкой эрозионной и ов-
ражно-балочной сети, особенно в Молдавии, где наибольшая интен-
сивность развития оползней наблюдается в пределах возвышенности
Кодры, испытывающей наибольшую скорость поднятия и с наиболее глу-
боко расчлененной эрозионной сетью, К области поднятия относятся
также Среднерусская возвышенность и юго-западная часть Украины,
160
где большинство оползней приурочено к мелкой эрозионной сети. Одна-
ко на крупных реках, на которых подмыв обусловлен не столько глубин-
ной, сколько боковой эрозией, связи распределения оползней с совре-
менными вертикальными движениями нет. Так, на Волге и Каме ополз-
невые процессы очень интенсивны и в области опусканий. Таким обра-
зом, в долинах рек влияние гидрологических процессов на развитие
оползней превалирует над влиянием современной тектоники.
По сейсмическому районированию па Русской платформе только
территория Молдавии и соседние части Украины относятся к семибал-
льной зоне. И только для Молдавии имеются указания на связь неко-
торых оползней с землетрясениями (землетрясение 1940 г. интенсивно-
стью 7 баллов).
Заметно сказывается на развитие оползней на Русской платформе
наличие многолетней мерзлоты. Так, на северо-востоке европейской ча-
сти Союза, где мощность многолетнемерзлых пород достигает значи-
тельной величины, глубокие оползни почти полностью отсутствуют. По-
верхностные же смещения в виде солифлюкции достигают в этой обла-
сти особенно широкого развития. Кроме того, в области многолетней
мерзлоты при интенсивном подмыве возникают специфические деформа-
ции берегов оползневого характера, связанные с протаиванием погре-
бенных льдов, обнажающихся в склонах (берега п-ова Канин и о. Кол-
гуев) . Влияние различий в климатических условиях сказывается на воз-
никновение оползней только количественно. Так, различие в степени
увлажнения в разных частях Русской платформы может влиять па пре-
дельные соотношения, определяющие возникновение оползней, но кон-
кретных данных о таком влиянии пока нет.
Более заметно сказывается влияние климатических различий на ре-
жим оползневых процессов. На большей северо-восточной части плат-
формы, где глубина сезонного промерзания значительна и длительные
оттепели зимой, как правило, отсутствуют, оползневые процессы зимой
прекращаются. В южных и юго-западных районах Русской платформы
оползневые смещения наблюдались во все месяцы года. Периоды мак-
симального промачивания поверхностных отложений, наиболее благо-
приятные для оползневых подвижек, в разных местах платформы так
же наступают в разные периоды года. Однако конкретных данных о
времени смещения оползней для Русской платформы слишком мало для
более детальных обобщений.
Влияние подземных вод на распространение оползней изучено не-
достаточно. Поскольку оползни приурочены к глинистым, т. е. водо-
упорным породам, подземные воды всегда содержатся в толщах пород,
слагающих оползневые склоны. Однако они в равной мере присутству-
ют на активных, на старых, на древних оползнях и на устойчивых скло-
нах. Пока ни для одного района развития оползней не доказана на
массовом материале закономерная связь между распространением
оползней или их активностью и количественными характеристиками гид-
рог- ологических условий. Влияние колебаний уровня подземных водна
время возникновения оползней несомненно, но и этот вопрос пока в
должной степени ие изучен. Не отмечается также преимущественной
приуроченности оползней к склонам, характеризующихся значительной
площадью поверхностного водосбора выше бровки срыва оползней.
На берегах крупных рек, характеризующихся интенсивным наступле-
нием на правый берег, водораздел часто проходит близко к оползневому
склону, а непосредственно за бровкой срыва оползня начинается обрат-
ный уклон. Мало фактических данных и для оценки влияния на разви-
тие оползневого процесса растительного покрова. На Русской платформе
161
глубокие оползни в равной мере распространены и в зоне лесов и в зоне-
сухой степи, но наиболее благоприятные условия для их развития по-
видимому создаются в средней полосе Русской платформы, где уже нет-
лесов, но степень увлажнения еще достаточно высока.
О масштабе развития оползней на Русской платформе дают пред-
ставление следующие цифры: протяженность оползневых берегов на двух
водохранилищах Камы 155 км, на водохранилищах Волги — более
1000 км; протяженность южного оползневого берега Азовского моря,
восточнее Ейска, достигает 65 км, а на северном берегу Азовского моря
у Бердянска оползни тянутся почти непрерывно на протяжении 30 км.
Из 20 крупнейших (по переписи 1971 г.) городов, расположенных на<
Русской платформе, оползни известны в 10 (Москва, Киев, Горький,
Одесса, Казань, Волгоград, Ростов-на-Дону, Уфа, Саратов, Воронеж).
Некоторые оползни в городах являются полностью антропогенны-
ми, возникшими в связи со строительными работами. Такой оползень,
возникший при строительстве набережной, известен даже в Ленингра-
де, по своему рельефу совершенно неподходящем для возникновения
оползней в природных условиях. Однако большинство оползней явля-
ются природными. Деятельность человека только способствовала их
активизации или возникновению на их фоне более мелких антропоген-
ных оползневых образований. Особенно большие осложнения возника-
ли в связи с необходимостью сооружения путей сообщения через ополз-
невые склоны (в Киеве, Ульяновске, Горьком и др.). Наибольшие за-
труднения при строительстве и эксплуатации железных дорог представ-
ляли крупные н глубокие природные оползни, на которых приходилось
располагать железнодорожные пути, главным образом в местах пере-
сечения крупных рек, имеющих низменный левый и высокий крутой-
иравый берег (оползневые косогоры). Значительные затруднения доста-
вили и потому получили наибольшую известность Ульяновский, Батрак-
ский, Князевский и Увекский косогоры на Волге Известны также Окс-
кий косогор в г. Горьком, Алатырский косогор на р. Сурё, Полтавский,
Карловский и Красноградский косогоры на левых притоках Днепра,.
Трощинский косогор в районе Каневских дислокаций и др.
Борьба с оползнями на железных дорогах начиналась немедленно*
после их обнаружения. Многие участки давно приведены в устойчивое
состояние, однако на некоторых, главным образом, подмываемых косо-
горах, на которых мероприятия по защите от подмыва нс были осуще-
ствлены или были произведены в недостаточном объеме, оползневые
деформации происходят и в настоящее время. Антропогенные оползни
возникали также при строительстве шоссейных дорог и каналов, при
устройстве карьеров и разрезов в породах разного возраста: в докемб-
рии (Кривой Рог), палеозое (Тихвинский карьер), мезокайнозое (ка-
менноугольные месторождения Башкирии) и особенно много — в тре-
тичных отложениях Украины. В последние 20—30 лет значительная ак-
тивизация оползневых процессов вызвана созданием водохранилищ на-
многих крупных реках Русской платформы.
Наиболее крупными на Русской платформе являются глубокие
оползни, связанные с раздавливанием почти горизонтальных слоев гли-
нистых пород. Они же создают наибольшие трудности при любом виде
строительства. Их широкое развитие является особенностью Русской
платформы и обусловлено широким распространением немета морфизо-
ванных глинистых пород, обычно перекрытых породами другого сос-
тава, и наличием довольно густой эрозионной сети, во многих местах
характеризующейся значительной для равнинных условий глубиной
вреза.
162
Карст. На территории Русской платформы широко распространен
как древний, так и современный карст. Древние формы карста встре-
чаются в породах почти всех основных стратиграфических подразделе-
Рис. 33 Схематическая карта закарстованных пород Русской платформы:
1 — карбонатные породы; 2 — сульфатно-карбонатные породы; 3 — мело-мергельные
породы; 4 —гипсы, ангидриты; 5 — соль; 6 —соляные купола; 7 — 1раницы рас-
пространения карстующихся пород
«ий, начиная с раннего палеозоя, и связаны в своем образовании с кон-
тинентальной (субаэральной) обстановкой, неоднократно устанавливаю-
щейся на Русской платформе в течение длительной истории ее геоло-
гического развития.
163
Современные карстовые формы связаны с карстовыми процессами,
развивающимися в настоящее время в толщах карбонатных и галоген-
ных пород разного возраста, залегающих на небольшой глубине от
поверхности. На Русской платформе развиты все основные типы карста!
(рис. 33): карбонатный (с известняковым и доломитовыми подтипами);
меловой (выделяется в самостоятельный тип в силу ряда присущих
ему специфических особенностей); гипсовый (часто встречающийся в-
сочетанни с карбонатным); соляной (обычно встречающийся в сочета-
нии с гипсовым и карбонатным).
Карбонатный карст распространен на Русской платформе-
наиболее широко. В своем современном развитии он приурочен к мес-
там неглубокого залегания карбонатных пород. На южном склоне Бал-
тийского щита, в Приднестровской возвышенности он связан с порода-
ми ордовика и силура, в Прибалтике и на северном склоне Воронежской
антиклизы — с породами девона, на северо-западной, западной и южной:
окраинах Московской синеклизы, на Тимане и окраинах Печорской си-
неклизы — с породами карбона; на Токмовском своде — с породами
карбона и ннжней перми; на Уфимском плато — с породами нижней
перми; на северном склоне Причерноморской впадины — с породам»
неогена.
Для районов развития карбонатного карста характерны такие фор-
мы, как бессточные долины, слепые овраги. Наблюдаются также обиль-
ные карстовые источники. Воронин в районах развития карбонатного-
карста на Русской платформе встречаются довольно редко и плотность-
их обычно невелика. Встречаются, однако, и такие районы, где на 1 км2’
площади приходится несколько десятков и даже сотен карстовых воро-
нок. К числу таких районов относится западный склон Уфимского пла-
то, где средняя плотность карстовых воронок достигает 250 штук на
1 км2, а коэффициент закарстоваиности — 21% (Голубева, 1953).
Большое влияние на формы и масштабы проявления карста иа зем-
ной поверхности оказывают физико-механические свойства и состав по-
крывающих пород. Так, в прочных покрывающих породах преобладают*
процессы оседания и обрушения, а в рыхлых породах — их размыв и-
вымывание в карстовые полости. При большой прочности и мощности1
покрывающих пород провалы происходят редко, но могут иметь более
крупные размеры. В районах карбонатного карста широко развиты так-
же различные подземные формы: расширенные трещины, полости раз-
личной формы и размеров, зоны кавернозных, ослабленных и разрушен-
ных пород, вплоть до превращения в карстовую брекчию, состоящую*
из обломков пород и мучнистого заполнителя. В доломитах полости
обычно заполнены доломитовой мукой, характеристика которой приве-
дена в гл. 13, 14 н 15.
Растворимость карбонатных пород в природных подземных водах
невелика (не более нескольких сотен миллиграмм на литр). Однако к
больших массивах карстующихся пород количество растворимого и вы-
носимого материала может быть значительным. Так, подземная карсто-
вая денудация в некоторых районах Русской платформы (Пермская
обл., Уфимское плато) достигает 12,7—33,4 мм с 1 км2 в год (Горбуно-
ва, 1960; Максимович, Горбунова, 1958). Растворение и вынос материа-
ла приводит к постепенному увеличению подземных карстовых пустот,
что время от времени приводит к нарушению равновесия и провалам
пород, слагающих их кровлю. Число таких провалов даже в весьма ак-
тивных карстовых районах обычно невелико.
На территории Русской платформы широко распространены также-
погребенные карстовые формы, приуроченные к карбонатным породам
164
разного возраста и вскрываемые на разных глубинах буровыми сква-
жинами, шахтами и другими горными выработками. Погребенный карст
в известняках и доломитах обнаружен на Ижорском плато, Валдай-
ской и Среднерусской возвышенностях, Тимане, Жигулях, в Донбассе,
Рис. 34. Провал на территории г. Дзержинска 5/IX 1961 г.
Диаметр провала 26 м, глубина — 5,5 м.
Предкарпатье, в степном Крыму, Прибалтике и других районах. Пред7
ставлен он расширенными трещинами, подземными полостями, прова-
лами, а также различными типичными поверхностными формами, та-
кими как бессточные долины, воронки и др. Размер подземных полостей
может быть весьма значительным. Так, в Среднем Поволжье в перм-
ских известняках была вскрыта полость размером 20X20X30 м, в Кри-
вом Роге, на контакте с рудной залежью, еще более крупные — шириной
в 25—30 м и длиной в несколько километров.
Карбонатный карст представляет значительную опасность для стро-
ящихся инженерных сооружений не столько из-за образования новых
карстовых форм, поскольку процесс карстования развивается довольно
медленно (в масштабах времени строительства и эксплуатации соору-
жений), сколько в связи с нарушением устойчивости кровли уже суще-
ствующих (и медленно растущих) подземных карстовых пустот, не вы-
явленных в процессе изысканий и не залеченных в процессе строитель-
ства. Необходимо при этом учитывать возможность резкой акти-
визации карстового процесса в связи с нарушением режима подземных
вод, вызванным хозяйственными или инженерными мероприятиями. На
резкую активизацию карстовых процессов на территории Москвы в свя-
зи со значительным снижением уровня грунтовых вод и увеличением
мощности зоны активного водообмена указывает Ф. В. Котлов (1963).
Особенно большие трудности возникают при строительстве на закарсто-
ванных карбонатных породах напорных гидротехнических сооружений.
Некоторые наиболее типичные и интересные примеры рассмотрены
в гл. 24.	,
165
Меловой карст, являясь разновидностью карбонатного, отли-
чается от пего некоторыми особеппостями, связанными со свойствами
мела и мелоподобных пород. На Русской Платформе он развит па тер-
риториях распространения отложений верхнего мела и палеогена. Из
карстовых форм в толще мела встречаются карстовые полости и зоны
разжиженной породы, а па поверхности — немногочисленные карсто-
вые воронки, часто напоминающие по форме блюдцеобразпые запади-
ны, трудно отличимые от просадочных. Карстовые провалы наблюдают-
ся редко и обычно невелики по размерам. Известны, одпако, и участки
интенсивного развития мелового карста. Так, на междуречье Снова и
Ровны в Черниговской обл., где имеются густые скопления карстовых
воронок, нередко случаются провалы значительных размеров. В мело-
вых породах погребенный карст встречен в тех же районах, что и со-
временный. Здесь в основном отмечаются раскарстованпые трещины
шириной до 15 см, выполненные песчапо-глипистыми отложениями и
меловой мукой. Нередко трещины переходят в карстовые полости (Кур-
ская магнитная аномалия).
Гипсовый и карбонатио-гипсовый карст так же на-
блюдается на Русской платформе, хотя и не так часто, как карбонат-
ный. Основная территория его распространения — северо-восток плат-
формы, где залегают галогенные формации пермской системы, вклю-
чающие мощные (50—150 м) гипсово-ангидритовые толщи (Волго-
Уральская антеклиза, Прикаспийская синеклиза), а также в Прибалти-
ке, па Онего-Двинском водоразделе, Кулойском плато, на северном скло-
не Воронежской аптеклизы, в Донбассе и Предкарпатье.
Растворимость гипсов значительна и в природных подземных водах
может достигать 7 г/л, поэтому гипсовый карст развивается много быст-
рее, чем карбонатный. Поскольку, одпако, гипсы и ангидриты слабо
трещиноваты, имеют незначительную пористость (0,1—6%) и практиче-
ски водонепроницаемы, карст развивается, главным образом, по контак-
там с включающими их породами, в особенности с карбонатными, и по
редкой системе трещин. Основная же масса породы остается монолит-
ной, водопроницаемой и практически пезакарстованной.
При залегапии кровли гипсово-апгидритовой толщи ниже или не-
сколько выше базиса эрозии (наиболее обычный случай для северо-вос-
тока Русской платформы) она служит подстилающим водоупором, ог-
раничивающим глубину зоны активного водообмена и активного разви-
тия карста. В этом случае зона активного развития карста захватыва-
ет только кровлю гипсово-аигидритовой толщи, обычно на глубину 5—
15 м, реже более. При залегапии подошвы гипсово-апгидритовой толщи
вблизи долины выше базиса эрозии и наличии подстилающего водонос-
ного горизонта карст может развиваться и по подошве гипсов. Приме-
ром могут служить некоторые районы Предкарпатья. При развитии
карста на контакте гипсов с карбонатными породами наблюдается со-
четание гипсового и карбонатного карста, и процесс в этом случае идет
особенно активно. Иногда контакты оказываются сплошь закарстован-
ными и как бы образуют сплошную карстовую полость пластового ха-
рактера, заполненную карстовой брекчией. При этом вышележащие
породы оседают, дробятся, что в свою очередь способствует развитию
карста в перекрывающих карбонатных породах.
В районе гипсового и карбопатпо-гипсового карста встречаются пе-
щеры как небольших, так и значительных размеров. Очень большие пе-
щеры известны, например, в Приднестровской Подолии: Кривченская
длиной 18,8 км и Млыпки — 14,1 км. Районы гипсового и карбопатно-
гнпсового карста характеризуются также интенсивным развитием раз-
166
личных поверхностных форм, в первую очередь воронок, средняя плот-
ность которых 10—30 штук на 1 км2. На отдельных карстовых полях
плотность воронок достигает 50—100 штук, а иногда даже 400—600
штук на 1 км2. Наиболее характерны воронки диаметром до 15—50 м и
глубиной до 3—8 м. Максимальные же размеры воронок достигают
100—300 м диаметром и 20—30 м глубиной. Во многих карстовых рай-
онах встречаются слепые и полуслепые карстовые овраги и котловины.
Так, в Горьковской области расположена Ворсминская депрессия пло-
щадью около 30 км2, представляющая собой карстовое польс. Оно имеет
весьма сложное строение: в его пределах расположены котловины, час-
тично заполненные озерами, многочисленные карстовые овраги и во-
ронки.
Обычное явление для районов гипсового карста — провалы земной
поверхности. Нередки участки, на которых среднегодовое количество
провалов составляет от 0,1 до 1 на 1 км2, реже более. Чаще всего на-
блюдаются провалы диаметром до 10—12 м и глубиной до нескольких
метров, но довольно обычны и более крупные диаметром до 20—30 м
и глубиной до 10—12 м, а в единичных случаях происходят провалы
диаметром до 40—60 м и глубиной до 20—30 м. К числу наиболее круп-
ных из них относятся: провал 1957 г. вблизи д. Венец, Горьковской обл.—
диаметром 90 м и глубиной 25—27 м; Лкташский провал 1939 г. в рай-
оне г. Альметьевска Татарской АССР — глубиной 52 м.
В районах гипсовою и карбонатно-гипсового карста отмечаются
также обширные мульды оседания. Такая мульда выявлена, например,
в Казани.
В Пермской обл. и Башкирии выявлена полоса древних карстовых
депрессий, приуроченная к границе распространения гипсов и карбонат-
ных пород, в которых обнаружены накопления карстовых брекчий, пред-
ставляющих собой обломки карбонатных пород, сцементированные гли-
нистым материалом. Образование этих депрессий, по-видимому, связано
здесь с сочетанием карбонатного и гипсового карста. При этом слои гип-
сов в течение длительного формирования депрессий были полностью
уничтожены. На Самарской Луке образование брекчневидных доломи-
тов также, по-видимому, связано с растворением гипсов.
Для погребенного гипсово-ангидритового карста, приуроченного к
девонским, нижнепермскнм и неогеновым породам и весьма широко раз-
витого на Онего-Двинском междуречье, Волго-Уральском своде, Ала-
тырско-Горьковском поднятии, в Донбассе, Прикаспии и Прикарпатье
(в последних двух районах наблюдается и погребенный соляной карст)
характерны огромные пустоты диаметром до 300 м и крупные воронки.
Соляной карст развит на Русской платформе локально, в районах
соляных месторождений. Основные районы его распространения: соля-
ные купола Прикаспийской низменности (Баскунчак, Иидер, Соль-Илецк
и др.), соляные месторождения Донбасса (Славянск, Новый Карфаген),
Соликамская депрессия. Из-за очень высокой растворимости каменной
соли (318 г/л при температуре 25°С) соляной карст в благоприятных
гидрогеологических условиях развивается чрезвычайно быстро. Однако
каменная соль отличается высокой пластичностью, и образующиеся в
ней трещины быстро залечиваются. Поэтому в естественных условиях
развитие карста приурочено к кровле и краевым частям соляных зале-
жей. Основная же часть залежи, как и в случае с гипсом, остается прак-
тически иеводоносной и незакарстованной. К тому же образующиеся
рассолы, обладая большим удельным весом, скапливаются па поверх-
ности соляной залежи и защищают ее от дальнейшего растворения. Рез-
кая активизация соляного карста часто происходит при разработке со-
167
ляных месторождений, особенно в тех случаях, • когда не осуществлен
достаточно полный комплекс защитных мероприятий. Активный соля-
ной карст очень опасен: растворение пород идет чрезвычайно быстро,
часто образуются провалы, иногда очень крупные. Так, на Илецком со-
ляном куполе площадью около 5 км2 ежегодно образуется несколько
новых провалов шириной до 4 м и глубиной до 10 м, а иногда и более.
Нередко происходят оседания поверхности (мульды оседания), вызыва-
ющие массовые деформации и разрушения зданий и сооружений (г. Сла-
вянск). Иногда земная поверхность приходит в состояние, непригодное
для хозяйственного использования (Новый Карфаген). При разработке
соляных месторождений приходится вести постоянную борьбу с кар-
стом.
Пространственные закономерности развития совре-
менного карста определяются составом и условиями залегания отложе-
ний, строением рельефа, гидрогеологическими условиями, ландшафтно-
климатической обстановкой и рядом других факторов. Ведущая роль
принадлежит литологии, поскольку присутствие в разрезе растворимых
карбонатных или соленосных пород является непременным условием раз-
вития карста. D связи с этим и границы распространения современного
карста контролируются в первую очередь площадью неглубокого зале-
гания растворимых пород. Существенную роль играют структурно-текто-
нические условия. Так, карст приурочен в основном к сводовым частям
положительных структур, где мощность рыхлых покровных отложений
невелика, породы характеризуются повышенной трещиноватостью и фор-
мируется мощная зона активного водообмена. Проявления современно-
го карста наблюдаются также в местах сопряжения положительных и
отрицательных структур, с которыми часто совпадают крупные разрыв-
ные нарушения, контакты между толщами пород различного литологи-
ческого состава, зоны повышенной трещиноватости пород и др. Большое
влияние на развитие карста оказывает также мощность* и состав по-
крова рыхлых неоген-четвертичных отложений, которые на преоблада-
ющей площади Русской платформы представлены слабоводопроницае-
мымн глинистыми разностями (покровные н моренные суглинки в север-
ной части региона, лессовые толщи — в южной). Наблюдения показы-
вают, что при мощности глинистых отложений более 40—100 м развитие
карста на водоразделах практически прекращается и он локализуется
в пределах речных долин и открывающихся в них балок и оврагов. По-
скольку такая картина типична для большей части площади, некоторые
исследователи (Родионов, 1963) называют карст Русской платформы
эрозионным. Если покровные отложения имеют небольшую мощность,
карст может формироваться и вдали от эрозионных врезов, но такая
картина для Русской платформы не является типичной. Не сказывается
существенно на развитии карста и покров хорошо водопроницаемых пес-
чаных отложений.
Существенно влияют на развитие карста гидрогеологические усло-
вия, связанные в свою очередь со структурно-тектонической обстанов-
кой, составом отложений, характером рельефа, дренирующим влиянием
эрозионной сети. Наиболее благоприятные условия для развития карста
создаются в зоне сезонных колебаний уровня грунтовых вод. С глуби-
ной, в зоне полного водонасыщения, интенсивность развития карста сни-
жается, а ниже границы зоны активного водообмена процессы карсто-
образования почти полностью прекращаются. В результате анализа гид-
рогеологических условий в большинстве случаев можно выделить зоны,
где они благоприятствуют развитию карста, и зоны, где условия для раз-
вития карста неблагоприятны или даже карст отсутствует. Отмечено,
168
что в любых условиях карст развит крайне неравномерно. При этом
выделяются очаги интенсивного развития карста, ореолы слабого его
развития и площади, практически незакарстованные. Причина такой
неравномерности складывается из совместного влияния многих факто-
ров: наличия ослабленных тектонических зон, деталей строения рельефа,
изменения мощности и состава покровных отложений, фациальной из-
менчивости отложений, распределения поверхностного стока, наличия
в геологическом разрезе «окон», обеспечивающих взаимосвязь между
водоносными горизонтами, подземных ложбин стока в кровле малово-
допроницаемых пород и др. Нередко очаги интенсивного развития кар-
ста приурочены к местам с резкими неровностями рельефа в кровле рас-
творимых пород. Возможно это объясняется концентрацией в таких мес-
тах местных механических напряжений в горных породах, вызывающих
развитие трещиноватости, а следовательно, и карста.
Хотя карст развивается на всей территории Русской платформы —
от северных широт, где господствует полярный климат, до засушливых
степей Прикаспия, но влияние климатических условий на интенсивность
развития карста также проявляется достаточно заметно. Важнейшими
климатическими факторами, воздействующими на карстовые процессы
и закономерности их пространственного распределения, являются ат-
мосферные осадки и температура воздуха. Роль атмосферных осадков
в развитии карста определяется их непосредственным воздействием на
карстующиеся породы. Атмосферные осадки представляют собой мно-
гокомпонентный химический раствор, формирующийся из жидкой со-
ставляющей, газов и твердого вещества, содержащихся в атмосфере в
виде аэрозолей и ядер конденсации. В результате этого атмосферные
осадки обладают высокой и непостоянной по площади агрессивностью.
Основным компонентом, создающим агрессивность атмосферных осад-
ков, является углекислота, поступающая в атмосферу главным образом
за счет жизнедеятельности микроорганизмов и растительности на суше
и в океане, разложения органического вещества в почвах и некоторых
других процессов. В современную эпоху существенную роль начинают
играть и антропогенные факторы — промышленные предприятия, тран-
спорт, отопление жилых помещений и др. Количество углекислого газа,
поступающего в атмосферу, изменяется от 5 до 20 т/сут, причем, как
отмечает А. А. Колодяжная (1970), наблюдается зависимость его рас-
пределения в атмосфере с климатической зональностью. Наименьшее
количество углекислого газа (1,7—2 тыс. т/км2 площади за год) выде-
ляется в атмосферу в северной климатической зоне с наиболее коротким
вегетационным периодом. В лесной зоне эта цифра увеличивается до
2,1—2,3 тыс. т/км2, а в степной даже до 2,4—2,8 тыс. т/км2 за год. Ком-
понентом, увеличивающим агрессивность атмосферных осадков, являет-
ся также сернистый ангидрит, выбрасываемый в атмосферу главный
образом промышленными предприятиями и ТЭЦ. На большей част*
Русской платформы количество сернистых соединений, поступающих в
атмосферу (в пересчете на сульфат-ион), составляет 5—8 т/км2 за год,
но в районах промышленно-территориальных комплексов и крупных
ТЭЦ часто возрастает до 15—20 т/км2 за год. В связи с присутствием
перечисленных химических компонентов pH атмосферных вод снижает-
ся до 3,5—6,5. Низкая pH характеризуется и влага, выпадающая на по--
верхность почвы в виде росы. Однако судить о степени агрессивности
вод, поступающих в толщу пород за счет инфильтрации атмосферных
осадков, только по приведенным выше цифрам было бы неверно, так
как химический состав осадков, поступающих на поверхность земли,
претерпевает существенные изменения под воздействием растительности,
169
Микроорганизмов, процессов разложения органического материала. Как
показывают наблюдения, корневая система различных растений выделя-
ет в почву в процессе жизнедеятельности различные органические кис-
лоты и значительное количество углекислого газа (до 1/8—1/5 веса рас-
тений). В этом же направлении сказывается и деятельность микроорга-
низмов, разрушающих лесную подстилку. Поскольку характер и состав
растительного покрова подчинен ландшафтно-климатической зональ-
ности, эта закономерность находит отражение в составе и в степени аг-
рессивности почвенных растворов. Обобщение, сделанное А. А. Коло-
дяжной (1970), показывает, что наиболее агрессивные почвенные раст-
воры с pH 3—3,3 формируются на Крайнем Севере, в пределах Больше-
земельской н Малоземельских тундр. В лесотундровой подзоне и север-
ной части лесной зоны pH почвенных растворов возрастает до 3,5—4,5,
в центральной и южной частях лесной зоны - до 4,5—5, в степной зо-
не -до 5—6,5 и в засушливых районах Прикаспия — до 6,5—8. Эти
данные свидетельствуют о том, что в пространственном распростране-
нии современного карста на Русской платформе должна отчетливо про-
слеживаться зональность. Это подтверждается весьма активным разви-
тием карстовых процессов в северных районах Русской платформы (Ти-
ман, Прибалтика, северо-западная часть Московской синеклизы), и
значительно менее активным — в южных.
Распространение древних карстовых форм на Русской платформе
иодчннено несколько иным закономерностям. Это объясняется тем, что
на определенных этапах развития Русской платформы складывались
условия, отличающиеся от господствующих в настоящее время и в ряде
случаев значительно более благоприятные для развития карста (отсут-
ствие покрова нерастворимых пород, более высокое положение плат-
формы, наличие глубоковрезанной эрозионной сети и др.). В результате
в некоторых стратиграфических комплексах карст приобрел характер
площадного и встречается в таких районах, где своевременные карсто-
вые формы отсутствуют. Примером может служить карст в отложениях
среднего и верхнего карбона Московской синеклизы, распространенный
ис только на крыльях, но и в центральных частях этой структуры
(Москва и Подмосковье). Это обстоятельство имеет большое практиче-
ское значение, так как требует учета возможного влияния карста на
строительство сооружений и в таких районах, которые в отношении со-
временного карста могут считаться вполне спокойными.
В отдельных районах Русской платформы карст развивался r не-
сколько этапов (включая и современный), разделенных геологическими
перерывами. В этом случае картина пространственного распределения
карстовых форм оказывается особенно сложной и трудно поддастся рас-
шифровке (Уфимское плато и др ).
На Русской платформе накоплен богатый опыт изысканий и строи-
тельства в карстовых районах. На ряде карстовых участков в связи со
случаями провалов железнодорожного полотна или поблизости от него
приходится систематически осуществлять защитные мероприятия. К ним
относятся упорядочение поверхностного стока, цементация закарстован-
ных пород, усиление конструкции пути (контррельсы, подбалластные
железобетонные настилы) и др. Подобные мероприятия пришлось осу-
ществлять на Куйбышевской железной дороге (Уфа), Горьковской (рай-
он Дзержинска), в Прибалтике и в Донбассе.
Особенное внимание изучению карста уделяется прн изысканиях и
проектировании гидротехнических сооружений. Комплексные исследова-
ния карста были проведены при изысканиях под строительство ГЭС
нм. Ленина на Волге, гидроэлектростанций па Каме, Плявинской ГЭС
170
на Даугаве, Каховской ГЭС на Днепре и др. Осуществление защитных
мероприятий обеспечило надежную эксплуатацию всех этих сооруже-
ний. На Русской платформе в карстовых районах расположены многие
города и поселки (Куйбышев, Казань, Уфа, Октябрьский, Альметьсво,
Дзержинск, Тула, Славянск и др.).
Народнохозяйственное освоение земель ведет к весьма существен-
ным изменениям природной обстановки и нередко вызывает активиза-
цию карстовых явлений. При этом даже сравнительно медленно разви-
вающийся карбонатный карст может оказаться весьма опасным. Осо-
бенно чувствителен карст к изменениям гидродинамических условий.
Так, в первые годы после наполнения Куйбышевского и Камского во-
дохранилищ на их побережье участились случаи карстовых провалов.
В Москве раньше карст считался неопасным для промышленных и
гражданских зданий и сооружений. Однако в связи с накапливавшими-
ся в течение многих лет изменениями гидродинамических условий,
вызванными главным образом эксплуатацией каменноугольных водонос-
ных горизонтов, в Москве в последние годы стали возникать карстово-
суффозионные провалы, угрожающие зданиям, что потребовало органи-
зации исследований этих процессов и разработки защитных мероприя-
тий. Изменение агрессивности подземных вод также может привести к
значительной активизации карста.
Многолетнее промерзание толщ горных пород и сопутствующие гео*
логические процессы. Формирование толщ миоголетиемерзлых пород па
Русской равнине имеет длительную историю, охватывающую не только
весь четвертичный период, но, возможно, и более древние эпохи. Глубо-
кие изменения климатической обстановки, происходившие на этой тер-
ритории, по-виднмому, сопровождались неоднократным промерзанием,
а затем полным или частичным оттаиванием мерзлых пород. По мне-
нию многих исследователей (Марков и др., 1965; Величко, 1973), крио-
генная область Европы достигла максимального развития в позднем
плейстоцене и после этого начала быстро деградировать. Деградация
произошла за очень короткий срок (1000—1500 лет) и размеры площади
подземного оледенения приблизились к ее современным границам, ох-
ватывающим небольшой северо-восточный угол Русской равнины.
Подземное оледенение оставило после себя многочисленные следы
своего существования: земляные жилы, остаточно-полигональный рель-
еф и др. Наиболее значительная деградация мерзлых толщ произошла
в период голоценового климатического максимума. Граница полного от-
таивания мерзлых толщ, по-видимому, достигла в это время 67°30' с. ш.,
севернее которой в настоящее время наблюдается резкое увеличение
мощности многолетнемерзлых толщ. Исчезновение мерзлых толщ приос-
тановилось в связи с похолоданием, произошедшим в позднем голоцене
и вызвавшим новое продвижение мерзлых толщ на юг, примерно д®
63° с. ш. Здесь образовались молодые мерзлые толщи, мощность кото-
рых на водораздельных пространствах в районе Воркуты достигает 80—
120 м. Севернее 67°30z с. ш., где сохранились древние мерзлые породы,
произошло смыкание мерзлых толщ разного возраста.
В фазу некоторого потепления климата с максимумом в конце пер-
вого тысячелетия активное промерзание верхних слоев горных пород
замедлилось, а ближе к южной границе криолитозоны приостановилось.
На участках развития льдистых озерных, озерно-болотных осадков на-
чалось формирование термокарстовых котловин. Жильные льды частич-
но, а южнее 67° с. ш. полностью вытаяли. Южная граница мерзлых по-
род снова несколько сместилась в северном направлении. В XIV—
XVIII вв. в связи с похолоданием, охватившим весь север Европы, об-
171
разовапие мерзлых толщ возобновилось. Произошел также рост пов-
торно-жильных льдов и сокращение площади таликов, главным обра-
зом нссквозных.
Начало современного этапа в истории формирования мерзлых толщ
ма севере континента связано с потеплением, отмеченным в XIX в. Сно-
ва на юге началось медленное протаивание пород, а в центральных рай-
онах Большеземельской тундры — повышение их температуры. В юж-
ной тундре оно сопровождалось избирательным понижением верхней
поверхности вечномерзлых пород, деградацией микрорельефа пятеп-ме-
дальонов, формированием бугристого микрорельефа. Наиболее глубоко
(5—20 м) верхняя поверхность мерзлоты опустилась в местах повышен-
ного снегонакопления — межполигональных понижениях, полосах сто-
ка. В настоящее время в отдельных районах южной тундры площадь
участков с глубоким залеганием вечномерзлых пород составляет 30—
40%. В северной тундре явных признаков потепления не отмечено. Уча-
стки с глубоким залеганием верхней поверхности мерзлых пород рас-
пространены здесь локально, а на водоразделах, поверхностях высо-
ких морских и речных террас господствует пятнистый и мелкобугристый
микрорельеф — показатель значительной охлажденности мерзлых по-
род. Об устойчивом тепловом состоянии мерзлых толщ в северной тунд-
ре свидетельствует и характер геотермических кривых. Потепление, про-
изошедшее в XIX в., сказалось и на положении южной границы вечно-
мерзлых пород. За истекшее столетие опа продвинулась к северу на
30—40 км.
... На динамику вечномерзлых толщ оказывают влияние также корот-
копериодные колебания климата, вызывающие временные усиления и
ослабления мерзлотных процессов. Так, начавшееся с 40-х годов XX в. в
высоких широтах похолодание повлекло за собой некоторое уменьшение
глубины сезонного протаивания, возникновение перелетков, промерза-
ние спущенных термокарстовых озер с образованием многолетних буг-
ров- и площадей пучения. Подобные явления отчетливо фиксируются в
южной части Большеземельской тундры. Существующие на северо-вос-
точной окраине Русской равнины вечномерзлые породы унаследовали
от прошедших этапов их развития такую устойчивую во времени харак-
теристику, как мощность мерзлых толщ и ее распределение по площади.
Более динамичные характеристики (средняя годовая температура веч-
номерзлых пород, глубина залегания их верхней поверхности, мощность
сезонного протаивания) зависят от современных условий теплообмена
земной поверхности с атмосферой.
; Наиболее общей закономерностью вечномерзлых толщ Русской рав-
нины является их зональность, связанная с зональностью климатических
условий. Область современного подземного оледенения Русской равни-
ны располагается в субарктической климатической области (атлантико-
арктической и тундровой). Величина радиационного баланса составляет
здесь 20—25 ккал/см2 в год. На широ