РЕЛЬЕФ И ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ГОР

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК
Сибирское отделение
Институт географии им. В.Б. Сочавы
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ КОМИССИЯ РАН
АССОЦИАЦИЯ ГЕОМОРФОЛОГОВ РОССИИ
РУССКОЕ ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОБЩЕСТВО
Восточно-Сибирское отделение
РЕЛЬЕФ И ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ГОР
Материалы Всероссийской научной конференции
с международным участием, посвященной 100-летию со дня рождения
доктора географических наук, профессора Льва Николаевича Ивановского
Иркутск, 25-28 октября 2011 г.
Том 2
Иркутск
Издательство Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН
2011
1
УДК 911.2 : 551.4
ББК 823
Р36
Рельеф и экзогенные процессы гор / Материалы Всероссийской научной конференции с международным участием, посвященной 100-летию со дня рождения доктора географических наук, профессора Л.Н. Ивановского (Иркутск, 25-28 октября 2011 г.). – Иркутск:
Изд-во Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2011. – Т. 2. – 209 с.
В двух томах книги публикуются материалы, раскрывающие образ Л.Н. Ивановского –
ученого, вопросы теоретического и методологического изучения экзогенного рельефообразования, пространственно-временной динамики экзогенных процессов, гляциальной геоморфологии, формирования речных долин, проблем палеогеоморфологии, палеогеографии, геологии кайнозоя и комплексных географических исследований.
Книга представляет интерес для геоморфологов, палеогеографов, физико-географов и
специалистов в области четвертичной геологии.
Relief and exogenous processes of mountains. Proceedings of the All-Russian Scientific
Conference with international participation, dedicated to the 100th birth anniversary of Doctor of
Geographical Sciences, Professor L.N. Ivanovskii (Irkutsk, October 25-28, 2011). Irkutsk: Izd-vo
Instituta geografii im. V.B. Sochavy SO RAN, 2011, Vol. 2, 209 p.
Two volumes of the book contain materials, which reveal the image of L.N. Ivanovskii as a
scientist, issues concerning the theoretical and methodological study into the exogenous relief formation, spatio-temporal dynamics of exogenous processes, glacial geomorphology, formation of river
valleys, and problems of paleogeomorphology, paleogeography, Cenozoic geology and integrated
geographical research.
The book is of interest to geomorphologists, paleogeographers, physical geographers, and
specialists in the field of Quaternary geology.
Редакционная коллегия: д.г.н. В.Б. Выркин, к.г.н. Ю.В. Рыжов, к.г.н. Ж.В. Атутова,
к.г.н. Л.А. Выркина, к.г.н. Д.В. Кобылкин
Материалы опубликованы в авторской редакции
Материалы изданы при поддержке гранта РФФИ, проект № 11-05-06042-г
Утверждено к печати Ученым советом Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН
ISBN 978-5-94797-173-6
ISBN 978-5-94797-175-0 (Т. 2)
2
© Институт географии
им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2011
ВОПРОСЫ ГЛЯЦИАЛЬНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ
ГЛЯЦИАЛЬНЫЙ РЕЛЬЕФ И ОСОБЕННОСТИ ПЛЕЙСТОЦЕНОВОГО
ОЛЕДЕНЕНИЯ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ
Адаменко М.М., Адаменко М.Ф., Гутак Я.М.
Кузбасская государственная педагогическая академия, г. Новокузнецк
[email protected]
По вопросам гляциальной геоморфологии и палеогеографии Алатауско-Шорское нагорье является, пожалуй, самым малоизученным районом Алтае-Саянской горной страны. Ледниковый рельеф
здесь целенаправленно не изучался. Описаниями был затронут (весьма частично) только восточный
макросклон Кузнецкого Алатау [1, 2], в пределах которого встречаются отдельные кары, расположенные вблизи верхней границы леса. Еще меньше данных о плейстоценовом оледенении региона.
Имеющаяся фрагментарная информация не позволяет представить его географию и размеры [3, 4].
Учитывая средневысокий характер гор (абсолютные отметки до 2117м) и слабую изученность ледникового рельефа, Алатауско-Шорское нагорье долгое время не вызывало интереса у палеогляциологов.
Считалось, что древнее оледенение здесь играло слабую роль в формировании рельефа, и было представлено отдельными каровыми и присклоновыми ледниками [5]. Одиночные кары восточного макросклона Лев Николаевич Ивановский классифицирует как «типично нивальные кары, которые неоднократно занимались ледниками» [6, с. 32].
В 60-70-х гг. XX столетия П.С. Шпинем открыто современное оледенение Кузнецкого Алатау.
Им было указано, что ледниковые формы рельефа в районе имеют значительно большее распространение [7, с. 11], чем представлялось ранее, однако изучение гляциального рельефа не проводилось.
С 2002 г. научно-студенческой лабораторией дендрохронологии и дендроиндикации ландшафтов при кафедре географии и геологии КузГПА проводится изучение динамики ледников Кузнецкого
Алатау в позднем плейстоцене-голоцене. Составной частью работ явились геоморфологические исследования. Они ведутся в пределах Южно-Алатауского горного района, где сосредоточены наибольшие высоты всего Алатауско-Шорского нагорья. На
первом этапе работы было проведено изучение
орографии данного района и составлена орографическая
схема (рис. 1). Исследования подтвердили мнение В.В.
Вдовина [8] о том, что наиболее высокая южная часть
Кузнецкого Алатау представляет собой горный узел.
Центром этого горного узла является вершина Верхний
Зуб. По нашему мнению целесообразно назвать горный
узел Тигертышским.
Для выявления масштабов и особенностей
древнего оледенения произведено описание и
установлены закономерности размещения каров, трогов,
морен и морено-холмистого рельефа [9]. Наиболее
распространенной формой ледникового рельефа здесь
является кар. Всего в районе насчитывается 132 кара.
Большая их часть приурочена к бассейну р. Томи. 34
кара расположено в бассейне р. Бельсу, 24 в бассейне р.
Малый Казыр, 1 в верховьях р. Амзас, 26 в бассейне р.
Большой Казыр и 3 в верховьях р. Теренсу. Кары
восточного макросклона приурочены к системе Белого
Июса: 21 кар расположен в верховьях р. Туралыг, 23 в
долине р. Каратас. Кары встречаются во всех хребтах
узла, но наибольшее их количество сосредоточено в
хребте Тигертыш и в пределах безымянного хребта на
Рис. 1. Орографическая схема горного узла
участке от вершины Верхний Зуб до вершины ВЛКСМ
Тигертыш (Адаменко М.Ф., 2009).
(рис. 2).
1 – горно-гляциальный комплекс р. Каратас.
3
Обычно кары имеют эллипсовидную, реже округлую в плане форму с переуглубленным днищем, занятым озером. Площади их от 2,2 до 0,2 км2. Ключевой особенностью является повсеместное
распространение каровых лестниц. Одиночные кары встречаются значительно реже. Каровые лестницы имеют от двух до четырех высотных ступеней. Если кар нижней ступени всегда один, то каров
верхних ступеней пропорционально больше,
обычно 2-4. В верховьях рек Бельсу и Каратас
встречаются
каровые
долины:
сильно
вытянутые по продольной оси кары,
содержащие несколько ступеней (см. рис. 2). В
пределах центральной части горного узла, в
долине р. Каратас, выделяются четыре высотных уровня в расположении каров и
ледниковых озер. Нижний высотный уровень
соответствует ледниковым озерам с урезами
воды в пределах 1391,5-1335,3 м: Каратас,
Круглое,
Харлыгколь.
Они
занимают
котловины переуглубления, сформированные
ледником и ни одно из них не является морено-подпрудным. По всей видимости, оз.
Круглое занимает днище древнего кара с
разрушенными
боковыми
стенками.
Котловины озер Каратас и Харлыгколь имеют
сложное происхождение, вероятно, имеет
место
переуглубление
древних
каров
последующим
оледенением.
Высота
и
количество
вторых-четвертых
ступеней
зависит от запаса высоты. В северной части
долины, где высота отдельных вершин в
тыльных скальных стенках достигает 2063,8 м.
Рис. 2. Горно-гляциальный комплекс верховьев
р. Каратас (Адаменко М.М., 2010).
выделяются четыре каровые ступени. Южнее,
1 – кары, 2 – морены, 3 – участки мореннов системе озера Харлыгколь, максимальная
холмистого рельефа, 4 – древние моренновысота в стенках верхних каров составляет
подпрудные озера, 5 – снежники, 6 – ледники, 7 –
1865,5 м. Здесь выделяется три высотные
озера, 8- (I-IV) ступени каровых лестниц.
ступени.
Отличительной особенностью одиночных каров являются их большие размеры. Самый крупный одиночный кар Тигертышского горного узла имеет площадь 2,8 км2. Абсолютные высоты тыльной стенки не превышают 1570 м. Его днище занято озером Хахыр-Терен, которое замыкается мощной мореной. В 500 м ниже по долине имеется еще один моренный комплекс. Этот кар достаточно
древний, его высокие стенки сглажены, и покрыты каменными россыпями. Скальные участки имеет
только западная стенка, которая омоложена нивальными нишами. Тыльная стенка разрушена и образует пологонаклонный перевал в соседнюю долину. По мнению Л.Н. Ивановского именно «высоко
лежащие проломы с одной стороны хребта на противоположный могут быть некоторым показателем
длительного существования постоянно удаляющего обломочный материал ледника...» [6, с. 39]. Особенности морфологии кара, а также наличие двух моренных комплексов позволяет утверждать, что
кар неоднократно занимался ледником.
В Тигертышском горном узле кары, в своем большинстве, располагаются на подветренных
склонах, в то время как наветренные склоны лишены следов ледниковой экзарации. Исключение составляет собственно хребет Тигертыш, где кары в виде сплошной цепи врезаны в оба склона. В южной части Тигертышского горного узла в пределах Терень-Казырского хребта и массива г. Одинокой
кары располагаются исключительно на подветренных склонах.
Имеется прямая зависимость «свежести» каров от экспозиции склона: сильнее всего разрушены
кары открывающиеся на юг и юго-восток. Кары восточной, северной и северо-восточной экспозиций
имеют скальные стенки и большую глубину вреза в склон. Днища каров северных и восточных склонов обычно заняты ледниковыми озерами. В пределах днищ каров южной экспозиции (за исключением кара оз. Хазыр-Терен) озера отсутствуют, что наводит на мысль о том, что кары были изначально
менее переуглублены.
4
Наибольшее развитие троги получают на северном склоне хребта Тигертыш. Троговые черты
имеют также долины рек Переходная, Правый Сургас, долина р. Каратас ниже впадения руч. Бол.
Хунул-Хузух. Троговые долины замыкаются древними моренами напора, за исключением долин р.
Каратас и Ниж. Тайжасу. Троговые черты долины имеют здесь и ниже древнего моренного комплекса, что позволяет предположить возможность существования здесь протяженного долинного ледника.
В Тигертышском горном узле широко распространены древние моренные отложения. Морены
замыкают кары или расположены ниже по долинам рек. Полевые исследования пяти долин рек Каратас, Переходная, Озерная, Широкая Березовая, правого истока р. Малый Казыр показали, что моренные комплексы имеют сложное строение. Они состоят из морены напора, замыкающей долину и
трех-четырех стадиальных моренных комплексов, расположенных выше по склону. Моренные валы
хорошо вычленяются в рельефе и не перекрыты лессовыми отложениями. На основе этого наиболее
низко расположенные концевые моренные комплексы были условно приняты за отложения максимальной стадии оледенения позднего вюрма. На основе этого составлена картосхема оледенения горного узла Тигертыш в максимум последней ледниковой эпохи.
Во время последнего плейстоценового оледенения Тигертышский горный узел был крупным
горно-ледниковым районом. Оледенение, в зависимости от конкретных условий, было представлено
различными морфологическими типами от сложных долинных ледников до, небольших по площади,
каровых и висячих. По концевым моренным комплексам вычленено 56 палеоледников, общая площадь которых около 245,3 км2. Для сравнения площадь современного оледенения всего Кузнецкого
Алатау составляет 6,79 км2 [7]. Наибольшее количество ледников (всего двадцать два) было сосредоточено в верховьях современного Бол. Казыра и его притоков: Чабыл-Пут и Сургас, одиннадцать
ледников существовало в бассейне Мал. Казыра, восемь в бассейне р. Бельсу, восемь в бассейне р.
Теренсу, пять в верховьях р. Каратас и два в бассейне р. Туралыг. При этом самые крупные сложные
долинные ледники находились в северо-западной части узла и были приурочены к долинам рек Бельсу (система Томи), Туралыг и Каратас (системы Белого Июса, Чулыма).
В южной части узла, где зависимость от метелевой концентрации была наиболее сильная, развивались ледники одностороннего питания. Ориентировка питающих каров здесь северная, северовосточная, а долины имеют широтное простирание. В результате этого ледники принимали вид «запятой». Наиболее заметно это у палеоледника № 47, который менял направление движения с северосеверо-восточного на юго-западное.
Ледник Золотодолинный имел площадь около 50,3 км2 и занимал долины верховьев р. Каратас
и руч. Хунул-Хузух (см. рис. 2). Вся территория верховьев реки покрыта моренными валами и участками моренно-холмистого рельефа. Отдельные понижения между валами занимают площадки болот,
которые, скорей всего, являются древними заболоченными моренно-подпрудными озерами. Это был
сложный долинный ледник, который получал питание из 16 каров. В процессе деградации он распадался сложным образом, и выделение стадиальных морен здесь трудно. Самый низко расположенный
моренный комплекс перегораживает долину в 500 м ниже слияния Каратас и руч. Хунул-Хузух. Морена имеет ширину 1,6 км и сложена 5-6 сближенными валами. Ледник деградировал и распадался на
три потока. Правый поток ледника отступал вверх по долине руч. Бол. Хунул-Хузух, центральный
поток занимал долину руч. Мал. Хунул-Хузух, а левый, отделившейся раньше, но притом дольше
сохранявший стабильное положение – отступал вверх по долине р. Каратас.
Проведенные исследования не позволяют пока представить полную картину динамики оледенения Кузнецкого Алатау в позднем вюрме- голоцене. Ввиду отсутствия датировок мы избегаем высказываний о времени отложения морен. Однако некоторые особенности гляциальной обстановки
района можно считать установленными.
В прошлом, в периоды холодных эпох в Кузнецком Алатау, в частности, в Тигертышском горном узле развивалось оледенение. По современным данным оно носило характер горно-долинного.
Общая площадь ледников достигала 245,3 км2. Отсутствие на концевых моренных комплексах лессовых отложений указывает, что возраст их формирования не древнее максимума последнего плейстоценового оледенения. Наличие нескольких стадиальных моренных комплексов в долинах палеоледников указывает, что ледники существовали относительно долгое время, находились в равновесии с
климатом. По нашему мнению, выделенные стадиальные морены, выше фронтальной морены напора,
фиксируют динамику оледенения в позднеледниковье и голоценовое время.
Наличие каровой ступенчатости указывает на неоднократность оледенения Кузнецкого Алатау.
По нашим предположениям, большие древние плейстоценовые кары, которые занимают низший уровень каровых лестниц, сформированные еще в ермаковское время, были перестроены и частично
омоложены в последующем. Верхние ступени каровых лестниц, занятые снежниками и ледниками,
5
продолжают формироваться в голоценовое время. Северо-восточные и северные стенки древних каров, где метелевая концентрация снега и экспозиция позволяла существовать небольшим каровым и
карово-висячим ледникам, имеет более свежий вид по сравнению со стенками южной экспозиции. В
местах, где запаса высоты не хватало для постепенного повышения снеговой границы, но где условия
для развития оледенения были благоприятными, ледники развивались неоднократно, сформировав
наиболее крупные кары.
В Тигертышском горном узле гляциальные формы рельефа приурочены к подветренным склонам, преимущественно северо-восточной, а также восточной и северной экспозиции, и, за редким исключением, отсутствуют на наветренных склонах. Такое же распределение имеют современные ледники и многолетние снежники. Это свидетельствует о том, что в период максимума последнего оледенения ориентировка влагонесущих ветров была близка к современной, юго-западной, а метелевый
перенос снега в питании ледников играл существенную роль. Наиболее крупные ледники развивались в местах сочетания высокой метелевой концентрации снега и наибольших высот.
Литература
1. Толмачев И.П. Геологическая поездка в Кузнецкий Алатау летом 1902 г. // Изв. РГО. – 1903. – Т.
XXXIX, вып. IV.
2. Чураков А.Н. Кузнецкий Алатау. История его геологического развития и его геохимические эпохи. –
Л.: Изд-во АН СССР, 1932.
3. Буров В. П. Кары в верхнем течении р. Томи (Кузнецкий Алатау) // Гляциология Алтая. – Томск, 1964.
– Вып. 3. – С. 208-211.
4. Окишев П.А., Дмитриев В.Е. Плейстоценовые оледенения Кузнецкого Алатау // Ледники и климат Сибири. – Томск, 1987. – С. 90-93.
5. Щукин И.С. Общая геоморфология. – М.: Изд-во Моск. гос. ун-та, 1964. – Т. 2. – 564 с.
6. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор (на примере Сибири и Дальнего Востока). – Новосибирск: Наука, 1981. – 174 с.
7. Шпинь П.С. Оледенение Кузнецкого Алатау. – М.: Наука, 1980. – 83 с.
8. Вдовин В.В. Кузнецко-Салаирская провинция // Рельеф Алтае-Саянской горной области. – Новосибирск: Наука, 1988. – С. 40-70.
9. Адаменко М.М., Адаменко М.Ф. Рельеф и древнее оледенение горного узла Тигертыш // Природа и
экономика Западной Сибири и сопредельных территорий. – Новокузнецк, 2009. – Т. 2. – С. 5-7.
ПОЗДНЕГОЛОЦЕНОВАЯ ГЛЯЦИАЛЬНАЯ ИСТОРИЯ ДОЛИНЫ Р. ХАЙДУН
(ХР. ХОЛЗУН, АЛТАЙ)
Галахов В.П., Черных Д.В., Золотов Д.В., Бирюков Р.Ю.
Институт водных и экологических проблем СО РАН, г. Барнаул, [email protected]
Хребет Холзун расположен на границе Республики Алтай с Казахстаном и является водоразделом бассейнов рек Оби (Катуни) и Иртыша.
В недавно увидевшей свет монографии А.Н. Рудого и Г.Г Русанова [1], посвященной позднеплейстоценовому оледенению бассейна р. Коксы, сказано, что в долинах хр. Холзун морфологически
выраженные в рельефе конечно-моренные комплексы не опускаются ниже 1400–1730 м и относятся к
ледниковым стадиям позднего голоцена. К таким результатам авторы приходят, по их собственным
словам, во многом благодаря «материалам, любезно предоставленным В.П. Галаховым, Д.В. Золотовым и Д.В. Черных». В данной работе представлены некоторые результаты исследований, проведенных в 2009 и 2010 гг. в долине р. Хайдун и долине его третьего от верховьев левого притока. Территория расположена в пределах российской части так называемого Тургусунского узла, являющегося
кольцевым водоразделом рек Тургусуна, Хайдуна, Черной Убы, Белой Убы, Мал. Ульбы. Его иногда
рассматривают как самостоятельную орографическую единицу, сливающуюся на юго-востоке с собственно Холзуном.
Рассматриваемая территория является одной из наименее изученных на Алтае в геоморфологическом и палеогеографическом отношении. Как отмечают авторы упомянутой выше работы, до публикации их труда специальных работ по этой территории не было. Действительно, значительная увлажненность вкупе с плохими дорогами и приграничным положением являются главными препятствиями, не позволяющими исследователям регулярно проникать вглубь хребта Холзун. Однако сказать, что прежде исследований в данной части Алтая не проводилось, было бы не верно.
6
О древнем оледенении хр. Холзун можно было предполагать еще на основании указаний в работе Г.Е. Щуровского, изданной в 1846 г. В.А. Обручев в 1914 г., следуя по маршруту из Абая в Зыряновск, обратил внимание на следы древнего оледенения на Холзуне, о чем упоминает в ряде своих
работ. Он также указывает на то, что Холзун характеризуется чрезвычайно снежными зимами. По
собранным им данным, толщина снежного покрова здесь местами свыше 8 м [2]. В 1920 г. М.В. и
Б.В. Троновы установили, что высота снеговой линии в данной части Алтая по сравнению с другими
его районами оказывается сниженной, достигая всего 2300 м.
В 1939 г. высокогорную область Холзуна два раза – во второй декаде июня и во второй половине августа – посетил В.Б. Сочава. Результатом этих посещений была специальная статья, вышедшая уже после окончания войны [3]. В этой работе В.Б. Сочава скрупулезно проанализировал имеющиеся результаты предыдущих исследований по данной территории и пришел к ряду интересных выводов. Он отмечал, что в настоящее время на Холзуне благоприятные климатические условия для
существования ледников создаются лишь в строго определенных условиях рельефа: в глубоких затененных и всегда ориентированных на север карах. В.Б. Сочава обнаружил небольшие каровые леднички в области истоков Тургусуна, до него никем не отмеченные. Он писал, что наблюдения на высокогорных метеорологических станциях в верховьях Мал. Ульбы и Громатухи свидетельствуют, что
среднее количество осадков (по наблюдениям за 9 лет) составляет около 1600 мм. В отдельные же
годы количество их достигало 2227 мм. Около половины общего годового количества осадков выпадает в виде снега. Средняя мощность снегового покрова по данным той же станции 1,5–2,0 м, а в отдельные годы свыше 3 м.
В своей статье В.Б. Сочава полемизирует с В.А. Обручевым, утверждавшим, что юго-западные
ветры, господствующие в этой части Алтая, ограничивают возможности оледенения. По его мнению,
именно они способствуют сохранению на Холзуне фирновых полей в соответствующих условиях
рельефа. Сочава считал, что формирующиеся в Туранской низменности массы воздуха содержат значительное количество влаги, хотя благодаря высокой температуре они очень далеки от насыщения.
Проникая на северо-восток в район Алтая с его скорее холодным, чем умеренным климатом, эти массы воздуха неизбежно охлаждаются и конденсируют пары, обильно увлажняя западные хребты Алтая. Это, по его мнению, основной источник питания холзунских ледников. Роль в этом отношении
проникающих на Алтай влажных атлантических масс воздуха проблематична. Далее он констатирует,
что оледенения на Холзуне являются орографическими. Климатическая же граница фирновых снегов
лежит в настоящее время выше, и многие вершины Холзуна ее не достигают [3].
Известно, что в максимум последнего (сартанского или поздневюрмского) оледенения бассейн
верхней Коксы был полностью занят льдом. На этапе деградации оледенения долину Верхней Коксы
занимало ледниково-подпрудное озеро [4-6]. Также отмечается, что ледниково-подпрудное озеро было спущено на рубеже около 12 тыс. лет назад и позднее этого времени больше здесь никогда не образовывалось [7].
Имитационное моделирование, выполненное по методике В.П. Галахова [8], показывает, что во
время так называемого «аккемского» похолодания (предположительно 4200–4500 лет назад), в бассейне верхней Коксы также существовало крупное ледниково-подпрудное озеро, которое охватывало
низовья практически всех ее притоков. Озеро формировалось в результате подпруживания долины
Коксы ледником, спускавшимся с Теректинского хребта по долине р. Тюгурюк. Ледники из долин
притоков и истоков Коксы, в том числе Хайдуна, спускались непосредственно в это озеро, поэтому
конечных морен «аккемской» стадии в бассейне Коксы не обнаруживается. Отдельные валуны, которые можно рассматривать как фрагменты размытой «аккемской» морены, обнаруживаются в долине
примерно в 4–5 км выше устья р. Коксочки. Еще немного выше (примерно в 2 км ниже бывшего лесоучастка Абайского леспромхоза) в правобережье днища Хайдуна представлены отложения, которые можно принять за донную морену. Это, по крайней мере, вполне согласуется с результатами
имитационного моделирования.
Позднеголоценовые конечно-моренные комплексы достаточно хорошо представлены в долине
Хайдуна и его верхних притоков. Здесь фиксируется 3 четко выраженных конечно-моренных комплекса, относимых нами к разным фазам «исторической» стадии и в различной степени выраженные
морены стадии «актру». Системный анализ растительного покрова [9] этих позднеголоценовых моренных комплексов в сочетании с данными моделирования, датирования и геоморфологии позволил
сделать следующие важнейшие выводы:
1. Современная высотно-поясная дифференциация растительного покрова хорошо коррелирует
с рассматриваемыми фазами и стадиями оледенений.
7
2. В результате уменьшения масштабов последующих оледенений в позднем голоцене первичное зарастание морен сменялось вековой сукцессией, вызванной поэтапным повышением положения
границ высотных полос и поясов. Подобного рода направленные временные изменения имеют аналоги в пространстве в виде современного растительного покрова позднеголоценовых морен различных
фаз и стадий.
3. Специфическая тундровая растительность связана в основном с моренами, именно по ним
многие виды и сообщества спускаются в нижележащие высотные полосы и пояса. Причем в долине
притока тундровые сообщества представлены значительно шире, чем в основной долине, по причине
их разной ориентации.
4. Во время наступления и стационирования ледников перигляциальная зона, расположенная
над и перед ними, не была начисто лишена растительности. Благоприятные по крутизне, в первую
очередь световые, склоны занимали петрофитные, тундровые и луговые группировки и сообщества,
которые представляли собой банк семян для заселения освободившихся от ледника поверхностей при
его отступании.
Морена ранней фазы (максимум 3000 л.н.) «исторической» стадии общая для Хайдуна и его
верхних притоков. Она располагается в пределах верхней части лесного пояса, характеризующейся
присутствием субальпийского высокотравья и ерников, которые встречаются не только под пологом
кедрово-лиственничных лесов, но и образуют самостоятельные сообщества. Моренные гряды разделены обширными понижениями, занятыми либо небольшими внутриморенными термокарстовыми
озерами, либо болотами на их месте.
Выше данного моренного комплекса в долине третьего от истока левого притока Хайдуна в
разрезе озерно-болотных отложений, вскрытых нами до глубины 1,1 м, получены три радиоуглеродные датировки слоев и прослоек торфа. Возраст нижней прослойки с глубины 105–108 см, залегающей на крупногалечниковых отложениях слабой окатанности, составляет 1890±45 лет (СОАН-7833).
Этот возраст фиксирует начало болотной стадии эволюции ландшафта данного участка долины. Сама
же морена имеет более древний возраст.
Моренные комплексы средней фазы (максимум 2500 л.н.) «исторической» стадии представлены как в долине Хайдуна, так и в долине упомянутого выше притока. Морена располагается в нижней части субальпийского пояса, и ее поверхность покрыта субальпийским высокотравьем, местами
ерниками в сочетании с кедровыми и лиственнично-кедровыми, иногда кедрово-лиственничными,
кулисными редколесьями и редкостойными лесами, которые также представлены высокотравными и
ерниковыми травяно-моховыми типами. В левобережье долины Хайдуна, в заболоченном понижении
на этой морене, в 2010 г. нами выполнен разрез озерно-болотных отложений до глубины 90 см. Образец на радиоуглеродное датирование взят с глубины 63–68 см (граница слоя органо-минеральной
массы и галечниково-илистых отложений).
Моренные комплексы поздней фазы (максимум 1600 л.н.) «исторической» стадии также представлены в обеих рассматриваемых долинах и относятся к верхней полосе субальпийского пояса.
Здесь господствуют травяно-моховые ерники и травяно-моховые тундры, а по дренированным склонам моренных гряд встречаются различные варианты дриадовых сообществ. К нижней части моренных комплексов постепенно возрастает роль стланиковых форм кедра и пихты. Ледниковые отложения имеют сложное строение и представлены боковыми моренами, выраженными по обоим бортам
долин, и срединной мореной, непосредственно переходящей в конечно-моренные образования. В тыловых частях обоих моренных комплексов формировались подпрудные озера, ныне частично спущенные. Из разрезов озерно-болотных отложений, выполненных в обоих долинах, отобраны образцы
органики на радиоуглеродное датирование. К настоящему времени получены результаты по отложениям в долине притока Хайдуна. Нижняя прослойка торфа, на границе с озерными илами имеет возраст 270±45 лет (СОАН-7829). Данная датировка характеризует начало болотной стадии в эволюции
ландшафта. Кроме этого, в центральной и фронтальной частях моренного комплекса обнаружено
множество стволов погибших деревьев, достигавших толщины 20 см и имевших явную стланиковую
форму. Фрагмент одного такого ствола имеет возраст 135±50 лет (СОАН-7827), Это означает, что
около 100 лет назад дерево погибло. Анализ годичных колец показал, что на момент гибели дерево
имело возраст около 320 лет. Вероятно, заселение рассматриваемой морены началось во время так
называемого «средневекового климатического оптимума», а угнетение и гибель деревьев связаны с
похолоданием стадии «актру».
Сама морена стадии «актру» (550-160 л.н.) хорошо выражена лишь в долине притока Хайдуна,
где выше нее располагается небольшой каровый ледничок. Весь комплекс цирка со следами осцилляций ледников стадии «актру» располагается в альпийском поясе, который подразделяется здесь на
8
верхнюю и нижнюю высотные полосы. В верхней полосе доминируют петрофитные группировки и
дриадовые, местами брусничные, черничные и кустарничковые тундры, а также разнотравнозлаковые луга по зандрам. Встречаются единичные деревья лиственницы возрастом первых десятков
лет. В нижней полосе, наряду с травяно-кустарничковыми тундрами, широко распространены нивальные и приручьевые разнотравные сообщества, а на дренированных склонах альпийские луга с
преобладанием злаков. Появляются травяно-моховые ерники, а также арчовые стланики. В долине
Хайдуна моренный комплекс этого возраста морфологически не выражен. Отсутствует здесь и современное оледенение. Тем не менее, стадию «актру» здесь можно выделить по характерному для
альпийского пояса растительному покрову, сопоставив его с таковой долины притока. Ускоренную
деградацию ледника в основной долине можно объяснить менее «удачной» ее ориентировкой. Долина притока на всем протяжении имеет северо-восточное простирание, благоприятное для снегонакопления за счет его перераспределения, в то время как долина Хайдуна более широкая и широтно ориентирована.
Исследования выполнены в рамках проекта «Ледники как индикаторы опустынивания Центральной Азии» Программы президиума РАН.
Литература
1. Рудой А.Н., Русанов Г.Г. Последнее оледенение в бассейне верхнего течения реки Коксы. – Бийск:
Изд-во ГОУВПО «АГАО», 2010. – 148 с.
2. Обручев В.А. Алтайские этюды // Землеведение. – 1915. – Кн. 4. – С. 50–93.
3. Сочава В.Б. К современному и древнему оледенению Холзунского хребта (Западный Алтай) // Учен.
зап. Ленингр. гос. пед. ин-та им. А.И. Герцена. – 1946. – Т. 49. – С. 164–178.
4. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийнокатастрофическая. – Томск: Изд-во ТГУ, 1993. – 252 с.
5. Бутвиловский В.В., Прехтель Н. Особенности проявления последней ледниковой эпохи в бассейне
Коксы и верховье Катуни // Современные проблемы географии и природопользования. – Барнаул: Изд-во Алтайск. гос. ун-та, 2000. – Вып. 2. – С. 31–47.
6. Рудой А.Н., Русанов Г.Г., Шпанский А.В., Кирьянова М.Р. Поздневюрмское оледенение и приледниковые озера Северо-Западного Алтая // Гляциология от Международного геофизического года до Международного полярного года. – Иркутск: ИГ СО РАН, 2008. – С. 107.
7. Русанов Г.Г. Озера и палеогеография Северного Алтая в позднем неоплейстоцене и голоцене. – Бийск:
Изд-во БПГУ, 2007. – 164 с.
8. Галахов В.П. Имитационное моделирование как метод гляциологических реконструкций горного оледенения (по материалам исследований на Алтае). – Новосибирск: Наука, 2001. – 134 с.
9. Золотов Д.В., Черных Д.В., Галахов В.П., Бирюков Р.Ю. Стадии и механизмы формирования растительного покрова позднеголоценовых морен северного макросклона хребта Холзун (Алтай) // Каразінські природознавчі студії. Матеріали міжнародної наукової конференції 1–4 лютого 2011 р., Харків. – Х.: Харківський
національний університет імені В.Н. Каразіна, 2011. – С. 104–107.
ОСОБЕННОСТИ ОЛЕДЕНЕНИЯ КОРЯКСКОГО НАГОРЬЯ
Глушкова О.Ю.
Северо-Восточный комплексный НИИ ДВО РАН, г. Магадан, [email protected]
В рельефе Корякского нагорья на больших площадях присутствуют многочисленные и разнообразные экзарационные и аккумулятивные следы работы ледников. Аккумулятивные ледниковые
комплексы распространены не только в речных долинах и межгорных впадинах, но и тонким чехлом
покрывают склоны и водораздельные пространства низкогорных массивов. Они включают в себя конечно-моренные валы и гряды, основную морену различной мощности со сложной морфологией поверхности, а также поля зандров и флювиогляциальные террасы.
Один их первых исследователей оледенения Северо-Востока СССР Д.М. Колосов [1] в свое
время сделал заключение о том, что Корякское нагорье трижды подвергалось оледенениям. По его
мнению, в среднем плейстоцене здесь возникало обширное оледенение горно-покровного типа, а в
позднем плейстоцене имели место два горно-долинных оледенения различной мощности, из которых
первое охватывало всю центральную часть Корякского нагорья, отдельные ледники доходили до берега Берингова моря. Последнее оледенение развивалось локально, его ареалы тяготели к верхнему
поясу горных сооружений. Позже Ю.П. Дегтяренко [2] высказал предположение, что наблюдаемые в
9
Корякском нагорье морены, могли быть оставлены одним позднеплейстоценовым оледенением, развивавшимся в несколько стадий.
Проведенные в последующие годы геоморфологические, палеогеографические и стратиграфические исследования в центральной и северной частях Корякского нагорья принесли новые данные
об особенностях двух последних оледенений в позднем плейстоцене и о ледниковых событиях в голоцене. Каких-либо обоснований существования в этом районе среднеплейстоценового оледенения
не было получено [3 – 7].
Наиболее полное представление об особенностях первого позднеплейстоценового оледенения в
северо-восточной части Корякского нагорья дают материалы, полученные при изучении бассейна р.
Хатырка, которая на протяжении более 300 км пересекает три крупные межгорные впадины: ВерхнеХатырскую, Рытгыльскую и Нижне-Хатырскую. В отличие от других ледниковых районов СевероВостока России [7], здесь ледниковые комплексы представлены в основном аккумулятивными формами, распространенными на высоте от 200 до 800 м. Мощность чехла ледниковых отложений в понижениях часто превышает 60-100 м (Верхне-Хатырская и Рытгыльская впадины, долина р. Иомраутваам и др.). Отличительной особенностью изученных комплексов является присутствие в большинстве из них многометровых толщ ледниково-озерных отложений (пески, алевриты, ленточные глины), которые свидетельствуют о длительном существовании подпрудно-ледниковых озер в долинах и
межгорных впадинах.
Впадины являлись областями разгрузки долинных ледников. В верхнем течении р. Хатырка реконструируется предгорный ледник, растекавшийся практически по всей Верхне-Хатырской впадине,
который был длительное время подпружен ледниками, спускавшимися по долинам притоков. Холмисто-грядовый рельеф основной морены, поля зандров, озы, камы, водно-ледниковые террасы, широко
распространенные во впадинах и долине р. Хатырка, значительно переработаны склоновыми, морозно-мерзлотными и эрозионными процессами. В изученных естественных обнажениях высотой от 30
до 60 м (разрезы «Щучий», «Варапелин», «Серталюдимит» «Иомраутваам» и др.) вскрывается сложный комплекс осадков, включающий ледниковые, водно-ледниковые, озерно-ледниковые, аллювиальные отложения. Одним из наиболее представительных является разрез «Щучий», расположенный
на восточном фланге Верхне-Хатырской впадины в обнажении протяженностью более 1,2 км [3]. В
основании разреза вскрывается цоколь, сложенный черными туфами, который перекрыт мореной,
состоящей из желто-бурой глины с включением редких обломков, гальки и валунов. Глинистую морену перекрывает 12- метровая толща косослоистого серо-бурого галечника с прослоями грубозернистого песка и гравия. Выше с видимым размывом залегает 7-10-метровая толща серого грубослоистого галечника с крупными линзами грубозернистого песка и гравия. Облик горизонта (цвет,
характер слоистости, окатанность материала) указывает на его водно-ледниковое происхождение. В
центральной части обнажения мощность осадков возрастает до 48 м, а строение разреза существенно
меняется. В основании ледниковой толщи вскрывается 3-х метровый горизонт глинистой морены,
аналогичной, отмеченной выше. Она перекрыта крупновалунной мореной, в которой валуны диаметром 40 см и более погружены в песчано-гравийный субстрат и занимают более 50% толщи. На морене с неровным контактом залегает 40-метровая толща тонкослоистых глин ленточного типа и светлосерых алевритов с линзами тонкозернистого песка, гравия, гальки. В глинах и алевритах заключены
послойно ориентированные карбонатные конкреции («иматровы камни») разнообразной формы. В
основании толщи диаметр уплощенных конкреций достигает 30 см. Выше по разрезу их размер
уменьшается до 2-4 см. На высоте 30 м над урезом воды конкреции исчезают. Судя по количеству
сезонных слоев в озерных глинах, бассейн существовал не менее 2500 лет. Преимущественно глинистый состав толщи, присутствие карбонатных конкреций позволяют предположить, что накопление
осадков происходило в непосредственной близости от края ледника, из-под которого просачивались в
основном тонкие отмученные осадки. Разрез завершается 0,6-метровым горизонтом буро-серого
слоистого галечника, свидетельствующего об отмирании подпрудно-ледникового озера и возобновлении аллювиальной аккумуляции. В ряде других разрезов кровлей озерных отложений также служат
горизонты несортированных галечников с валунами, что указывает на изменения режима ледника,
наступление стадии дегляциации.
Деградация ледников первой половины позднего плейстоцена вызвала значительную активизацию флювиальных процессов. В районе были сформированы три надпойменные террасы высотой 2024 м, 10-15 м и 4-6 м. За редким исключением большинство из них вложено в осадки ледникового
комплекса. На некоторых участках р. Хатырка до сих пор не достигла доледникового вреза. Данные
палинологического анализа указывают на то, что накопление аллювия третьей террасы (20-24 м) на-
10
чалось на заключительных стадиях первого позднеплейстоценового оледенения (МИС-4), а второй –
во время последнего интерстадиала (МИС-3).
Последнее позднеплейстоценовое оледенение (МИС-2) в северо-восточной части Корякского
нагорья охватывало в основном верхние ярусы горных сооружений. Оно маркируется широким распространением экзарационной морфоскульптуры, представленной трогами, карами и другими формами в Койвэрэланском и Комеутюваямском хребтах, а также в западных отрогах Мейныпильгинского хребта. В пределах низкогорных сооружений в бассейне р. Хатырки, которые представляют
собой обособленные плосковершинные массивы высотой 700-1000 м, такие формы относительно
редки. Непосредственная связь долинной ледниковой морфоскульптуры с карами установлена лишь в
нескольких долинах боковых притоков р. Хатырки, в которых на расстоянии 5-7 км от днищ каров
наблюдаются небольшие конечно-моренные валы и конусы водно-ледниковых отложений. Изучение
коррелятных отложений, слагающих первую и вторую террасы р. Хатырки, показало, что ледниковые
комплексы сформированы во время последнего ледникового максимума позднего плейстоцена. Спектры, полученные из осадков второй террасы высотой 7-10 м, свидетельствуют о том, что во время ее
формирования в районе была развита моховая тундра с крайне разреженным травянистокустарничковым поясом. Содержание пыльцы кустарникового пояса не превышает 5 %. Скудость
растительности отражает время максимального похолодания климата. В пыльцевых спектрах нет
ксерофитов, указывающих на иссушение климата. Время формирования отложений, скорее всего,
середина последнего ледниковья.
Изучение гляциальных комплексов в долинах Корякского хребта (северный склон Корякского
нагорья) также подтверждает ограниченное распространение ледников последнего ледникового максимума [4]. Но по сравнению с низкогорными массивами бассейна р. Хатырка, значительная высота
гор (1300-1400 м) способствовала возникновению более мощных и протяженных ледников. Водоразделы хребта имеют альпинотипный облик. Склоны осложнены крупными ледниковыми карами хорошей сохранности. Всего их на северном склоне хребта насчитывается более ста штук. Обращенные
в сторону Нижне-Анадырской низменности долины имеют форму трогов. Они перегорожены крутосклонными (20-240) моренными холмами и грядами длиной 0,8-15 км с ясно выраженными гребнями
высотой от 20 до 70 м, сложенными массивной грубообломочной мореной. Широко распространены
озера ледникового происхождения. Здесь находится одно из наиболее крупных озер Корякского нагорья – оз. Майниц протяженностью около 20 км и глубиной около 130 м. Наиболее выразительный
конечно-моренный комплекс расположен в бассейне р. Ныгчеквеем на южной окраине НижнеАнадырской низменности, где сохранились фрагменты 6 конечно-моренных гряд. Наиболее крупный
из валов, расположенный в 16 км к северу от оз. Майниц, у слияния рр. Ныгчеквеем и Гытгывеем,
имеет длину 11 км и ширину до 6 км. Отдельные холмы относительной высотой 120-140 м разделены
глубокими западинами и котловинами, заполненными многочисленными разнообразными по форме
озерами. Космогенический анализ (36Cl) валунов показал, что средние значения возраста морен колеблются между 15–16 тыс. л. н. Конечно-моренная гряда, подпруживающая оз. Майниц с севера,
имеет длину более 3 км и ширину 1,5-2,0 км. По валунам, обнажающимся на гребне одного из холмов, получены даты (по 36Cl) 10,08±0,85 и 19,51±2,27 тыс. л. н.
Результаты бурения донных осадков ледниковых озер Гытгыкай и Патриции, расположенных
вблизи оз. Майниц, показали, что они возникли во время последнего оледенения. В первом из них
пройдена почти 10-метровая толща слоистых осадков, представленная алевритами и песками [5].
Анализ спорово-пыльцевых спектров показывает, что в момент возникновения озера в горах широко
были распространены обширные заснеженные участки, подтаивавшие летом, но значительные пространства занимали сухие, прогреваемые летом склоны. В растительном покрове преобладали полынные и злаковые тундры, тогда как в настоящее время здесь распространена высококустарниковая
тундра с кедровым стлаником. Озеро Патриции заполняет понижение между двумя конечноморенными грядами. Оно возникло несколько позже во время отступания ледника, заполнявшего долину р. Гытгывеем. Радиоуглеродное датирование и палинологический анализ показали, что осадконакопление в нем началось около 16000 л. н. В это время в районе преобладала холодная травянистокустарничковая тундра. Только около 12000 л.н. произошла резкая смена климата и замещение растительности крупнокустарниковой тундрой.
В ходе исследований нивально-гляциальной морфоскульптуры на высокогорных склонах Корякского хребта обнаружены каменные глетчеры, сформировавшиеся во второй половине голоцена
[6]. Их возраст определен с помощью радиоуглеродного, лихенометрического и др. методов. Предполагается, что часть из них сформировалась в результате дегляциации долинных ледников последнего
11
оледенения, края которых в неогляциальную эпоху голоцена около 4,5 тыс. л. н. испытали осцилляции. Затем возобновилась деградация ледников и перерождение их в каменные глетчеры.
Таким образом, в исследованном районе пока не обнаружено достаточно обоснованных сведений об оледенениях древнее позднеплейстоценовых. Наши данные свидетельствуют, что во время
первого позднеплейстоценового оледенения ледниками была покрыта обширная территория. Сложные долинные ледники формировались не только в высокогорных и среднегорных массивах, но и в
низкогорье. Ледниками были покрыты межгорные котловины и впадины, расположенные на высотах
200-300 м. Таяние ледников на заключительных этапах приводило к образованию обширных подпрудных озер, особенности режима которых способствовали формированию ленточных глин и карбонатных конкреций в них. В последний ледниковый максимум на склонах высокогорных и среднегорных массивов формировались каровые и долинные ледники длиной более 20-30 км, оставившие
конечно-моренные валы длиной до 11 км и крупные озера. В низкогорных массивах возникали редкие каровые и единичные долинные ледники длиной 5-7 км.
В первой половине голоцена на северных склонах Корякского нагорья в некоторых цирках северных экспозиций еще сохранялись каровые ледники. Большинство из них во второй половине голоцена переродилось в каменные глетчеры.
Литература
1. Колосов Д.М. Проблема древнего оледенения Северо-Востока СССР // Тр. ГУСМП. – 1947. – Вып. 30.
– 173 с.
2. Дегтяренко Ю.П. Древнее оледенение Корякской горной системы // Проблемы четвертичного оледенения Сибири и Дальнего Востока. – Л.: Наука, 1961. – С. 135-140.
3. Глушкова О.Ю., Дегтяренко Ю.П., Прохорова Т.П. Плейстоценовые оледенения, особенности осадконакопления и перестроек гидросети в Корякском нагорье // Четвертичный период Северо-Востока Азии. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1987. – С. 33-54.
4. Глушкова О.Ю., Гуалтиери Л. Особенности позднеплейстоценового оледенения северной части Корякского нагорья // Изменения природной среды Берингии в четвертичный период. – Магадан: СВКНИИ ДВО
РАН, 1998. – С. 112-132.
5. Ложкин А.В., Андерсон П.М., Брубейкер Л.Б., Котов А.Н., Котова Л.Н., Прохорова Т.П. Травянистая
пыльцевая зона в осадках ледниковых озер Чукотки // Изменение природной среды Берингии в четвертичный
период. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. – С. 96-111.
6. Галанин А.А., Глушкова О.Ю. Строение и динамика бронированных ледников и каменных глетчеров
хребтов Корякский и Искатень в позднем голоцене // Материалы гляциологических исследований. – 2004. -Вып.
97. – С. 161-169.
7. Glushkova O.Yu. Geomorphological correlation of Late Pleistocene glacial complexes of Western and Eastern
Beringia // Quaternary Science Reviews. – 2001. – Vol. 20. – P. 405-417.
ГЛЯЦИАЛЬНЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ В РЕЛЬЕФЕ И ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССАХ
ГОР ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ
Иванов Е.Н.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
В горах юга Восточной Сибири оледенение было распространено повсеместно, в некоторых
участках оно сохранилось и по сей день. Оледенение представлено ледниками малого типа, что формирует особый облик и рельеф этой территории. К горам юга Восточной Сибири относятся горные
системы, расположенные в пределах Сибирской платформы и южнее Среднесибирского плоскогорья.
Исследования проводились на ключевых участках: Кодар, Байкальский Хребет, Восточный Саян:
Мунку-Сардык, пик Топографов.
Резкоконтинентальность климата и особенности географического положения рассматриваемого
района обусловили существующий здесь рельеф. Многолетняя мерзлота (криолитозона), нивальногляциальные образования (ледники и наледи), Байкальская рифтовая зона являются факторами, которые наравне с климатом формируют сегодняшний рельеф гор юга Восточной Сибири.
Ледники малого типа обуславливают определенный узнаваемый рельеф территории, легко отличаемый от рельефа, сложенного большим оледенением. Можно сказать, что экзарация являлась основным фактором формирования рельефа и в целом внешнего вида гор юга Восточной Сибири. В районах
исследования даже визуально очевидно, что имело место ледниковое выпахивание, разрушение ледни-
12
ком горных пород, слагающих ложе ледника, и удаление продуктов разрушения движущимся ледником. Хорошо очерчены троги, озёрные котловины, "бараньи лбы", "курчавые скалы", ледниковые шрамы. Наряду с разрушением горных пород происходило их сглаживание, полировка и шлифовка.
Хребет Кодар (56°45’ – 57°15' с.ш. и 117° – 118° в. д.) – крайний северо-восточный хребет Станового нагорья, расположенный между бассейнами Витима и Чары – имеет преимущественно северовосточное простирание. Район оледенения приходится на центральную наиболее высокую часть. Он
поднимается выше 2300 м, а многие вершины превышают 2700-2800 м. По каталогу ледников СССР
1972 г. самая высокая вершина – 2999 м. Сейчас известно, что высшая точка хр. Кодар – пик БАМ
(первоначально Локомотив) высотой 3072 м. Такое расхождение в данных, видимо, произошло из-за
погрешности при первоначальном определении высоты. Не следует исключать и постоянно происходящее поднятие этого района вследствие естественных геологических процессов – расширения Байкальского рифта. Хребет представляет собой сводово-глыбовое поднятие палеоген-неогенового времени докембрийских низкогорных структур. Разнообразные граниты и гранодиориты протерозойского возраста слагают основное ядро хребта Кодар. Высота водораздельных гребней колеблется от 2500
до 2900 м, а отдельные вершины превышают 3000 м. Глубина расчленения рельефа достигает 1200 м.
Для водораздельных участков центральной части хребта характерны альпинотипные формы с острыми, сильно расчлененными скалистыми гребнями. Зубчатые формы гребней обусловлены избирательным выветриванием по зонам трещиноватости. Крутые скаты скалистых гребней сильно расчленены. Здесь активно действуют процессы физического выветривания и гравитационного обвально-осыпного сноса. Все долины Кодарского высокогорья – типичные троги с выположенным днищем
и продольным профилем с переломами. Подножья долин заняты конусами и шлейфами обвальноосыпных отложений. Верховья долин представляют собой кароподобные образования. В настоящее
время 39 каров альпийского высокогорья заняты современными ледниками с общей площадью оледенения более 18 кв. км. в высотном диапазоне 1900-2400 м. [1]
На Кодаре формирование рельефа происходит постоянно, практически без стабилизационных
моментов. В дополнение к экзогенным явственно проявляются эндогенные процессы: часто происходят землетрясения, обвалы. Широко распространен термокарст.
При визуальном определении возраста моренного комплекса ледника Азаровой активность
термокарста была очевидна. Фронтальная морена со стороны ледника возвышается в среднем всего
на 15-20 м, а с внешней стороны высота более 80 м. Превышение боковой морены, которая тянется от
фронтальной части до самого кара, над ледником достигает 40-50 м.
Конечная морена представляет собой массивное образование с обильным включением ледникового тела, составляющим по грубой оценке около 80% ее объема и высоты, сложена цельными остатками крупнообломочных пород средним диаметром 30-50 см, отдельные экземпляры – до 5 м. На
поверхности отсутствуют признаки биологической активности. Вероятнее всего, образование этой
морены можно отнести к XIX в. Она еще до конца не сформировалась, многие процессы, например
обильный термокарст, еще продолжают изменять ее вид и свойства.
За фронтальной мореной ледника Азаровой располагается комплекс более древних морен, разделенных межморенными озерами, и протянувшихся более чем на 1,5 км на север.
Первая из этих морен, расположенная на высоте около 2105 м, была условно отнесена к концу
Малой ледниковой эпохи, то есть сформировалась она приблизительно к середине ХIX в. На это указывают простейшие виды лишайников, более мелкие и ровные, по сравнению с конечной мореной,
камни. Ледниковые тела присутствуют островками.
Далее располагается достаточно продолжительный (около 600 м) выровненный участок, с востока ограниченный конусами выноса, а с запада озером. На севере он также упирается в озеро. Его
высота от 2095 до 2065м. Здесь, в дополнение к лишайникам, появляются также мхи и устойчивые к
суровым вегетационным условиям растения, такие как шикша, осоковые и др. Продукты термокарста
все еще встречаются, но уже заметно меньше, чем на предыдущей (южной) морене. Во впадинах залегают многолетние снежники, по всему участку струится сеть флювиальных потоков. Был сделан
вывод о происходившей здесь осцилляции на протяжении всей малой ледниковой эпохи (МЛЭ).
Севернее озера находится еще одна морена на высоте 2065 м. Активность термокарстовых процессов, по-видимому, здесь уже идет на убыль и остатки ледниковых тел не присутствуют на поверхности ни в каком виде. Сформирована тонкая прослойка тундрово-глеевой почвы. На ней местами встречается редкий кедровый стланик. Логично, что она, видимо, образовалась в начале МЛЭ, в средние века.
Байкальский хребет (54°35'-55° с. ш. и 108°35'-108°54' в. д.) простирается вдоль западного берега Байкала почти от середины до северной оконечности озера и далее несколько сот километров на
север. Средняя его высота составляет 1700 м. Самая высокая – гора Черского высотой 2588 м. Преоб-
13
ладающие высоты хребта – 1900-2200 м. Высокогорный пояс занимает центральную часть Байкальского хребта. Он характеризуется сильно расчлененным альпийским рельефом. Вершины представляют собой зубцы, реже иглы или башни. Крутые склоны изрезаны системой кулуаров, по которым
сходят лавины. Лавинная опасность в верховьях рек значительна, особенно на западных склонах. Для
всех верховий рек характерны горные цирки с почти отвесными скальными стенками, достигающими
высоты нескольких сотен метров. Широко распространены следы древнего оледенения – цирки, курчавые скалы, ригели и бараньи лбы. Западные склоны несколько положе и имеют вид среднегорья.
Хребет сильно расчленен долинами рек, короткими на восточных склонах, круто обрывающихся к
Байкалу и более длинными на пологих западных склонах.
Несмотря на более близкое расположение к Байкалу и, соответственно, оси Байкальской рифтовой зоны, эндогенные процессы не так заметны, как на Кодаре. Рельеф подвержен активному воздействию экзогенных процессов. Отепляющее воздействие Байкала сглаживает видимые результаты
экзарации рельефа.
Массив Мунку-Сардык (51°45' с. ш., 100°30' в. д.). Центральная часть хр. Мунку-Сардык –
сплошное (приподнятое на высоту 2500-3500 м) нагромождение остроконечных перигляциальных
вершин, соединенных друг с другом зубчатыми гребнями, изъеденными многочисленными карами, и
находящихся выше снеговой линии. Гляциальные формы рельефа широко распространены в области
интенсивного поднятия территории в местах формирования и транзита древних ледников и существования современных. Здесь широко распространены альпинотипные формы рельефа. Гольцовый
рельеф со сглаженными формами развит в основном по правобережью верховий р. Оки. Он характеризуется слабым расчленением и пологими куполовидными вершинами, которые плавно переходят в
обработанные ледником склоны долин. Здесь нередки прислоненные к склонам долин боковые морены, хорошо выраженные в рельефе в виде параллельных гряд. В других случаях ледник создавал конечные морены, преграда которых в дальнейшем обусловила образование озер подпруживания [2].
Нивально-гляциальный комплекс составляют пять небольших ледников: Перетолчина (Южный
и Северный), Радде, Бабочка и ледник под пиком Пограничный. Наибольший из них представляют
Южный и Северный ледники Перетолчина у главной вершины Мунку-Сардык площадью менее 1 кв.
км. За последние 100 лет открытая часть ледника существенно сократилась из-за активного таяния,
вероятно, связанного с повышением средней температуры на 1 градус. Особенностью Северного ледника является то, что, фактически, сохраняя постоянной длину тела ледника, он засыпается обломками горных пород, образуя в конечной части каменные глетчеры и поверхностные морены.
Пик Топографов (52°30' с.ш., 99° в. д.). По данным на 1963 г., в радиусе 7 км сосредоточено 14
ледников разных размеров общей площадью, по Г.М. Томилову [3], 10 кв. км. Также здесь имеется
большое количество других нивально-гляциальных объектов – наледей и снежников.
В районе пика Топографов отчетливо видны следы вулканической деятельности в недавнем
прошлом. Лавовые поля, подземные реки, термальные источники и другие признаки указывают на
это. Таким образом, на сегодняшний день можно считать, что рельеф в этом районе формировался в
основном под действием эндогенных процессов.
Анализируя древнее и современное оледенение, вырисовывается ясная картина изменения
рельефа территории и нивально-гляциальных геосистем малой ледниковой эпохи.
Литература
1. Каталог ледников СССР. – Л.: Гидрометеоиздат, 1972. – Т. 17. – 48 с.
2. Мухаметов Р.М. Колебания ледников Алтае-Саянской горной области. Кандидатская диссертация. –
Барнаул. – 1988.
3. Томилов Г.М. Современное оледенение юго-восточной части Восточного Саяна // Материалы Заседания 38 научного семинара по гляциологии в ИГ АН СССР. – М.: ИГАН СССР, 1964.
РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ СОВРЕМЕННЫХ НИВАЛЬНОГЛЯЦИАЛЬНЫХ И ГОЛЬЦОВЫХ ГЕОСИСТЕМ СИБИРИ
Иванов Е.Н., Китов А.Д., Плюснин В.М.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
При рассмотрении горных систем Сибири от хр. Кодар до Восточного Саяна, можно отметить
ряд особенностей. С севера к югу наблюдается понижение средней высоты хребтов (Кодар – 2,11,
14
Баргузинский – 1,91, Хамар-Дабан – 1,74 км), средней амплитуды высот (1,156, 0,969 и 0,756 км соответственно), вертикального расчленения (0,513, 0,453 и 0, 365 км), средних зимних температур воздуха (-280, -260 и -180), континентальности климата, площади гольцов [2]. Но, идет увеличение годового радиационного баланса (64, 312 и 697 МДж/м2), количества выпадающих осадков (800, 1200 и
1450 мм/год), верхней границы леса и снеговой границы. Нивально-гляциальные процессы, действующие в гольцовом поясе, различаются по видам и интенсивности в исследуемых хребтах. Под действием снега и льда на горных склонах и в долинах формируются ниши, нивальные и ледниковые
кары, нивально-эрозионные ложбины. Карлинги, кары, цирки, ригели, характерные для области накопления фирна и ледников, выражены на высотах более 1200 м.
Наиболее активная деятельность ледников проявляется в формировании днища долины, выработке кара, образовании озер на месте бывшего кара и последовательного формирования разновозрастных ступеней морен. Одним из типичных ледников хребта Кодар является ледник Азаровой (рис.).
Он сформировал довольно мощную современную
конечную морену, ниже которой находится группа
озер. Эта морена, вероятнее всего, сформировалась
в эпоху малого ледникового периода (1800-1880
гг). Местные условия, определяющие ход
экзарации и аккумуляции, меняются во времени.
Это размеры ледника, скорости движения льда,
напряжения в толще ледника, состав и строение
скальных
грунтов,
уклоны
поверхности,
увлажнение, инсоляция, количество переходов
через 00 и др. Они меняют интенсивность
нивально-гляциальных процессов.
Рис. Зоны экзогенных процессов
рельефообразования ледника Азаровой в хр. Кодар
1 – ледниковые озера; 2 – древние моренные
образования; 3 – зона современного моренообразования;
4 – крутые склоны, лавинной подпитки ледника и
поставки обломочного материала и состояние ледника
по годам: 1962, 1979, 2007, 2009 гг. Фон –
космоснимок Quick Bird 2009 г.
Снежники мощностью 6-8 м встречаются в интервале высот от 1900 до 2500 м. По морфологическому типу преобладают каровые и снежники уступов нагорных террас. Процессы нивации разрушают монолитные горные породы, формируют ниши, кары, эрозионно-нивальные ложбины. Последние часто становятся каналами схода лавин и селей. Наледи, формирующиеся чаще всего у границы
леса, преобразуют речные долины, выравнивая и расширяя русло рек.
В районе северного Байкала также имеются ледники, по два в Байкальском и Баргузинском
хребтах. Это типичные каровые ледники, небольшие по размерам, сохранившиеся в глубоких карах,
получающие достаточное питание в виде снежных лавин. Ледник главной вершины Байкальского
хребта – горы Черского – возник в каре и создал небольшую морену 2-3 м высотой. Обломочный материал поступает на ледник по желобам осыпей и с лавинами в центральной части кара. Ниже современной конечной морены сформировано обширное плоское зандровое поле, покрытое мелким щебнем и крупным песком. Сглаженные останцы в виде бараньих лбов, существенно потрескались и
проросли тундровой растительностью. Ниже цепи ледниковых озер идет обрывистый скальный,
сильно сглаженный ледником, участок с каскадом водопадов. Под этим каскадом, ниже большого
ледникового озера Гитара, когда-то формировалась большая наледь, которая в настоящее время практически исчезла.
Восточный Саян – мощная горная система с крупным центром современного оледенения. Ледники северной экспозиции имеют характерные ледниковые озера ниже современных конечных морен. Скальные вершины гор активно поставляют обломочный материал, а ледники формируют поверхностные морены. Из-за постоянного отступания ледники не образуют ярко выраженных валов
15
морен, лед скрывается под каменным чехлом. Погребенный конечный участок ледника Перетолчина в массиве Мунку-Сардык в последние годы сильно протаивает, образуя воронки, впадины, иногда открывая толщу древних льдов [1]. Ледники северной экспозиции имеют характерные ледниковые озера ниже современных конечных морен. В районе Мунку-Сардык продолжают формироваться в русле рек Буговек, Мугувек и Бел. Иркут большие, нестаивающие в течение лета, наледи.
Вдоль долины от р. Иркут по руслам Бел. Иркута – Мугувека можно проследить 8 характерных
ступеней.
1-я – дельта устья Бел. Иркута в долине р. Иркут (галечное русло, поросшее лиственницей,
ивой, тополем, березой, осиной и отдельными елями). Она образована древним ледником и продолжает преобразовываться многолетними наледями и половодьями в период дождей.
2-я – от узких скальных ворот Бел. Иркута до S-образного ущелья (выровненное галечное расширение, сформированное древним ледником и многолетними наледями, поросшее лиственницей,
тополем, осиной, березой, елью и кедром на задернованных участках краев русла). Скальные перемычки характерны для долин этой территории, но в результате мерзлотно-термических процессов
образуются каналы, переработанные затем водным потоком в узкие ущелья.
3-я – над S-образным ущельем до стрелки Бел. Иркута и Мугувека (узкое русло с низкими террасами с лиственницей, елью, кедром, тополем, ивой, ольхой, караганой, жимолостью, но уже без
осины и березы). В этом месте активны два процесса – наледный, подтачивающий борта долины, и
осыпной, заваливающий русло обломочным материалом, особенно с правого крутого берега, сложенного рыхлыми осадочными породами.
4-я – над водопадным подъемом с глубокими оврагами и осыпями до границы леса (с редкой
лиственницей, отдельными кедрами, ивой, караганой, жимолостью и лишайниками). Веерообразная
сеть оврагов представляет крутую часть ступени. Здесь активно развиваются эрозионные процессы.
Верхняя часть представлена остатками древних морен и заболоченными впадинами на просевшей
мерзлоте.
5-я – выположенная тундровая зона до очередной водопадной ступени (с карликовыми ивами
вдоль русел ручьев, разнотравьем и лишайниками). Протяженный поперечный разлом между магматическими и осадочными породами в верхней части ступени способствует формированию мощной
наледи в русле Мугувека. На этом уровне так же образуются аналогичные наледи на соседних реках –
Бел. Иркуте и Буговеке. Происходит проседание рыхлых грунтов из-за отступания мерзлоты и размыв древних морен водными потоками.
6-я – от верха останца до подъема к оз. Эхой (высокогорные луга и заболоченная древняя зандровая площадка). Характерным для этих долин является образование крутой части ступени разрушенным ледником верхушки останца, с образованием курума у его подножья. Скальный выступ перед оз. Эхой, вероятно, длительное время сдерживал ледник. В нижней его части образовалась зандровая площадка, занятая в настоящее время влажным лугом. Избыточное увлажнение происходит
благодаря слиянию речушек и ручьев, огибающих останец и стекающих с соседних склонов.
7-я – зона оз. Эхой с каменистыми лугами в дельте ручьев, впадающих в озеро и питающихся
снежниками и ледником. Южный берег – пологий каменистый луг, ограниченный далее современной
конечной мореной и останцом, называемым «Фараон», разделявшим в позапрошлом веке ледник на
два языка.
8-я – нивально-гляциальная над останцом «Фараон», образованная современными моренами,
каменными глетчерами и северным ледником Перетолчина. На этом участке особенно заметна современная нивально-гляциальная деятельность отступающего ледника. У останца прослеживается
вал боковой морены с огромными валунами. Левая часть постоянно оседает, образуя ледяные пещеры, а центральная состоит из крупнообломочного материала, поступающего с вершин.
Таким образом, современная деятельность нивально-гляциальных процессов в формировании
рельефа гор за период непосредственного наблюдения в Южной Сибири подвергается небольшим
изменениям. Основные процессы, связанные с влиянием температурных и гляцио-нивальных факторов на разрушение горных пород, проявляются в интенсификации осыпей, незначительном разрушении древних морен, мерзлотном проседании грунта.
Литература
1. Kitov A.D., Kovalenko S.N., and Plyusnin V.M. The resaults of 100-year-long observations of the glacial
geosystem dynamics in the Munku-Sardyk massif // Geography and natural resources. – 2009. – №3. – P. 272 – 278.
2. Плюснин В.М.Ландшафтный анализ горных территорий. – Иркутск, 2003. – 257 с.
16
ЛЕДНИКОВЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА ПЛАТО ПУТОРАНА
Иванова-Ефимова Е.Н.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва,
[email protected]
Плато Путорана, расположенное в труднодоступном районе России, исследовано плохо. Однако уже сейчас существует несколько гипотез, касающихся характера и масштабов распространения
оледенения в четвертичное время.
Как считает Д.Ю. Большиянов [1], плато полностью не перекрывалось ледниковым покровом
во время сартанского оледенения. Им были обнаружены многочисленные формы ледниковой работы
(U-образные долины, марена, каровые ниши, ледниковые борозды, отложения подпрудных бассейнов
и др.). Была составлена гляциогеоморфологическая схема района современного оледенения, где отмечено оледенение, которое располагалось на плато в верхнеплейстоценовое время. Главными выводом стало то, что последний ледниковый максимум характеризовался развитием ледниковых куполов, которые заканчивались активными выводными ледниками, наличием маломощных покровов
мертвого льда. Оледенение было асимметрично, так как на южных склонах были более благоприятные условия для питания ледников.
Выводные ледники часто не достигали днища долин озер, поэтому озерные котловины тектонического происхождения были свободны ото льда. Однако существовало несколько наиболее крупных выводных ледников, которые перегораживали водоемы, создавая условия для формирования
подпрудных озер. Оледенение ослабевало к центральной части, так как уменьшалось питание, здесь
располагались только тонкие слои мертвого льда. Считается, что ледники на плато были теплыми и
поэтому производили активную эррозионно-аккумулятивную работу, и после деградации ледников
от них оставалась масса материала. По данным радиоуглеродного датирования время последнего
ледникового периода – граница плейстоцена и голоцена.
К.К. Марков [2] указывает на то, что плато Путорана являлось одним из центров оледенения в
эпоху максимального оледенения, так как был найден обломочный материал, который относится к
разным районам, удаленным друг от друга. Путоранский центр оледенения был в это время соединен
с таймырским, анабарским и вилюйским.
Еще одну точку зрения о четвертичном оледенении высказал М.Г. Гросвальд [3]. Он указывает,
что плато было центром локального ледникового щита, а в ледниковый максимум он соединялся с
Баренцево-Карским центром и на протяжении всего позднеледниковго времени испытывал на себе
его давление. Подтверждение этого – асимметричность путоранских моренных комплексов и их деформация (отворот к югу).
Таким образом, имеется несколько точек зрения на счет четвертичного оледенения плато и границ его максимального распространения.
Как известно, существует два основных фактора оледенения – климат и рельеф. Климат, безусловно, менялся на протяжении четвертичного периода. Но сейчас мы не будем на этом останавливаться. Рельеф более устойчив, ледники, которые здесь располагались, оставили следы своего существования. В особенности нужно остановиться на каровых формах рельефа.
В работе используются аэро- и космоснимки, на которых отчетливо видно, что склоны северной и западной экспозиции расчленены сильнее, чем противоположные. Так же на них видна ледниковая деятельность в виде четко читающихся каров. В настоящее время далеко не все кары заняты
ледниками или многолетними снежниками, или они заняты частично. Это указывает на несоответствие рельефа и оледенения и является прямым указанием на то, что раньше оледенение было более
мощным.
Основной район оледенения в настоящее время находится в северо-западной части плато. Наиболее репрезентативными являются горы Имангда, которые располагаются в 70 км к востоку от г.
Норильска, и окруженные крупными тектоническими озерами – Глубоким, Собачьим и Накомякен.
Так как на этом массиве и в настоящее время существует оледенение, то можно сравнить его со следами более древних. Площадь массива занимает более 6000 км2, а оледенение всего плато, по данным
каталога ледников 1981 г. [4], составляет – 2,57 км2. По другим источникам [5], современная площадь
оледенения плато – 7,18 км2.
Количество каров в массиве огромно. Многие из них срослись и образуют подковообразные
цирки, площадь которых достигает 1,5 км2.
17
Следует принять во внимание то, что особенности геологического строение плато определяют
ступенчатость рельефа, и на каждой ступеньке может развиваться кар, который впоследствии может
«съедать» верхнюю часть стенки и объединяться с вышележащим, причем обломочный материал погребает под собой нижележащий ледник или снежник.
На склонах северной экспозиции каров больше, чем на восточных. Скорее всего, так было и в
прошлом. Зависимость распределения каров от влагонесущих потоков обычно прослеживается в ледниковых системах. Сейчас ледники располагаются кроме северной еще на восточных склонах, а
осадки приходят с Атлантического океана. Сейчас не существует ледников, которые бы располагались на западных склонах, так как весь снег, который там откладывается, перевевается на противоположную сторону. Однако кары на западных склонах есть, и по количеству они не уступают восточным – еще одно доказательство более мощного оледенения на плато.
Плато Путорана не высокое, самая высшая точка – это Безымянная гора с высотой 1701 м. Снеговая граница проходит в настоящее время на высоте 1600 м [6]. Кары встречаются на более низких
отметках.
Здесь уделено особое внимание распределению каров на плато, так как это один из индикаторов оледенения. Все ведет к тому, что оледенение было гораздо больше в прошлом. Вопрос о характере оледенения плато в настоящее время еще окончательно не решен и более детальное рассмотрение ледниковых форм рельефа в будущем даст на это ответ.
Литература
1. Большиянов Д.Ю., Антонов О.М., Федоров Г.Б., Павлов М.В. Оледенение плато Путорана во время
последнего ледникового максимума // Изв. РГО. – 2007. – Т. 139, вып. 4. – С.47-61
2. Марков К.К., Лазуков Г.И., Николаев В.А. Четвертичный период на территории СССР. – М: Изд-во
МГУ, 1965. – Т. 1. – 370 с.
3. Гросвальд М. Г. Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение Арктики. Опыт геоморфологического анализа палеогидрологических систем материка. – М.: Научный мир, 1999. – 115 с.
4. Каталог ледников СССР. Ресурсы поверхностных вод СССР. Т. 16. Ангаро-Енисейский район.
Вып. 1. Ч. 6. – Л.: ГИМИЗ, 1981. – 46 с.
5. Сарана В.А. Ледники плато Путорана // Материалы гляциологических исследований. – М., 2005. –
Вып. 99. – С. 200-214.
6. Коваленко Н.В., Поповнин В.В. Современное состояние малых форм оледенения на северном уступе
Ламских гор (плато Путорана) // Материалы гляциологических исследований. – М., 2005. – Вып. 98. – С.
214-219.
ЗНАЧЕНИЕ ГЛЯЦИАЛЬНОГО КАРОВО-ТРОГОВОГО РЕЛЬЕФА
В ИСТОРИИ АЛТАЯ
Казьмин С.П.
Сибирский региональный научно-исследовательский гидрометеорологический
институт, г. Новосибирск, [email protected]
В работах Е.В. Шумиловой [1] и иных исследователей прошлого века справедливо подчеркивается, что мезозойско-кайнозойский чехол огромной области тектонического погружения ЗападноСибирской платформы обусловлен поступлением (транспортом) материала с примыканием к этой
равнине возвышенных областей тектонического поднятия. Из них важную роль играла обширная
территория Алтае-Саянской горной области. Именно отсюда, как и с других возвышенных регионов
обрамления, поступал материал, который формировал аккумулятивный мезозойско-кайнозойский
чехол Западно-Сибирской низменной равнины.
Строение рельефа Алтае-Саянской горной области ясно свидетельствует о справедливости
этих характеристик. Это подтверждается результатами исследований многих специалистов, изучавших этот обширный регион, в котором расположены верховья двух гигантских речных бассейнов Северной Азии – Енисея и Оби. Такие особенности общей геоморфологической и геологической ситуации Западной и Восточной областей Сибири полностью исключают предположения о
молодости горных сооружений Алтае-Саянского региона. Это ясно отражают результаты геологической съемки м-ба 1:500 000 [2]. Они обосновывают вывод о том, что формирование Горного Ал-
18
тая охватывает не только весь кайнозой. Эрозионная деятельность имеет весьма древний возраст,
но изучена она пока крайне слабо. Правильно намечены три основных типа рельефа Алтая: 1 –
древний пенеплен, 2 – высокогорья, 3 – эрозионно-денудационные среднегорья и низкогорья. Эти
особенности рельефа действительно отражают морфологию поверхности не только Горного Алтая,
но и всей Алтае-Саянской горной страны [3,4]. Различия этапов формирования поверхности этого
огромного региона тектонического воздымания отмечали многие исследователи. Так, например,
известны предположения о том, что ранее всеобщего процесса горообразования на суше существовала древняя денудационная поверхность [5]. Даже в раннее время исследований эта особенность поверхности суши в целом легла в основу развития дальнейших представлений указанного
автора.
Геологические съемки, проведенные во второй половине прошлого века, обосновали представления о древности формирования Горного Алтая [2]. Показано, что развитие этой горной страны
началось задолго ранее не только кайнозоя, но и мезозоя. Одновременно с динамикой тектонических процессов происходило и изменение экзогенных процессов. Оно было тесно связано с изменениями энергетического фактора всей географической оболочки Земли. Изменились процессы
круговорота воды в атмосфере, гидротермического баланса земной поверхности. Это отражалось
наиболее ясно в процессах геолого-геоморфологической основы ландшафтов (ГГОЛ) и ее верхней
части – педогенеза.
Подавляющее число исследований Алтая и всей Алтае-Саянской горной области подчеркивает
основную особенность этого огромного региона тектонического воздымания, наличие древней поверхности выравнивания, позже своего образования эта поверхность пенеплена была расчленена сетью глубоко врезанных долин. Тектонические процессы преобразования рельефа Алтая и всей АлтаеСаянской горной страны сочетались с комплексом экзогенных процессов. С ними связано образование долин, формировавшихся в процессе выноса материала за пределы гор. Сеть основных долин переносила материал разрушения гор в конечном накоплении его в пределах области тектонического
прогибания Западно-Сибирской платформы.
Почти до конца прошлого века все палеогеографические построения исходили из представлений о «солнечной постоянной». Между тем, к концу прошлого столетия появились безусловные доказательства крайне широкой изменчивости климата, которые являлись следствием широких преобразований астрономического притока энергии (АПЭ) к Земле. Климатические колебания оказалось
связаны именно с изменением этого АПЭ, т.е. «солнечной переменной». Термин «солнечная переменная» несколько неопределенный, АПЭ – термин правильный. Он не различает «солнечную переменную» и прямое воздействие на Землю галактического фактора. Солнечная переменная и галактический процесс – понятия различные. Этот АПЭ являлся и является главной причиной глобальных
изменений климата. Эти изменения АПЭ, однако, остаются пока, в основном, слабо связанными с
конкретными особенностями эволюции рельефа и геологического строения возвышенных областей
поднятия, в том числе, юго-восточного обрамления Западной Сибири, Алтае-Саянской горной страны
и ее важнейшей частью – Горного Алтая. Правомерна и своевременна, поэтому попытка выявить и
обрисовать конкретные геологические процессы Горного Алтая с динамикой АПЭ. Исходным и основным положением этой проблемы естественно является выяснение особенностей изменения АПЭ,
следствием которых являлись геоморфологические и геологические процессы эволюции Горного Алтая. Только явный учет динамики АПЭ дает возможность полно оценить особенности геологических
процессов этой горной страны. Выявление роли энергетического фактора, как первопричины геологических процессов, сформировавших современный рельеф и геологические особенности строения
указанного региона, должно явиться главным содержанием исследований будущего. Выявление
влияния динамики АПЭ на эволюцию Горного Алтая и является основным содержанием дальнейшего изложения.
В начале текущего века стало ясно, что эволюция природы земной поверхности является следствием динамики АПЭ. Выяснилось, что в самых общих чертах ГГОЛ и ее верхняя часть – почвенный покров наиболее определенно доказывают неравномерность этого АПЭ во времени и как следствие – изменчивость экзогенных природных процессов в целом. Изучение фактических геологических
и географических особенностей строения географической оболочки средних широт Северного полушария на примере Алтае-Саянской горной страны, Алтая, Салаира и Кузнецкой котловины ясно показали, что концепция («сценарий») постепенного похолодания климата юго-восточной части обрамления Западной Сибири не подтверждается фактическим материалом. Она должна быть оставлена,
как ошибочная. Впереди решение важной, сложной, исключительно многообразной глобальной геологической проблемы – выяснение динамики земной поверхности и экзогенных геологических про-
19
цессов, как следствие динамики АПЭ. Первые шаги уже предприняты. Это, прежде всего, выявление
самих особенностей динамики АПЭ на протяжении истории изменений поверхности Земли всего фанерозоя, а также и более древних ее этапов [6, 7].
Другой стороной предстоящих исследований будет выяснение особенностей динамики геологических и географических процессов, как следствия динамики АПЭ. И здесь уже намечаются определенные успехи. Прежде всего, это конкретные результаты изучения климатических изменений в
средних широтах Северного полушария на примере Салаира, Кузнецкой котловины, Горного Алтая и
всей Алтае-Саянской горной области. Увязка фактического материала с глобальной динамикой АПЭ
автором настоящего сообщения вырисовывается в следующей последовательности.
Галактическое лето (поздний юрский и весь меловой периоды): высокий АПЭ, преобразование
древнего рельефа в условиях постоянно сохранявшегося тропического (относительно современности)
климата и избыточного увлажнения суши. Образование древней денудационной поверхности (ДДП),
длительная консервация поверхности гор, поверхностного стока и повсеместный активный грунтовый сток. Формирование основного горизонта палеоценовой коры Салаира, Горного Алтая и всей
Алтае-Саянской горной страны.
В совокупности, обрисованные экзогенные процессы явились причиной формирования единой
слабо расчлененной вершиной выровненной ДДП. Она образовалась в результате постепенного преобразования существовавшего в начале мезозоя расчлененного рельефа с преобладанием поверхности скальных пород в единый слаборасчлененный пенеплен. Длительно сохранялся высокий приток
АПЭ. Теперь он характеризуется как галактическое лето. Слагающие поверхность Земли скальные
породы подвергались высокотемпературному гипергенезу. Шло изменение состава выходящих на
поверхность скальных пород в единый покров гипергенного элювия, состоящего из самых устойчивых материалов, окислов кремния и алюминия. Происходило медленное длительное преобразование
верхней части ГГОЛ непосредственно подстилающей основание растительного покрова тропических
дождевых лесов в каолиновый аргиллит.
Поверхностный сток проявлялся слабо. Гидротермический баланс земной поверхности и ГГОЛ
характеризовались нисходящим перемещением влаги и выносом легко растворимых минералов вниз.
Этот нисходящий ток влаги сохранялся весьма длительное время. На суше он был характерен для
поздних этапов юрского периода и всего мелового. За это длительное время, непрерывно продолжавшегося около 100 миллионов лет, сформировался пенеплен. Его фрагменты сохранились до настоящего времени на всей территории Горного Алтая и Алтае-Саянской области в целом, как остаточные вершинные поверхности гор [4].
Около 65 миллионов лет назад в конце маастрихтского яруса произошло быстрое и весьма значительное уменьшение АПЭ. Ученые астрофизики характеризуют этот исторический момент как переход от галактического лета к галактической зиме [7]. Это не совсем так. Геологические исследования показали, что последующее время после окончания мезозойской эры, в датском ярусе климат в
умеренном поясе Северного полушария сохранился, как тропический. Это доказали палеонтологи [8].
Поэтому ранний кайнозой правильнее называть галактической осенью. Она продолжалась до ледникового периода, который начался около 10 млн лет назад. Тогда возник снежно-ледовый материк Антарктиды. Поверхность арктических глетчеров была безжизненной. Это время следует именовать галактической зимой.
Переход от галалета к галаосени произошел в конце маастрихтского яруса мезозоя. Глубина
этого перехода в корне изменила характер экзогенных процессов на поверхности всей планеты. С самого начала датского яруса, т. е. начала кайнозоя, постоянно влажный климат в умеренном и холодном поясах Северного полушария и всей Земли навсегда сменился климатом переменно влажным.
Глубокое преобразование всего комплекса геологических процессов произошло в условиях возрастания скорости поднятия и прогрессивного похолодания в Алтае-Саянской области.
Главным образом, по анализу геоморфологического фактора в пределах Горного Алтая, по
мнению автора, возможно, выделить три последовательных этапа развития горной страны.
1) Мезозой – формирование ДДП, внезапное окончание этапа – сокращение АПЭ. Продолжительность около 100 млн. лет.
2) Кайнозой доледниковый – первичное расчленение ДДП. Сокращение общей площади этой
поверхности, процесс расширения площади эрозионного долинного рельефа в условиях возрастания
активности общего тектонического воздымания всей горной страны. Длительность около 55 млн лет.
20
3) Преобразование высокогорного и среднегорного рельефа при возрастающей роли ледниковой деятельности, как прямого следствия снижения границы хионосферы, трансформация основных
эрозионных долин в трогово-каровые долины. Начальный этап – возникновение троговых долин.
Происхождение их это в действительности трансформация древних доледниковых эрозионных долин
в условиях малого притока АПЭ во время ледникового периода. Последующий этап – каровые формы
с базисом (основанием) на «плечики» трогов, т.е. верхний уровень ледников. Продолжительность
около 10 млн лет (вместе с голоценом).
Основа всей динамики общего комплекса экзогенных процессов – история изменений АПЭ на
протяжении мезозоя и кайнозоя. Практически мгновенный переход (в масштабе геологического времени) от галолето к галоосени, т.е. от конца маастрихта к началу датского яруса выяснен на основании изучения коры выветривания Салаира [9, 10]. Он характеризуется быстрым и глубоким уменьшением АПЭ [8], окончанием периода формирования гипергенного элювия, вымиранием около 200
групп мезозойской биоты [11] и образованием латеритового панциря коры выветривания. Датский
ярус – начало свойственного кайнозойской эре климата сезонного увлажнения. Для него характерны
активизация поверхностного стока, врез гидросети, начало формирования (сети местных) долин, а
также преобразование биоты (сезонная растительность, теплокровный животный мир суши) и кратковременный этап сокращения АПЭ. В палеогене произошло постепенное неравномерное по скорости сокращение АПЭ, прогрессивное похолодание, появление холодных сезонов, расчленение рельефа эрозионными процессами, активизация воздымания.
Позднекайнозойский доледниковый этап характеризуется дальнейшим уменьшением АПЭ до
бореально-ледникового климата, увеличением длительности холодных сезонов, похолоданием (гляциацией) и потеплениями (дегляциациями и интерстадиалами), возрастанием сезонных колебаний
климата, продолжением вреза гидросети, углублением и расширением долин в горах, сезонным замерзанием рек, развитием мерзлоты в высокогорьях. В соответствии с динамикой климата и особенностями тектонических процессов происходило преобразование растительности и животного мира.
Ясно отражается этот процесс и в результатах изучения субаэральных осадков (лёссы сначала красные, затем желтые).
Для ледникового периода (галактической зимы) характерны крайне изменчивый во времени
низкий АПЭ, чередование стадиальных и интерстадиальных климатических условий, расширение и
сокращение горных ледников, сезонное и многолетнее функционирование горных троговых и сопровождающих их каровых ледников. Характерно общее возрастание транспорта мелкозёма за пределы
горных долин. Своеобразным экзогенным фактором является неоднократное проявление катастрофических стоков преимущественно в периоды дегляциаций.
Литература
1. Шумилова Е.В Терригенные компоненты мезозойских и кайнозойских отложений Западно-Сибирской
низменности и их роль в палеогеографических реконструкциях. – Новосибирск: Изд-во Сиб. отд-ния АН СССР,
1963. – 120 с.
2. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийнокатастрофическая модель. – Томск: ТГУ, 1993. – 252 с.
3. Зятькова Л.К. Структурная геоморфология Алтае-Саянской горной области. – Новосибирск: Наука,
1977. – 214 с.
4. Чернов Г.А., Вдовин В.В., Окишев П.А. и др. Рельеф Алтае-Саянской горной области. – Новосибирск:
Наука, 1988. – 206 с.
5. Волин Ю.В. Современное горообразование. // Материалы к совещанию: Общие закономерности геологических явлений. – Л.: ВСЕГЕИ, 1965. – С. 70-74.
6. Соколов Б.С. Древняя жизнь и геологическое время // Эволюция жизни на Земле: Материалы IV Междунар. симпоз., 10-12 ноября 2010 г. – Томск: ТМЛ-Пресс, 2010. – С. 5-8.
7. Параев В.В., Еганов Э.А. Проблемы эволюции в аспекте галацентрической парадигмы // Там же. – С.
28-31.
8. Кулькова И.А., Волкова В.С. Ландшафты и климаты Западной Сибири в палеогене и неогене // Геология и геофизика. – 1997. – Т.38, № 3. – С. 581-595.
9. Казьмин С.П. Значение коры выветривания при изучении геолого-геоморфологической основы ландшафтов предгорной территории Западной Сибири // Рельеф и природопользование предгорных и низкогорных
территорий. – Барнаул: Изд-во Алт. ун-та, 2005. – С. 124-127.
10. Волков И.А., Казьмин С.П. Палеоценовая кора выветривания как важнейший хронологический репер
в геологии Западной Сибири // Вестн. ВГУ. Сер. геол. – 2007. – № 2. – С. 221-223.
11. Подобина В.М., Родыгин С.А. Историческая геология: Учеб. пособ. – Томск: Изд-во НТЛ, 2000. – 264 с.
21
КАРОВО-ТРОГОВЫЕ СТУПЕНЧАТЫЕ КОМПЛЕКСЫ
РАЙОНА г. МУНКУ-САРДЫК
Коваленко С.Н.1, Китов А.Д.2, Иванов Е.Н.2
1
Восточно-Сибирская государственная академия образования, г. Иркутск
2
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Основные формы рельефа горного массива Мунку-Сардык (главные водоразделы и отдельные
отроги хребтов, долины рек Оки и Иркута) были сформированы в результате деятельности ледников
второй половины среднего плейстоцена — самаровского и частично зырянского. Эти формы рельефа
значительно подработал и создал новые палеоледник Окинский. Область питания этого ледника находилась на водораздельной части рек Оки и Иркута. Ледник имел прогрессивный покровнодолинный тип и максимальных размеров достиг, вероятно, во время зырянского оледенения. Он заложил основные направления речных долин района в виде гигантских цирков (мегакаров).
Ледник Жохойский в последующее время распался на два подцирка-кара или направления регрессивного отступания палеоледника – Солярис и Верхне-Жохойский; Бело-Иркутный распался на
два – Контрастов и Великий Могол (Радде); Мугувекский тоже на два – Горелый и собственно Мугувекский; Буговекский на Ледяной и собственно Буговекский, а Буготинский на три направления троговых лестниц – Северо-Восточный, Восточный и собственно Буготинский.
Образование подцирков или направлений развития последующих регрессивных лестниц-каров
во всех выше обозначенных цирках, произошло во время формирования палеоледниковых каров
шестого уровня 8 тыс. лет назад, после межледникового периода сартанского оледенения. В современном рельефе главного водораздельного хребта эти цирки и, усложнявшие их в последующее время подцирки, фиксируются выпуклостями хребта к югу и формированием глубоких врезов долин рек
с северной стороны: Жохой, Белый Иркут, Мугувек, Буговек и Бугота. В свою очередь, выпуклости (в
плане) главного хребта в северном направлении фиксируют кары-цирки с южной стороны хребта с
долинами рек Западная, Джаргалант-Гол, Баян-Гол, Цаган-Сайран-Гол. В связи с этим, все ледниковые формы рельефа до шестого среднестатистического высотного уровня каров включительно являлись реликтовыми сартанского оледенения. При абляции и отступании эти ледники всегда гипсометрически выше имели мощные области питания. Отступали они в межледниковые периоды потеплений, а наступали или прекращали отступать и останавливались, иногда на длительное время, в периоды похолоданий, когда происходило формирование своеобразных форм ледникового рельефа, принимаемые многими исследователями за кары и троги — это расширения речных долин с выположенными руслами и аккумулятивным характером реки и широким развитием флювиогляциальных процессов — своеобразные зандровые площадки стагнационного ледника. При таких остановках или небольших осцилляциях, на конце отступающих языков льда формировались уступы и отлагались
мощные морены абляционно-осыпного типа. Большие мощности льда или длительное стояние концов ледников на одном месте приводило к классическому формированию обвальной морены, которая
создавала условия для образования двух стоков-прорывов в этих обрывах (стенках каров) – зарождению однопорядковых долин. В качестве многочисленных примеров можно указать на образование
двух долин в каре палеоледника (п/л) Усть-Иркутного, когда были заложены долины Среднего и Белого Иркута; в каре п/л Портулановского – долины рр. Белого Иркута и Мугувека; в каре п/л Лесного
– долина руч. Горелого и была продолжена долина р. Мугувека; в каре п/л Лесного, когда были заложены стоки п/л. Сухого и Пристенного. Формирование как минимум двух стоков льда – яркий и постоянный признак отступающих ледников – их визитная карточка, указывающая на ледовый характер
процессов, происходящих в данном каре. Никаких двух стоков, кроме центрального, часто переуглубленного, в снежных или нивально-эрозионных нишах и нагорных террасах не образуется.
После термического интергляциала 7,5–6,0 тыс. лет тому назад большая масса реликтового
льда, оставшегося от сартанского оледенения, стаяла, и масштабы последующих ледников в нашем
районе значительно уменьшились. Полное стаивание реликтовых ледников доказывается многими
исследователями для более северных районов. В комплексах ледниковых форм после этого времени
признаки древних, более мощных, ледников стали хорошо сохраняться. Они характеризуются экзарационным характером, т. к. их аккумуляционные части находились гипсометрически ниже.
Окончательно современный рельеф района был сформирован благодаря последовательной деятельности разновременных и разновысотных палеоледников регрессивной стадии, объединенных в
систему каров и трогов (лестницы из более чем восьми уровней каров и трогов), и деятельности флювиогляциальных и подледниковых вод, а также незначительной деятельности склоновых процессов в
22
перигляциальной, внеледниковой зоне. Например, нашими геоморфологическими исследованиями по
долинам Белого Иркута и Мугувека были установлены следующие среднестатистические высотные
уровни каров (СВУК), на которых формировались палеоледники: первый СВУК – Перетолчина, Радде, второй – Древне-Северный, ВСГАО, Горный, третий – Озерный, Эхойский, Промежуточный, четвертый – Пристенный, Сухой, Шатаевой, Уютный, Контрастов, пятый – Луговой, Конституции, Ровный, шестой – Лесной, Бело-Иркутный, седьмой – Портулановский и восьмой – Усть-Иркутный [1].
Точно такое же количество стадий деградации последнего оледенения почти в каждом горном
хребте Сибири выделяет Е.В. Максимов [2, 3]. Он и Ф.И. Цхурбаев [4] сопоставляют каровые уступы
в Восточном Саяне со стадиями последнего оледенения.
Установленную же нами карово-троговую лестницу района г. Мунку-Сардык удобнее и логически правильно описывать на данном уровне сбора информации, пользуясь морфологическим или
структурным подходом, выделяя одновозрастные генетически связанные и взаимообусловленные одним ледником гляциальные морфологические парагенезисы (ГМП) и, в случае объединения разновозрастных гляциальных форм или при возникновении затруднений и сомнений в соотнесении какихлибо структур одному леднику, – гляциальные морфологические комплексы (ГМК). Совокупность же
всех ГМК, созданных ледниками одной долины, одного отдельного горного элемента или небольшого горного отрога, мы предлагаем называть гляциальной морфологической системой (ГМС), а совокупность всех гляциальных форм района с многочисленными ГМС – гляциальным рельефом.
В состав каждого выделенного нами ГМК (всего выделено и изучено более 100 комплексов),
как правило, входит определенный набор гляциальных геоморфологических форм или структур: отрезок трога в виде расширения современной речной долины с относительно выположенным дном
(часто являющейся своеобразной зандровой площадкой более молодых ледников); псевдотеррасы
или плечи трогов, иногда нескольких уровней (вложенные троги); береговые, конечные, срединные
морены абляционного, абляционно-осыпного и осыпного типов (последние преобладают, в основном,
в наиболее гипсометрически высоких ГМК); устьевой ригель, сопровождающий висячие ГМК притоков; крутой, как правило, скальный уступ, в некоторых случаях, служащий или являющийся реликтовой стенкой кара возрожденного ледника данного ГМК; ярусные долины или маргинальные каналы
(они более характерны для древних ГМК седьмого или восьмого СВУК); эпигенетические ущелья,
трех морфологических типов: 1) берущих свое начало из притоков и текущих вдоль главной долины
вблизи нее, 2) долины прорыва, пересекающие водоразделы, 3) ложбины подледникового стока, формирующиеся водными потоками, текущими от края ледников вниз к центру трога. Ледники малой
ледниковой эпохи и современные (уровни 1, 2 и 3) являются уже чисто каровыми и практически не
имеют троговой части.
Здесь мы рассматриваем только ГМК. Выявление и описание ГМП, задача более сложная и пока решена только нами для ГМП 1–5 среднестатистических высотных уровней. Выявление и описание более древних ГМП будет решаться нами по мере сбора и обработки полевых материалов. Анализ космоснимков прилегающей территории Монголии подтверждает наши выводы. В долинах рек
южного склона хребта Мунку-Сардык, выделяется аналогичное количество каровых уровней, примерно на той же высоте и того же возраста, что и у нас.
Таблица
Возраст и последовательность гляциальных морфологических комплексов долин
рек Мугувек и Белый Иркут
23
Время экзарационной активности ледников, тыс. лет тому
Продолжительность последующего абляционного периода, тыс.
Название гляциального морфологического комплекса Окинский и др. УстьТип ледников Покровно-долинный Карово-троговый Каро-вый Первые два СВУК выделяются нами на основании детального изучения современных ледников, имеющих минимальную
высоту распространения открытого льда и конечных морен не ниже 2880 м (Перетолчина – 3000 м,
Радде – 2880, Бабочка – 2890 м, Пограничный – 3100 м, Жохойский – 2880 м). Их моренные отложения, а в некоторых случаях и ледники, перекрывают древние моренные отложения, локализующиеся
на относительно более низком СВУК в пределах от 2800 м до 3000 м (Древне-Северный, ВСГАО,
Древне-Жохойский и др.). Кроме того, пятый среднестатистический уровень нашей лестницы каров
подтвержден радиоуглеродным анализом древнего дерева, найденного нами в 2008 г. в морене п/л
Широкого в долине р. Буговек.
М.Г. Гросвальд и В.М. Сильницкая [5] относят свежий конечный вал морены перед концами
ледников в Саянах и Туве к ледниковому максимуму не древнее XVIII–XIX вв. (1700–1800 гг.).
Л.Н. Ивановский рекомендует относить их все же к началу 1600 гг. (XVII в.) и середине XIX в.
(1850 г.) [6, с. 131]. Подобные свежие морены описаны Г.М. Томиловым [7] в других местах Саян. К
середине позапрошлого века (1850 г.) относит почти все свежие морены М.В. Тронов [8].
Сопоставляя последовательность образования ледниковых форм рельефа с северной стороны
главной вершины с выше выделяемыми в регионе этапами осцилляций малого ледникового периода,
получаем двойственную картину.
Если придерживаться Л.Н. Ивановского [6], временем максимального развития Эхойского
уровня палеоледников следует считать 1450 г., Древне-Северного – 1600 г., Перетолчина – 1850 г., то
следующее мощное появление ледников в горах Сибири произойдет где-то в 2200 г., а ледник Перетолчина окончательно исчезнет к 2050–2100 гг.
Если следовать возрастным схемам М.В. Тронова [8], Г.М. Томилова [7], М.Г. Гросвальда и
В.М. Сильницкой [5], и перенести время максимального развития Древне-Северного ледника на
1750 г., а период с 1900 г. по 1850 г. считать временем максимального оледенения современного ледника Перетолчина, то новое оледенение должно было начаться в 2000 г., а ледник Перетолчина, следовательно, должен был давно стаять.
24
Погребенный лед
Истина, вероятно, находится где-то посередине. Мы предлагаем время максимального
существования палеоледника Древне-Северного
считать 1700 г., Перетолчина – 1900 г. (рис.), тогда время новой осцилляции следует считать
2050 г., когда в цирке с северной стороны
г. Мунку-Сардык возродится новый ледник (его
условно следует назвать Северным), а современный ледник Перетолчина окончательно стает в
ближайшие годы. При этом никакого увеличивающегося темпа потепления или похолодания
за последние 100 лет не наблюдается. Доказательством этого являются средние минимальные
температуры двух инструментально замеренных
периодов зим 1900–1907 гг. и 2006–2010 гг., разница между которыми составляет всего 0,2° С.
Литература
1. Коваленко С.Н. Гляциальная геоморфология
района г. Мунку-Сардык. Статья 1. Формы локального оледенения долин рек Мугувек и Белого Иркута //
Рис. План и разрез ледника Перетолчина 1900 г.
Вестник кафедры географии Восточно-Сибирской
(пунктиром показана современная граница распространегос. академии образования. – 2011. – № 1. – С. 38–62.
ния открытого льда, по С.П. Перетолчину [9], с нашими
2. Максимов Е.В. О происхождении террас
дополнениями).
Мондинской котловины в Восточном Саяне. – Изв.
ВГО. – 1965. – Т. 97, вып. 4. – С. 370–373.
3. Максимов Е.В. Кары как основной показатель динамики снеговой линии в горах // Докл. на ежегодных
чтениях памяти Л.С. Берга. – Л., 1968. – Т. 8 (14). – С. 93–117.
4. Цхурбаев Ф.И. Условия формирования, типы и строение золотоносных россыпей Южного Верхоленья.
– Якутск, 1971. –142 с.
5. Гросвальд М.Г., Сильницкая В.М. Современные ледники Саяно-Тувинского нагорья // Материалы гляциологических исследований. – М., 1964. – Вып. 10. – С. 281–285.
6. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор (на примере Сибири и Дальнего Востока). – Новосибирск: Наука, 1981. – 174 с.
7. Томилов Г.М. Современное оледенение юго-восточной части Восточного Саяна // Материалы гляциологических исследований. – М., 1965. – Вып. 11. – С. 87–91.
8. Тронов М.В. Очерки оледенения Алтая. – М., 1949. – 376 с.
9. Перетолчин С.П. Ледники хребта Мунку-Сардык. – Томск: Типо-литография Сиб. Печатного Дела,
1908. – 60 с.
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ПРИ РЕКОНСТРУКЦИИ
ПАЛЕОПУЛЬСАЦИЙ ГОРНО-ДОЛИННЫХ ЛЕДНИКОВ
Кокин О.В.
Мурманский морской биологический институт КНЦ РАН, г. Мурманск,
[email protected]
В настоящее время в современной гляциологии остается открытым вопрос причины и механизма ледниковых пульсаций [1, 2]. В связи с тем, что вопрос этот относительно молодой – понятие
«пульсирующие ледники» появилось только в 1960-е гг. [3, 4] – в гляциальной геоморфологии еще
недостаточно хорошо изучены вопросы формирования рельефа такими ледниками, отличия данного
морфогенеза от морфогенеза «нормальными» ледниками. Особенно важно выявлять по геоморфологическим признакам ледниковые пульсации, которые происходили в прошлом (палеопульсации), т.к.
краевые образования, сформированные в результате этого, не всегда могут свидетельствовать о климатических изменениях [2].
Зарубежные исследователи пытаются выявить в краевых ледниковых зонах формыиндикаторы, которые бы свидетельствовали о пульсирующем характере исследуемых ледников [5].
25
Анализ данных индикаторов (морены напора, гряды трещинных экструзий, зигзагообразные озы,
флютинг-морена, «хамокки-морейн», муравьиные кучи) приведен нами в статье [6]. Однако главный
недостаток такого подхода выявления палеопульсаций заключается в том, что значительная часть
рассмотренных форм рельефа встречается и у края непульсирующих ледников, а наиболее вероятные
геолого-геоморфологические индикаторы пульсирующих ледников (зигзагообразные озы, муравьиные кучи) весьма недолговечны.
В ходе изучения строения краевых зон ледников Альдегонда и Грёнфьорд (Зап. Шпицберген)
был предложен иной подход выявления палеопульсаций по геоморфологическим данным, с помощью
которого доказывается пульсирующий характер рассмотренных ледников в малом ледниковом периоде [7]. Данный подход основывается на анализе форм рельефа, несущих информацию о максимальных пределах распространения, направлении движения и хода деградации льда, и исходит из
представлений о характере движения льда пульсирующего ледника в его различные динамические
фазы (подвижки и стабилизации).
В стадию подвижки происходит резкое увеличение скорости движения льда, в результате чего
лед растрескивается, а ледник достигает своего максимального распространения за данный цикл
пульсации [8]. Таким образом, основное отличие подвижки пульсирующего ледника от наступания
«нормального» ледника заключается в более быстром движении льда, что может предопределять
конфигурацию краевых ледниковых образований, особенно при выходе долинных ледников за скальное обрамление на предгорную или прибрежную равнину. При медленном движении ледника лед успевает растекаться в стороны, формируя гряды боковых морен, повторяющих изгибы скального обрамления, а при выходе за него – расходящихся в разные стороны. При быстром движении ледника
лед не успевает растекаться, сохраняя прямолинейное движение, в результате чего формируются
спрямленные боковые морены, которые лежат на одной линии с бортами долины даже за пределами
скального обрамления, где отсутствуют борта, ограничивающие растекание ледника в стороны (при
условии отсутствия резкого выполаживания продольного профиля ложа за скальным обрамлением).
По завершении подвижки начинается стадия стабилизации – выдвинувшаяся часть ледника
омертвевает, а в его верховьях возобновляется накопление льда [8]. На выдвинувшейся части начинается ареальная деградация (понижение поверхности ледника) с участием термоэрозии, при этом ледниковый фронт некоторое время может находиться в стационарном положении, что способствует
формированию насыпных краевых морен. Затем, когда лед сильно утоньшается, к ареальной деградации добавляется фронтальная, которая протекает с большой скоростью и сопровождается образованием мертвых льдов. Таким образом, интенсивная деградация фронта, происходящая вслед за его
стационированием, может свидетельствовать о стадии стабилизации пульсирующего ледника, что
косвенно устанавливается по флювиогляциальным формам рельефа и отложениям и реконструкции
развития гидросети в прогляциальной зоне. Кроме того, результаты процессов, сопровождающих
таяние мертвых льдов, являются дополнительным аргументом в пользу палеопульсации.
Итак, для выявления палеопульсаций на основе изучения рельефа краевых зон ледников необходимо восстановить их динамику в прошлом отдельно для фазы наступания и для фазы отсупания.
Только наличие комплекса признаков, свидетельствующих о пульсирующем поведении ледника, может служить выводу о палеопульсации. Некоторые формы-индикаторы могут дополнительно подтверждать правильность такого вывода.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 10-05-00968).
Литература
1. Jiskoot H., Murray, T., Boyle P. Control on the distribution of surge-type glaciers in Svalbard // J. Glaciology. – 2000. – V. 46, № 154. – P. 412-422.
2. Кокин О.В. Пульсирующие ледники и гляциальная геоморфология // Материалы Всероссийской
конференции “Теория геоморфологии и ее приложение в региональных и глобальных исследованиях” (Чтения
памяти Н.А. Флоренсова). – Иркутск, 2010. – С. 96-97.
3. Harrison A.E. Glacier surges // J. Geophys. Res. – 1962. – Vol. 67, № 4.
4. Казанский А.Б. Результаты обследования области питания ледника Медвежьего // Геофиз. бюл. –
1965. – № 15. – С. 52-60.
5. Evans D.J.A., Rea B.R. Geomorphology and sedimentology of surging glaciers: a land-systems approach //
Annals of Glaciology. – 1999. – Vol. 28. – P. 75-82.
6. Кокин О.В. Геолого-геоморфологическая деятельность пульсирующих ледников // Вестник Моск.
гос. ун-та. Сер. геогр. – 2011. – C. 22-27.
26
7. Кокин О.В. Рельеф и отложения краевых зон ледников Западного Шпицбергена (на примере ледников Грёнфьорд и Альдегонда): Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – М.: МГУ, 2010. – 24 с.
8. Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Пульсирующие ледники. – Л.: Гидрометеоиздат, 1982. – 192 с.
СОВРЕМЕННАЯ ЭКЗАРАЦИОННАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ
ГОРНОЛЕДНИКОВОГО БАССЕЙНА АКТРУ (ЦЕНТРАЛЬНЫЙ АЛТАЙ)
Кузнецов А.С.
Институт мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, г. Томск
[email protected]
Вопросы, связанные с интенсивностью ледниковой эрозии, обсуждались на протяжении практически всего XX в. Впервые тему эрозионного воздействия ледника на ложе поднял А. Пенк [1], а
позднее развил Э. Мартонн [2]. Их идеи основаны на изменении скорости течения льда и силы трения
ледника о ложе. “…Оценка собственно эрозионной деятельности самих ледников сводится к выявлению закономерностей, прежде всего в степени активности самого ледникового образования в его гляциологическом понятии, посредством которого возможно оценить и его рельефообразующую роль.
Ввиду этого полученные выводы по ряду ледников могут быть рассмотрены, обобщены и распространены на смежные ледники целого района” [3].
Как было отмечено [2-5; и др.], эрозионная активность ледника зависит от его мощности и скорости течения льда по ложу. Наибольшей интенсивностью эрозионной деятельности обладают “тёплые ледники”. По оценкам ледниковой эрозии горных стран, средняя её интенсивность составляет от
1 до 6 мм/год. Т.е. в некоторых случаях она значительно превышает среднюю скорость эрозионных
процессов, происходящих на суше, вызванных другими агентами экзогенного рельефообразования. В
горах Тянь-Шаня, по объёму вытаявшей донной морены, скорости ледниковой эрозии определяются
от 0,1 до 0,4 мм/год [5]; по некоторым расчётам, для высокогорного Алтая скорость ледниковой эрозии составляет 2 мм/год [6].
Интенсивность ледниковой эрозии вдоль продольного профиля ложа может существенно изменяться. Наиболее активно эродируется поверхность тех участков, где снижается уклон ложа, и там,
где продольный профиль имеет вогнутое очертание. На этих участках мощность ледникового тела
достигает максимальных значений и увеличиваются напряжения сжатия во льду, что способствует
увеличению сил трения. На более крутых участках, где мощность льда и его давление относительно
малы, а движение глетчера представлено в основном скольжением, преобладает отщепление отдельных кусков материала, слагающего скальное ложе.
Максимальная мощность льда рассчитывалась нами по формуле:
Hmax=kτ/(ρHsinα),
(1)
где τ – напряжение сдвига; ρ – плотность льда, с учётом содержания моренного материала; H – мощность и α – угол наклона поверхности ледника; k=1+l/b (l и b – ширина и толщина ледникового потока, соответственно) [4].
Таким образом, в учёте максимально возможной мощности льда участвует фактор формы ледникового потока, коэффициент k.
Данная зависимость представляет предельную мощность льда при определённых углах наклона
поверхности, фактическая же мощность ледникового тела может быть как меньше расчётной, так и
существенно превышать её. М.В. Тронов в своей работе подчёркивал, что “источником свойств саморазвития ледников являются те изменения их баланса, которые зависят от поднятия или опускания
поверхности ледников либо вообще от изменений их размеров и состояния” [7].
Материал, поступающий в тело ледника, состоящий как из моренного материала так и поступающий с бортов долины, усиливает трение и интенсивность ледниковой эрозии в нижних слоях
льда, соприкасающегося с выступами и поверхностью ложа. Наибольшая интенсивность эродирующей способности ледника наблюдается на уровнях ниже зоны аккумуляции [4]; на этих уровнях отмечаются как максимальные скорости движения, так и наибольшее содержание во льду моренного
материала. У ледников, занимающих более высокое положение относительно снеговой линии, экзарационная способность достаточно мала. Снижение скоростей наблюдается в приконцевых частях
ледниковых языков – в зоне, где происходит разгрузка льда от моренного материала [3].
27
В пределах горноледникового бассейна располагается пять ледников – два ледника плоских
вершин (Водопадный и Кар Малого Актру) и три долинных ледника, а также один небольшой висячий ледник на вершине Караташ. Общая площадь оледенения составляет около 16 км2, или 35,7 % от
общей площади горноледникового бассейна. В настоящее время площадь оледенения, в связи с изменением климатических показателей, находится в регрессивном состоянии. Снеговая линия проходит
на высотах от 3200 м [8].
Ледник Левый Актру состоит из системы трёх выположенных площадок, соединенных ледопадами. Правый борт ледника представляет снежно-ледовую стенку с уклонами до 45°, с которой снег и
фирн переносятся лавинами к её подножию, особенно на язык ледника. Область абляции ледника отделена от фирнового бассейна скальным сбросом. Моренный покров в виде километровой гряды наблюдается ближе к правому борту языка. Наибольшая длина составляет 5,4 км, а общая площадь около 6 км2.
Многолетние исследования скоростей течения на ледниках в бассейне р. Актру показывают,
что поверхностная скорость течения льда в средней части ледника Левый Актру остаётся практически неизменной и её среднемноголетнее значение составляет 25-30 м/год. У конца ледникового языка
скорости течения падают до 6 м/год [3, 9]. По данным радиолокационного зондирования ледников
Алтая [8, 10], средняя мощность данного ледника составляет 90 м, а запасы льда оцениваются в 0,54
км3.
Нами были отобраны несколько проб льда на концевом поле ледника Левый Актру и в средней
его части. Исследования, проведённые в 2008 г., показывают, что содержание моренного материала
во льду весом 4,5 кг составляет 3-4% (обломки размером не более 6 см). У конца ледника на зандровом поле были установлены реперы, с целью выявления динамики накопления материала.
За один год данная поверхность увеличилась в высоту на 10 см. Учитывая, что площадь её составляет 4920 м2, следовательно, за один год с ледника только на зандровое поле поступило 492 м3
моренного материала, без учёта вынесенного материала водным потоком. Общий же объём удалённого материала предположительно составил не менее 2000 м3/год. Таким образом, скорость ледниковой эрозии Левого Актру нами оценивается приблизительно в 0,25-0,3 мм/год. На ледник поступает
достаточно большое количество крупных обломков с окружающих его склонов, что в значительной
степени пополняет моренный материал, переносимый глетчером. Расчетная мощность льда (Hmax) по
формуле (1) составляет 56,3 м.
Ледник Правый Актру занимает площадь 5,15 км2, длина его основного потока – около 4,5 км,
является вторым по величине ледником бассейна. Он окружён острыми ледораздельными гребнями,
поднимающимися над поверхностью ледника на 500-600 м. В средней части поток ледника разделён
скалистым гребнем-останцом длиной более 1 км, вследствие чего ледник имеет двуязычный ледопадный спуск к нижнему концевому полю, где разделённые ледниковые ветви соединяются вновь.
Нижнее поле ледника на 70% покрыто плащом моренного материала, особенно его конечная часть.
Продольные боковые и срединные моренные валы со льдом внутри возвышаются над чистой
ледниковой поверхностью на несколько метров, простираясь вверх по леднику до высоты 3100-3200
м. Чистые поверхности ледника на концевом поле несут на себе множество форм микрорельефа, обязанных своим происхождением усиленной абляции на сравнительно низком высотном уровне (24502475 м). Абляционные и ледниково-солифлюкционные процессы, действующие у конца ледника,
создали пересечённый рельеф с множеством всевозможных промоин, острых ледяных гребешков,
воронок оседания, готов и т.д. [3]. Толщина льда в средней части ледника, по данным зондирования,
составляет 80-100 м [10]. Объемы льда оцениваются в 0,288 км3 [8].
В срединной части ледника поверхностные скорости течения льда достаточно высоки и составляют от 30 м/год. А у конца ледника, в области разгрузки льда от моренного материала, они падают и
составляют 6 – 8 м/год, что немного выше, чем у ледника Левый Актру [3]. По расчётам М.А. Душкина, объём выносимого моренного материала составляет 3600 м3/год, скорость ледниковой эрозии –
0,28 – 0,3 мм/год. Расчетная мощность льда (Hmax) согласно формуле (1), составляет 57,82 м.
Ледник Малый Актру – третий по величине в бассейне. Его площадь – 2,83 км2, ледник расположен в южной части бассейна и занимает крутопадающую ледниковую долину. Конец языка ледника спускается до высоты 2300 м. Верхняя, большая часть ледниковой поверхности почти горизонтальна и формирует область питания, расположенную в пределах высот 3100-3200 м.
Борта долины относительно поверхности льда невысоки, но крутые и скалистые, до половины
закрытые слоем фирна и снега; окаймляют вогнутый, чашеобразный фирновый бассейн. Зона аккумуляции в виде крутого ледопада переходит в область абляции. По мере продвижения вниз леднико-
28
вый язык выполаживается. Справа к нему примыкает заморененный участок льда шириной 150 м [3],
объемы льда составляют 0,245 км3 [8]. Наибольшая длина ледника – 4,2 км. Средняя мощность льда
составляет 85 м, а максимальная (235 м) находится в области питания ледника под склонами вершины Снежная [10].
Нами были отобраны пробы льда с ледника Малый Актру. Их анализ показал, что содержание
моренного материала несколько выше, чем у Левого Актру и составляет 3,98 % от веса пробы. В работах М.А. Душкина [3] указывается меньшее значение (2,6 %). Увеличенное количество материала
во льду связано, скорее всего, с тем, что в лёд вовлекается материал донной морены, активно поступающий вместе с талой водой по внутриледниковым каналам.
Средние многолетние скорости течения льда немного меньшие, чем у соседних ледников, и в
средней части достигают 18-20 м/год. В приконцевых участках ледникового языка скорости течения
падают до 3,5-4 м/год [3]. Учитывая объёмы расхода льда и объёмы моренного материала, содержащегося в нем, скорость эрозии, по нашим данным составит 0,18-0,2 мм/год, М.А. Душкин приводит
цифру в 0,12-0,15 мм/год [3], что немного отличается от данных, полученных нами. Расчетная мощность льда (Hmax) по формуле (1) составляет 34,3 м.
Ледник плоской вершины Водопадный менее активен в геоморфологическом плане, перед концом языка практически нет моренных валов, а само течение ледника спокойное, без значительных
трещин. Площадь ледника – 0,75 км2, длина языка – 1,4 км, его нижняя отметка находится на высоте
3050 м. Общий объём льда, содержащийся в леднике, оценивается в 0,041 км3 [8], средняя мощность
льда 54,7 м [10]. Скорости течения глетчера, за период многолетних наблюдений, колеблются в пределах 13-14 м/год в средней части, а в приконцевых областях составляют 2–3 м/год [3]. По расчётам
М.А. Душкина, ежегодные расходы льда оцениваются в 10500 м3, а вынос моренного материала при
этом составит 115 м3 [3], т.е. процентное содержание моренного материала не превышает 1,1 от общего объёма. Проведённые нами исследования и расчёты показали немного большие значения содержания морены – до 1,2% от общего объема. Таким образом, при тех же расходах льда, вынос моренного материала составит 126 м3, а скорость ледниковой эрозии – 0,16 мм/год (0,09-0,12 [3]). Расчетная мощность льда (Hmax) по формуле (1) – 62,72 м.
Можно сделать некоторые выводы относительно экзарационной способности и скорости ледниковой эрозии отдельных ледников в бассейне р. Актру:
1. Наибольшее содержание моренного материала во льду присуще крупным долинным ледникам Большого Актру. По всей видимости, это связано с активным поступлением материала с бортов
долины, что в недостаточной степени отражает эрозионную активность ледников. Величина эрозионной деятельности таких ледников составляет 0,25-0,3 мм/год.
2. Различие данных 1974 и 2009 годов на леднике Малый Актру обосновано значительным сокращением ледникового языка и вовлечением в движение материала донной морены. Тем не менее,
полученные нами данные (0,18-0,2 мм/год) мы считаем наиболее приемлемыми, так как поверхностные морены на леднике недостаточно развиты, в отличие от более крупных ледников.
3. Наименьшая скорость ледниковой эрозии наблюдается у ледника Водопадный – 0,16
мм/год. Величина эрозии у данного плосковершинного ледника, по всей видимости, отражает реальное эродирующее действие глетчера на подстилающую поверхность.
4. В среднем по горноледниковому бассейну ледниковая эрозия составляет – 0,235 мм/год.
5. У крупных долинных ледников горноледникового бассейна р. Актру, как правило, фактическая мощность льда превышает расчётную. Это, скорее всего, связано с подпруживанием льда. Для
ледника Левый Актру данный эффект усиливают значительные перегибы ложа в долине, по которой
течёт лёд. Подпруживание потока ледника Правый Актру создаётся достаточно резким снижением
скоростей в области абляции, здесь располагаются обширные поля, перекрытые весьма мощным моренным чехлом, который препятствует таянию концевых полей ледника и способствует увеличению
мощности льда на более высоких гипсометрических уровнях. У ледника Малый Актру увеличение
толщины льда связано с тем, что на участках, расположенных ниже крутого ледопада, угол наклона
ложа в достаточно резкой степени снижается, во льду создаются продольные напряжения сжатия,
которые уменьшают величину напряжения сдвига. Соответственно толщина льда на таких участках в
значительной степени может превысить теоретическую. Характер течения таких ледников представлен в основном вязкопластическим.
6. На леднике Водопадный расчётная величина (Hmax) более чем на десять метров выше, в
сравнении с фактической. В целом углы наклона поверхности по всей длине ледникового языка ос-
29
таются в основном неизменными. Течение ледника спокойное, и отсутствуют значительные трещины, что свидетельствует о стабильном напряжении сдвига на всём протяжении потока. Уменьшение
поверхности ледника определяется отрицательным балансом между аккумуляцией и абляцией, а отток льда у плосковершинного ледника осуществляется в основном за счёт глыбового скольжения.
7. Максимальные величины эрозионной деятельности и толщина льда принадлежат в основном “тёплым” ледникам, характер течения которых представлен вязкопластическим типом. Минимальная эрозия и толщина льда наблюдается у плосковершинного “холодного” ледника, характер
движения такого ледника приобретает черты глыбового скольжения.
Работа выполнена в лаборатории самоорганизации геосистем под руководством Позднякова
А.В. в рамках Программы фундаментальных исследований СО РАН (Проект 7.10.1.3.).
Литература
1. Penk A. Die Übertiefung der Alpentäler // Verh. Des 7 Intern. Geogr. Kongr. – Berlin, 1899, 1900.
2. Чернова Л.П. Интенсивность ледниковой эрозии и её связь с расходом льда в ледниках // Геоморфология. – 1974. – № 4. – С. 12-18
3. Душкин М.А. Формирование современных морен на концевом поле ледника Большой Актру // Гляциология Алтая. – Томск, 1964. – Вып. 3. – С. 101-114.
4. Войтковский К.Ф. Основы гляциологии. – М.: Наука, 1999. – 255 с.
5. Иверонова М.И. Процессы формирования современных морен в Тянь-Шане // Труды Ин-та географии
АН СССР. М., 1952. – Вып. 49.
6. Непоп Р.К. Численная оценка скоростей экзогенных процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун
в голоцене. Дис. … канд. геогр. наук. – Иркутск, 2007. – 205 с.
7. Тронов М.В. Проблема развития ледников. – Томск: Изд-во Томск. гос. ун-та, 1960. – 115 с.
8. Нарожный Ю.К., Никитин С.А. и др. Горноледниковый бассейн Актру: новые морфометрические и
ресурсные характеристики // Вопросы гляциологии Сибири. – Томск, 2006. – Вып. 26. – С. 67-74
9. Материалы наблюдений на горноледниковых бассейнах МГД в Советском Союзе. – Л.: Гидрометеоиздат, 1987. – Вып. 2. – 302 с.
10. Никитин С.А.. Некоторые особенности строения ложа ледников Алтая по данным радиолокационного
зондирования // Вопросы гляциологии Сибири. – Томск, 2006. – Вып. 26. – С. 60-66.
30
ЧЕТВЕРТИЧНОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ ГОРНЫХ РАЙОНОВ НИЖНЕГО ПРИАМУРЬЯ
Махинов А.Н.
Институт водных и экологических проблем ДВО РАН, г. Хабаровск, [email protected]
Значительный вклад в изучение древнего оледенения континентальных районов Северной Евразии внес Л.Н. Ивановский. В его обобщающем труде [1] рассмотрены многие теоретические вопросы гляциальной геоморфологии горных территорий. Эта монография и сейчас остается настольной
книгой всех изучающих древние и современные оледенения гор. Особое внимание Л.Н. Ивановский
уделял корректности использования материалов геоморфологических исследований для палеогеографических выводов. Большую роль в этом он отводил пониманию механизма формирования различных форм ледникового рельефа. Данный подход остается таким же актуальным и в настоящее
время.
В оледенении Дальнего Востока важное значение имело его расположение в непосредственной
близости к Тихому океану. Получая большее количество осадков по сравнению с континентальными
районами Сибири, ледники дальневосточного региона на тех же широтах располагались на более
низких высотных отметках. Градиент снижения снеговой границы в сторону моря был существенным. Так, например, ее высота в хр. Сунтар-Хаята опускалась до 850-900 м, а в прибрежных районах
до 500-550 м. Ледники своих максимальных размеров достигали в среднечетвертичное время. Они
образовывали у южного подножья гор на Охото-Кухтуйской равнине покров шириной до 50 км, не
доходивший 100 км до современного берега Охотского моря [2].
Наличие высоких горных хребтов и массивов, низкие температуры и большое количество осадков создавали также условия для оледенения южных районов Дальнего Востока, носившего сложное
пространственное распространение на его территории. Следы оледенения встречаются во многих
горных районах, но занимают незначительную площадь и плохо выражены в современном рельефе.
Поэтому изученность ледникового рельефа здесь намного слабее по сравнению с северными районами региона.
Оледенение в холодные эпохи четвертичного времени было установлено в вершинном поясе
многих горных хребтов Нижнего Приамурья. Впервые эти данные были обобщены Н.П. Саврасовым
[3], выявившим многочисленные кары, троговые долины и морены в хребтах Буреинского нагорья.
Он указывал также на возможность оледенения Северного Сихотэ-Алиня и хребтов между Баджалом
и долиной Амура. Впоследствии ледниковые формы рельефа более подробно были изучены на высоких горных массивах Сихотэ-Алиня [4-8], хребтах Тыльский, Эткиль-Янканский [9], Тайканский [10],
Мевачан [11] и других.
Плохая сохранность ледниковых форм рельефа и моренных отложений в южных районах
Дальнего Востока обусловлена большой активностью эрозионно-денудационных процессов в условиях значительной горизонтальной (более 1,2 км/км2) и вертикальной (400-1000 м) расчлененности
рельефа, высоких колебаний температур, достигающих 90о С, и большого количества атмосферных
осадков (700-1100 мм). Поэтому ледниковый рельеф даже последнего оледенения частично преобразован и по своим морфологическим особенностям имеет более древний облик по сравнению с аналогичными формами в Восточной Сибири.
В последние десятилетия, несмотря на ограниченность экспедиционных исследований, получены новые данные, дающие возможность расширить имеющиеся представления о масштабах и характере четвертичного оледенения в регионе. Одним из методических приемов, позволяющих установить неоднократность оледенений в пределах единой горной страны, служит выявление ледниковых
форм рельефа на относительно невысоких горных массивах, не подвергавшихся оледенению в более
позднюю холодную эпоху. Находки полуразрушенных каров, значительно преобразованных эрозионными и денудационными процессами, наличие скоплений валунов размером до 2-3 м в поперечнике в отложениях долин ряда водотоков, берущих начало с высоких горных массивов, свидетельствуют о широком и своеобразном распространении оледенения в четвертичном периоде в Нижнем Приамурье.
Современный климат территории на большей части характеризуется отрицательной среднегодовой температурой. В направлении с севера на юг вдоль побережий Охотского и Японского морей
от п. Тугур до п. Де-Кастри температура повышается от минус 3,3о до минус 1,3о. Это низкие показатели для территории, расположенной между от 54о и 51о с. ш. В горах с высотой температура снижается до минус 2,5о (метеостанция Сихотэ-Алинь, абс. отм. 714 м), т. е. градиент составляет около
0,17о С на 100 м. Следовательно, на высоте 2000 м средняя годовая температура воздуха может дос-
31
тигать минус 4,5о С. Такие же температуры характерны для горных хребтов и массивов Нижнего
Приамурья и в горах более континентальных районов в бассейне р. Амгунь. На северном СихотэАлине на высотах более 1500 м имеется многолетняя мерзлота и хорошо выраженные разнообразные
формы мерзлотного рельефа, солифлюкционные терраски, полигональные грунты, глинистые медальоны, курумы и др.
В подобных климатических условиях в верхнем поясе гор современные снежники, образованные в основном метелевым переносом, сохраняются на затененных склонах до конца июня. Наледи
на побережье Тугурского и Ульбанского заливов не тают в отдельные годы до начала августа. В этой
части Охотского моря нередко скапливаются морские льды, сохраняющиеся до августа. В центральной части Сихотэ-Алиня в начале сентября 1980 г. в днище кара в истоках реки Кафэ на абс. высоте
1400 м между валунами нами были обнаружены прослойки льда, накопившегося зимой и сохранившегося в течение всего лета.
Вдоль правобережья Амура и побережья Татарского пролива имеется ряд горных массивов высотой более 900 м. Среди них горы Каменный гребень (969 м), Черемховского (1011 м), Снежная
(1022 м), Шаман (1181 м), Пик (1508 м), Заоблачная (1456 м), Мар (1486 м) и некоторые другие. Наиболее хорошо ледниковые формы рельефа выражены на склонах горного массива Черемховского.
Здесь обнаружены сильно преобразованные последующими процессами ледниковые кары размером
2,0-2,5 км в поперечнике, врезанные в склоны гор на глубину 350-450 м. Три кара ориентированы на
север и два – на юг. Днища каров располагаются на высотах 500-550 м над у.м.
Сравнение морфологических особенностей молодых ледниковых каров гор. Ко и Черемховского позволил выявить их основные различия. В днищах каров г. Черемховского имеются постоянные
водотоки, как правило, сливающиеся из двух малых ручьев, берущих начало в разных частях единого
днища кара. В водосборных воронках каждый такой приток образует хорошо выраженную собственную воронку, что отличает их от преобразованных ледниковых форм рельефа.
В карах г. Черемховского отсутствуют ригели. В результате эрозионных процессов они оказались практически полностью разрушенными в основном за счет эрозионных процессов. Лишь в некоторых карах сохранились их морфологически слабо выраженные в рельефе остатки в виде увалистых
выступов. Кары г. Черемховского имеют более значительные размеры и выположенные склоны. Если
учесть, что на крутых склонах молодых каров г. Ко в настоящее время активно происходят обвальноосыпные процессы, то за несколько десятков тысяч лет за счет отступания склонов кары могли увеличиться в размерах на 200-300 м. При этом наиболее сильно отступили верхние наиболее крутые
склоны каров. Обвально-осыпные уступы превратились в крутые склоны, покрытые курумами и глыбисто-щебнистыми отложениями.
В массиве г. Заоблачная в верховьях правого притока р. Бол. Дчигдони также имеется форма
рельефа, представляющая собой полуразрушенный ледниковый кар, открытый в северном направлении. Аналогичные формы выявлены в массиве с абс. высотой 1613 м в бассейне р. Удумин. Высота
стенки сильно преобразованного кара составляет около 200 м, а днище расположено на отметке 1400
м над у.м.
Ледниковые формы чаще встречаются на горных массивах, имеющих несколько высоких вершин, и размеры в несколько десятков квадратных километров. Отдельные горные вершины в центральной части Северного Сихотэ-Алиня (г. Пик, 1508 м, г. Яко-Яни, 1955 м и др.), несмотря на
большую высоту, не имели условий для накопления значительных масс снега на своих крутых склонах. Поэтому в их пределах ледниковые формы отсутствуют. Следует отметить, что ближе к морскому побережью высота горных массивов, на которых имеются ледниковые формы рельефа, существенно ниже, чем в континентальных районах.
Нижнеамурская горная система расположена вдоль левобережья Нижнего Амура. Она состоит
из ряда субпараллельных низкогорных хребтов, разделенных межгорными впадинами и имеющих
близкие высоты. Среди них выделяются хребты Омельдинский (с максимальной высотой 1567 м),
Кивун (1372 м), Магу (1251 м), Омальский (943 м), Мевачан (999 м), Чаятын (1143 м) и ряд других.
Вблизи морского побережья имеются отдельные изолированные друг от друга горные массивы, характеризующиеся условиями для формирования в их пределах в период похолодания небольших каровых ледников. Среди них выделяются горы Орел (1097 м), Чаданян (972 м), Сахарная Голова (1044
м) и некоторые другие.
Изолированный массив г. Орел общей площадью около 200 кв. км расположен в 15 км к западу
от побережья залива Екатерины. Малые водотоки бассейна р. Ул берут начало на северном склоне
горы из обширных чашеобразных углублений, морфологически похожих на разрушенные ледниковые кары. Они отличаются размерами и формой склонов от водосборных воронок в истоках других
32
водотоков, берущих начало на южных и западных склонах этой же горы. Существенное различие
между ними заключается в следующем. В карах склоны имеют четко выраженную вогнутую форму с
длинными пологими нижними частями. Врезающийся в ровное или пологосклонное днище кара водоток формирует долину за счет регрессивной глубинной эрозии и не в силах полностью преобразовать поверхность, созданную экзарационной деятельностью ледника. В водосборных воронках склоны обычно прямые или слабовогнутые, что обусловлено контролирующей ролью водотоков в формировании их склонов.
В истоках руч. Бирсалали на северо-восточном склоне г. Орел кар сохранился лучше других и
морфологически очень похож на кары г. Черемховского. В долине ручья в толще аллювиальных отложений нередко встречаются крупные достаточно хорошо окатанные валуны размером до 2-3 м в
поперечнике. Они не образуют морфологически выраженных форм рельефа и распространяются на
значительное расстояние вниз по реке. Отдельные валуны встречаются в долине реки Левый Ул ниже
устья руч. Бирсалали на расстоянии 12-15 км от разрушенного ледникового кара. Ледник в истоках
руч. Бирсалали не протягивался далеко в долину. Валуны, состоящие из устойчивых к выветриванию
горных пород, вероятно, выносились вниз по течению водноледниковыми потоками при таянии ледника, а также подвергались многократному переотложению в процессе углубления долины ручья.
В четвертичное время оледенению подвергались также наиболее высокие горные массивы
хребта Мевачан. Достаточно отчетливо следы оледенения выражены в районе горы Чаданян в осевой
части хребта, откуда берут начало крупные притоки реки Мухтель – ручьи Чадай и Мангули. На северном склоне горы Чаданян и восточном склоне одной из вершин вблизи г. Кутэканджа расположены небольшие кароподобные формы рельефа. Они ориентированы соответственно в долины истоков
ручьев Скальный (приток ручья Правый Мангули) и Кутэканджа. Наибольшая ширина каров составляет 1,1 и 0,8 км. Днища разрушены более поздними эрозионными и денудационными процессами и
их остатки располагаются на высотах 600-500 м. Аналогичная форма рельефа находится на северном
склоне горы Мангуны (815,2 м). Здесь в истоках реки Левая Осельга днище кароподобной воронки
находится на высоте около 500 м.
Сильная преобразованность каров, достаточно глубокий врез в их днище водотоков свидетельствуют о более древнем, чем позднечетвертичный, возрасте. Возможно, это следы максимального на
Дальнем Востоке оледенения, коррелирующегося с ранней фазой оледенения Сихотэ-Алиня, остатки
отложений которого обнаружены в окрестностях горного массива Ко [7].
В континентальных районах уровень снеговой линии располагался существенно выше, чем
вблизи морского побережья. Поэтому здесь ледниковые формы разновременных оледенений формировались в близких высотных диапазонах. К тому же количество атмосферных осадков в этих районах было существенно меньше, чем в прибрежных. В настоящее время эта разница составляет около
200 мм. Следовательно, на невысоких горных массивах условия для образования ледников отсутствовали.
Ярким примером может служить оледенение Эткиль-Янканского хребта. В центральной его
части выделяется наиболее возвышенный массив с максимальной высотой 1631 м. Его юговосточные склоны расчленены серией хорошо выраженных в рельефе каров с днищами на абсолютных высотах 1300-1350 м. По степени сохранности в рельефе они несомненно относятся к последнему оледенению. В то же время на ниже расположенных массивах какого-либо подобия ледниковых
форм не отмечено. Вполне вероятно, что сформировавшиеся в более раннюю холодную эпоху на таких низких высотах кары стали местом образования небольших ледников в последнюю эпоху похолодания лишь благодаря созданным ранее условиям, а именно наличию готовых для формирования
ледников каров.
Таким образом, масштабы оледенения Нижнего Приамурья были существенно большими, чем
это считалось ранее. На побережье снижение снеговой линии было самым значительным в предшествующую последнему оледенению ледниковую эпоху. Небольшие долинные и каровые ледники формировались в прибрежных районах на горных массивах высотой более 900 м. В континентальных
районах (Буреинское нагорье, центральная часть горной системы Сихотэ-Алинь) оледенение охватывало лишь массивы высотой более 1400-1500 м. Здесь формировались долинные, седловинные и каровые ледники.
В последнюю ледниковую эпоху в прибрежной части Нижнего Приамурья ледники не формировались и вследствие большой активности процессов физического выветривания пород и высокой
подвижности рыхлых отложений на склонах ледниковые кары разрушались. В континентальной части территории это оледенение было также менее интенсивным, но многие существовавшие до него
кары вследствие специфических климатических особенностей региона были заняты ледниками.
33
В послеледниковье в разрушении ледниковых форм рельефа большую роль играли эрозионные
процессы. Однако их интенсивное преобразование не уничтожило основные морфологические черты,
присущие наиболее выразительным гляциальным формам рельефа – крупным ледниковым карам.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор (на примере Сибири и Дальнего Востока). – Новосибирск: Наука, 1981. – 174 с.
2. Ананьев Г.С., Ананьева Э.Г., Бодрова О.В. и др. Геоморфологический анализ областей древнего вулканизма (на примере Северного Приохотья). – Владивосток, ДВО АН СССР, 1988. – 236 с.
3. Саврасов Н.П. О следах древнего оледенения в южной части Дальнего Востока // Вопросы географии
Дальнего Востока. Сб. 1. – Хабаровск: Дальневост. гос. изд-во, 1949. – С. 70-80.
4. Ганешин Г.С. Четвертичное оледенение Сихотэ-Алиня // Материалы по четвертичной геологии и геоморфологии СССР. ВСЕГЕИ, нов. серия. Вып. 2. – Л.: Гостоптехиздат, 1959. – С. 132-146.
5. Соловьев В.В. Следы древнего оледенения и перигляциальных условий в южном Приморье // Труды
ВСЕГЕИ, нов. серия. – 1961. – Т. 64. – С. 141-148.
6. Чемеков Ю.Ф. Древние оледенения Дальнего Востока СССР // Материалы ВСЕГЕИ. – 1961. – Вып. 42,
№ 3. – С. 139-175.
7. Готванский В.И. Горный массив Тардоки-Яни // Геология, геоморфология, полезные ископаемые Приамурья. – Л., 1969. – № 3 (74). – С. 159-168.
8. Готванский В.И., Махинов А.Н. Новые данные о распространении следов четвертичного оледенения
на Сихотэ-Алине // Известия ВГО. – 1983. – Т. 115, вып. 2. – С. 154-159.
9. Чемеков Ю.Ф. Снеговая линия последнего верхнечетвертичного оледенения на юге Дальнего Востока
СССР // Известия АН СССР. Сер. геогр. – 1961. – № 6. – С. 73-87.
10. Сохин В.К., Шаров Л.А. О горно-долинном оледенении хребта Тайканского // Проблемы изучения
четвертичного периода. – Хабаровск, 1968. – С. 231.
11. Махинов А.Н. Рельеф // Природное наследие Дальнего Востока. Озеро Мухтеля. – Владивосток:
Дальнаука, 2010. – С. 9-25.
ПОЗДНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВЫЕ И ГОЛОЦЕНОВЫЕ ЛЕДНИКОВЫЕ СОБЫТИЯ
В ГОРАХ ПРИБАЙКАЛЬЯ: ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ,
МАСШТАБЫ И ХРОНОЛОГИЯ
Осипов Э.Ю.
Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Хорошо сохранившиеся в рельефе следы четвертичного оледенения Прибайкалья (конечные и
береговые морены, кары и цирки, троговые долины и др.) стали активно исследоваться с 40-50-х годов прошлого века [1, 2]. Анализ геолого-геоморфологических материалов позволил разным исследователям выделить от одного до четырех самостоятельных плейстоценовых ледниковий, причем зачастую они коррелировались с ледниковыми схемами Альп или Западной Сибири. Региональные исследования двух последних десятилетий показали, что ледниковых событий было гораздо больше. В
донных отложениях озера Байкал следы ледниковой активности представлены глинистыми слоями
(бездиатомовыми) с включениями более грубого материала [3]. Наиболее древние ледниковоайсберговые отложения в осадочном разрезе датируются поздним плиоценом – 2,8 млн лет [4]. За
время плейстоцена (~ последние 1,8 млн лет) было выявлено не менее тридцати «ледниковых прослоев», ритмично чередующихся с межледниковыми диатомитами. Эти ритмы хорошо коррелируются с
орбитально обусловленными колебаниями климата, установленными по океаническим глубоководным осадкам, ледовым кернам Гренландии и Антарктиды, китайским лессам. Таким образом, глобальные изменения климата приводили к появлению и исчезновению ледников не только на равнинах, но и в горах Северного полушария. Вопрос о синхронности или метахронности ледниковых событий в разных горных районах Евразии пока остается открытым из-за недостатка количественных
гляциологических реконструкций, особенно с хорошим хронологическим обоснованием. Более или
менее исследована эволюция оледенения в приморских секторах северного полушария, в то время
как реакция горных ледников внутриконтинентальных районов на глобальные изменения климата
еще до конца не расшифрована. Особенно это касается сибирского сектора Азии. Даже Российский
Алтай – наиболее изученный горный район Сибири – не является эталоном из-за недостатка надежных абсолютных датировок. В последнее время в Прибайкалье был проведен целый ряд исследова-
34
ний, в результате которых получены новые данные об эволюции оледенения в регионе. Климатические реконструкции, основанные на анализе пыльцы, диатомовых и геохимических индикаторов свидетельствуют о смене ландшафтно-климатических обстановок, сопоставимых с другими климатическими летописями северного полушария [5].
Наземные геоморфологические исследования показали, что ледниковые отложения позднего
плейстоцена (~ 130-10 т.л.н.) на байкальском побережье хорошо коррелируются с морскими изотопными стадиями (МИС) 4-2. Более древние морены зырянского времени (МИС 4) сохранились во многих районах Северобайкальской впадины (Кичеро-Верхнеангарская равнина, бухта Фролиха, Ширильды). Они выражены в рельефе в виде сильно денудированных моренных гряд и валов. В подводной части Северобайкальской впадины представлены конусы ледниково-озерной аккумуляции, расположенные напротив устьев главных трогов [6].
Более молодая генерация ледниковых отложений Байкальской впадины коррелируются нами с
МИС 2 или т.н. Последним Ледниковым Максимумом (ПЛМ). Конечные и береговые морены сартанского времени (МИС 2) хорошо выражены морфологически на побережье озера или в нижних отрезках речных долин (Рель, Фролиха, Томпуда, Выдриная). Границы ледников ПЛМ были реконструированы по положению конечных и береговых морен, а также тримлайнов [7]. Хронологическую базу
реконструкции составили имеющиеся 14C и 10Be датировки из ледниковых, озерных, торфяноболотных и эоловых отложений байкальского побережья. Локальный максимум хорошо маркируется
появлением следов айсбергового разноса (IRD) в донных осадках Байкала ~18000 (14C) л.н. [8]. Тип
оледенения на большей части территории контролировался подстилающим горным рельефом. Оледенение было горно-долинным с элементами горно-покровного (сетчатого) с выдвижением ледниковых
языков во впадины, в т.ч. в озеро Байкал (например, в районе Томпуды). По всей видимости, ледники
в МИС 2 имели немного меньшее распространение чем в МИС 4 (и МИС 6). Общая площадь ледников оценивается ~13000 км2, объем льда ~2000 км3 (или 1800 км3 в водном эквиваленте). Средняя высота границы питания на ледниках (региональная снеговая линия), рассчитанная на основе морфологии их поверхности составляла 1290±240 м, т.е. на 970-1630 м (в среднем на 1340 м) ниже современной (теоретической из-за отсутствия ледников) в зависимости от экспозиции макросклонов. Результаты гляциоклиматического моделирования показали, что при 25-50% сокращении количества атмосферных осадков в водосборе от современного уровня летние температуры во время ПЛМ были ниже
на 6-12º C, причем доля твердых атмосферных осадков в общем количестве увеличивалась до 85%.
Кроме того, ледники не могли не влиять на гидрологический режим озера Байкал. По данным гляциоклиматического моделирования годовой сток талых вод в озеро составлял 6-9 км3 (до 60% приходной
части водного баланса) и, таким образом, контролировал его уровень при резком сокращении речного
притока (главным образом, Селенги). При этом уровень озера был близок к современному, что предполагает существование ангарского стока, хотя ранее считалось, что во время оледенений уровень
озера падал на десятки метров [9]. Следы «низкого уровня» озера, в действительности, выражены в
виде эрозионных несогласий в дельтовом комплексе р. Селенги и проливе Ольхонские Ворота [7], а
также подводных террас в Северном Байкале [7]. Гидрологическое моделирование показало, что ~ 40
м падение уровня озера было возможно на переходе МИС 3 / МИС 2 при возрастании эффективного
испарения в водосборном бассейне Байкала на фоне общего похолодания климата (с последующим
восстановлением уровня до современного во время ледникового максимума).
Согласно 10Be-датам из максимальной конечной морены Выдриной (юго-восточное побережье
Байкала) дегляциация началась не позднее 13-15 т.л.н. [10], т.е. синхронно с потеплением БёллингАллёред [11]. Вероятно, процессы дегляциации обусловили изменения в гидрологическом режиме
озера и формирование его низких террас. Во время последующего похолодания Позднего Дриаса (~
12,8-11,5 т.л.н.) ледники уже не достигали байкальского побережья, во всяком случае, на южном Байкале. Дальнейшая динамика ледников (стадийность отступания) в горах Прибайкалья еще слабо исследована, отчасти из-за недостатка датированных «постмаксимальных» морен и сопряженных с ними рыхлых отложений. Согласно нашим данным, последняя дегляциация (на переходе МИС 2 / МИС
1) произошла относительно быстро и к 11-12 т.л.н. ледники были ограничены только верховьями троговых долин. В региональной литературе имеются единичные сведения о таких моренах, однако
большая их часть нуждается в уточнении и подтверждении. Например, в долине р. Кичеры (Северный Байкал) С.С. Осадчим было установлено 11 разновысотных моренных комплексов [12]. В верховьях р. Снежной (хребет Хамар-Дабан) известно 5 морен на высоте 1300-1600 м, одна из которых
датируется по 14C 11200±10 л.н. (или 13100 кал.л.н.) [13], что соответствует позднедриасовому похолоданию. Похоже, что это единственная (!) 14C-датировка из всех «верхних» морен Прибайкалья.
Считается, что «моренные ряды» в Прибайкалье значительно короче, чем в других горных районах,
35
например, на Алтае, и это объясняется их уничтожением при сходе селей, наводнений и обвалов [14].
Альтернативное объяснение «укороченного моренного ряда» заключается в том, что колебания голоценовых ледников были примерно одинаковы и древние морены оказались перекрыты более молодыми [15].
Лучше всего были исследованы самые молодые (позднеголоценовые) конечные морены в бассейнах, включающих современные ледники, главным образом, на Кодаре [16]. Эти морены не задернованы, отстоят от края ледников на сотни метров и условно коррелируются с Малым Ледниковым
Периодом (МЛП). К сожалению, ни одна из морен не имеет абсолютных датировок. По некоторым
оценкам [17] со времени МЛП до 1950-80-х гг. ледники Кодара отступили в среднем на 130 м по длине и на 19 м по высоте, что значительно меньше, чем на Алтае или в горах Северо-Востока. Выполненное нами исследование кодарских ледников с использованием космических снимков среднего и
высокого разрешения (Landsat и IRS-P5 Cartosat-1) показало, что за период 1850-2009 гг. их площадь
сократилась на 55% (т.е. со скоростью 0,35% в год), хотя скорость дегляциации менялась со временем. Высокий темп дегляциации наблюдался в 1963-2009 гг. (0,53% в год), а относительно низкий – в
1850-1963 (0,20% в год). Усиление интенсивности дегляциации хорошо коррелируется с трендом повышения региональной летней температуры воздуха хорошо заметным в период 1965-2009 гг. (+0,04
ºC/год). Следует отметить, что наиболее заметное повышение температуры воздуха, вызвавшее интенсивную деградацию горных ледников, отмечается во многих районах Земли именно для последней трети XX века [18].
Таким образом, схожесть разномасштабных летописей оледенения и климата Прибайкалья с
другими регионами Северного полушария может свидетельствовать о единой природе климатических
и гляциологических изменений. Всестороннее понимание особенностей климатического отклика
внутриконтинентальных районов (например, гор Прибайкалья) на глобальные изменения возможно
за счет расширения базы экспериментальных гляцио-геоморфологических данных и получения независимых климатических летописей высокого разрешения.
Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант
№11-05-00713).
Литература
1. Думитрашко Н.В. Геоморфология и палеогеография Байкальской горной области // Труды ИГ АН
СССР. – М: Изд-во АН СССР, 1952. – Т. 55, вып. 9. – 191 с.
2. Ламакин В.В. Байкальский тип четвертичного оледенения // Известия ВГО. – 1953. – Т. 85, вып. 2. –
С. 139-153.
3. Грачев М.А., Лихошвай Е.В., Воробьева С.С. и др. Сигналы палеоклиматов верхнего плейстоцена в
осадках озера Байкал // Геология и геофизика. – 1997. – Т. 38, № 5. – С. 957-980.
4. Кузьмин М.И., Карабанов Е.Б., Каваи Т. и др. Глубоководное бурение на Байкале – основные результаты // Геология и геофизика. – 2001. – Т. 42, № 1-2. – С. 8-34.
5. Bond G., Kromer B., Beer J. et al. Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene.// Science. – 2001. – Vol. 294 (5549). – P. 2130-2136.
6. Back S., De Batist M., Kirillov P. et al. The Frolikha fan: a large Pleistocene glaciolacustrine outwash fan in
Northern Lake Baikal, Siberia // Journal of Sedimentary Research. – 1998. – Vol. 68, № 5. – P. 841-849.
7. Osipov E.Y., Khlystov O.M. Glaciers and meltwater flux to Lake Baikal during the Last Glacial Maximum
// Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. – 2010. – Vol. 294 (1-2). – P. 4-15.
8. Horiuchi K., Minoura K., Hoshino K. et al. Palaeoenvironmental history of Lake Baikal during the last
23000 years // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. – 2000. – Vol. 157. – P. 95-108.
9. Urabe, A., Tateishi, M., Inouchi, Y., Matsuoka, H., Inoue, T., Dmytriev, A., Khlystov, O.M. Lake-level
changes during the past 100,000 years at Lake Baikal, southern Siberia // Quaternary Research. – 2004. – Vol. 62. – P.
214–222.
10. Horiuchi K., Matsuzaki H., Osipov E. et al. Cosmogenic 10Be and 26Al dating of erratic boulders in the
southern coastal area of Lake Baikal, Siberia // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research. – 2004. – Vol.
223 (24). – P. 633-638.
11. Stuiver M., Grootes P.M. GISP2 oxygen isotope ratios // Quaternary Research. – 2000. – Vol. 53 (3). – P.
277-284.
12. Осадчий С.С. К проблеме соотношения плювиальных и ледниковых эпох на территории Забайкальского Севера // Позднекайнозойская история озер в СССР. – Новосибирск: Наука, 1982. – С. 61-71.
13. Заморуев В.В. О характере и возрасте четвертичного оледенения гор Южного Забайкалья и Прибайкалья // Хронология ледникового века. – Л.: Изд-во ГО СССР, 1971. – С. 92-100.
14. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор (на примере Сибири и Дальнего Востока). – Новосибирск: Наука, 1981. – 174 с.
15. Соломина О.Н. Горное оледенение Северной Евразии в голоцене. – М.: Научный мир, 1999. – 272 с.
36
16. Преображенский В.С. Кодарский ледниковый район (Забайкалье). – М.: Изд-во АН СССР, 1960. –
№ 4. – 74 с.
17. Solomina O.N. Retreat of mountain glaciers of northern Eurasia since the Little Ice Age maximum // Annals
of Glaciology. – 2000. – Vol. 31. – P. 26-30.
18. IPCC, 2007: Summary for Policymakers // Climate Change: The Physical Science Basis. Contribution of
Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. – New York:
Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, 2007.
ОЦЕНКА ПАЛЕОКЛИМАТИЧЕСКИХ ИЗМЕНЕНИЙ НА АЛТАЕ
НА ОСНОВЕ ДАННЫХ ВЫСОКОГОРНЫХ ЛЕДНИКОВЫХ КЕРНОВ
Папина Т.С. 1, Малыгина Н.С. 1, Швиковски М. 2
1
Институт водных и экологических проблем СО РАН, г. Барнаул, [email protected]
2
Институт им. Пауля Шеррера, Виллиген, Швейцария
Современные исследования ледовых кернов тропических и умеренных широт показывают, что
внутриконтинентальные ледники действительно содержат уникальные записи изменений климата и
окружающей среды в прошлые эпохи за периоды от десятков лет до тысячелетий. Такая информация
является более значимой для истории развития человечества, чем полученная из полярных регионов,
так как подавляющее большинство населения (около 70%) живет в тропических и средних широтах.
Кроме того, глобальные модели циркуляции предсказывают, что наибольшее влияние глобального
потепления будет наблюдаться внутри континента [1].
Точность палеоклиматических и палеоэкологических реконструкций во многом зависит от репрезентативности выбора места отбора высокогорного ледового керна относительно конкретного
ледника и региона в целом. При этом рекомендуется соблюдать следующие критерии выбора точки
отбора:
- наибольшие абсолютные высоты (выше 4000 м для ледников умеренных широт и выше 5000 м
для ледников тропических широт) для исключения нарушения химической и изотопной стратиграфии;
- обязательна круглогодичная аккумуляция твердых осадков (в виде снега), при возможных незначительных ветровых перераспределениях и эрозии [2];
- чашеобразная форма и относительно плоская топографическая поверхность для минимизации
влияния движения ледника и негомогенного осадконакопления [3].
Необходимо также отметить, что для получения достоверных данных в результате кернового
бурения требуется соблюдение специально разработанной техники «ультрачистого протокола» [4, 5]
на всех этапах работ, начиная с подготовки инструментария и оборудования для отбора керна и заканчивая непосредственно анализом проб. Данная техника впервые была применена и обоснована
для исследований содержания тяжелых металлов в снеге и ледовых кернах полярных регионов [6].
Материалы, полученные без соблюдения этой техники (до середины 1980-х годов), в настоящее время большей частью признаны несостоятельными [7].
Использование современных методов исследования (IC, AFS, ICP-OES ICP-MS и т.д.) с соблюдением техники «ультрачистого протокола» позволяют достоверно определять с очень высокой точностью ультранизкие концентрации изотопов и химических элементов (до нг/л и ниже). Однако в
связи со значительной трудоемкостью и дороговизной гляциохимических анализов часто результаты
единичных определений экстраполируют на значительный временной интервал и получают так называемые «обобщенные картины», которые существенно сглажены и могут не отражать пики концентраций, соответствующих значимым палеоклиматическим и палеоэкологическим событиям. Таким
образом, частота разрешения (шаг опробования) наряду с методом анализа и условиями выполнения
«ультрачистого протокола» также во многом определяет степень достоверности палеоклиматических
и палеоэкологических данных.
Метод непрерывного плавления и анализа в потоке (CIM), примененный для ледового керна,
является быстрым и точным методом, позволяющим анализировать ледовый керн с высоким разрешением. Он имеет преимущества по сравнению с классическим методом, при котором процедура
пробоподготовки (нарезка и очистка проб) является весьма интенсивной и трудоемкой, что ограничивает количество проб и дает для большинства анализируемых элементов грубое разрешение по глу-
37
бине (около 10-20 см). Новым методом может быть достигнуто пространственное разрешение около 1
см. Данный метод был применен как для анализа основных ионов с ионно-хроматографическим
окончанием [8], так и для следовых элементов с ICP-SFMS окончанием [9].
Интерпретация результатов представляет сложную и многопараметровую задачу. Установление
надежной хронологии – основная проблема при интерпретации ледовых записей. Методы датирования были улучшены, используя первичный подсчет годовых слоев по одному или более сезонноварьирующим сигналам. Неопределенность подсчета уменьшается нахождением стратиграфических
маркеров (атмосферных ядерных взрывов, вулканических событий, 210Pb).
Существенное искажение при интерпретации данных кернового бурения могут вносить инфильтрующиеся талые воды. Частичное растворение отложенных с осадками аэрозолей и эоловых
частиц, миграция ионов с инфильтрующимися водами, переотложение и вынос вещества вниз по разрезу обусловливают интенсивную деминерализацию снежного покрова. Вместе с тем происходит и
вторичное обогащение химического состава снежно-фирновой толщи вплоть до глубины инфильтрации. Вторичные пики концентраций ионов часто приурочены к ледяным прослоям в фирновой толще.
Перераспределение химического состава снега происходит в зависимости от миграционной способности различных ионов: SО42+>Сl->>Na+>Mg2+>Ca2+>K+ [10, 11]. Нерастворимые включения практически не подвержены интенсивному вымыванию и переотложению инфильтрующимися талыми водами и жидкими осадками.
Несмотря на вышеупомянутые проблемы, палеореконструкция данных, заключенных в кернах
льда, позволяет получить уникальную как прямую, так и косвенную информацию [12]. При этом основой для реконструкции палеотемператур служит изотопный состав кислорода (δ18О), который связан со среднегодовой температурой воздуха прямым соотношением. Для каждого региона это соотношение рассчитывают по данным сети станций IAEA/WMO за пять десятилетий, т.к. для каждого
региона вид связи δ18О с температурой различен.
Реконструкцию палеотемператур на основе δ18О в ледовом керне седловины г. Белуха (Катунский хребет, Алтай) осуществляли с привлечением данных, полученных в режиме реального времени
по сети IAEA GNIP [13, 14]. Ежемесячные данные для 1990-х годов были получены по девяти станциям Центральной Азии (700-1200 в. д. и 350-600 с. ш.). Эти станции не испытывают на себе значительного влияния муссонной циркуляции, поэтому дают хорошую возможность для реконструкции
Tповерх. (температура поверхности ледника) по данным δ18О [15, 16], кроме того, были привлечены
единичные данные, полученные для 1996–2000 гг. на станции Улан-Батор (Монголия).
Зависимость средних значений δ18О в осадках и средних значений Tповерх ледника с марта по ноябрь (т.к. основное осадконакопление на г. Белуха приходится в этот период – 80%) имеет вид:
δ18О=(0.55±0.26)Tповерх-(16,9±3,2)‰,
0
Значения 0,55‰/ C находятся в соответствии с данными, полученными для высокогорных районов Центральной Азии, например, на Тянь-Шане (δ18О = 0.60 Tповерх- 5.6‰ [17]), а также для большей части северного Тибета (δ18О = 0.60 Tповерх- 12‰ [18, 19]).
На основании проведенных расчетов для ледового керна седловины г. Белуха был построен
профиль δ18О, характеризующийся последовательными высокочастотными изменениями, отражающими сезонные колебания температуры. Первоначальный 40-летний период (начиная с 1810 г.) относительно холодных температур отмечается до середины 19 в., который, начиная с 1860-х гг., сменяется резким потеплением. Линейный тренд восстановленных по данным δ18О палеотемператур (с конца
холодной фазы Малого ледникового периода) показывает устойчивое потепление на Алтае: на
2,5±1,7 0С за последние 150 лет и на 1,6±0,4 0С за последние столетие. Эти изменения температур существенно выше средних значений для Северного полушария – 0,6 ±0,2 0С [20].
Литература
1. Schwikowski M. Environmental records preserved in mild- and low-latitude glaciers. Habilitationsschrift.
Laboratory for Radiochemistry and Environmental Chemistry. Paul Scherrer Institut. – 2005. – 238 p.
2. Schotterer J., Stichler W. and Ginot P. The influence of post-depositional effects on ice core studies: examples from the Alps, Andes, and Altai, in Earth Paleoenvironments: Record preserved in Mid and Low Latitude Glaciers
// Academic Publishers. – 2003. – P. 39-60.
3. Oliver S. Atmospheric and climate history of the past two centuries from Belukha ice core, Siberian Altai.
Inauguraldissertation. Der Philosophisch-naturwissenschaftlichen fakultät der Universität Bern. – Bern, 2004. – 82 p.
4. Boutron C. F. A clean laboratory for determination of ultralow concentration of heavy metals // Fresenius'
Journal of Analytical Chemistry. – 1990. – Vol. 337(5). – P. 482-91.
5. Ferrari C.P., Moreau A.L. and Boutron C.F. Clean conditions for the determination of ultra-low levels of
mercury in ice and snow samples // Fresenius J. Anal. Chem. – 2000. – Vol. 366. – P. 433-437.
38
6. Boutron C.F., Vandal G.M., Fitzgerald W.F. and Ferrari C.P. A forty year record of mercury in central
Greenland snow // Geophys. Research Letters. – 1998. – Vol. 25. – P. 3315-3318.
7. Sheppard D.S., Patterson J.E. and McAdam, M.K. Mercury in Antarctic snow: further results // Atmos. Environ. – 1991. – Vol. 25. – P. 1657-1660.
8. Hubera T.M., Schwikowski M., Gäggeler H.W. Continuous melting and ion chromatographic analyses of ice
cores // Journal of Chromatography. – 2001. – Vol. 920. – P. 193-200.
9. Knüsel S., Piguet D.E., Schwikowski M., Gäggeler H.W. Accuracy of continuous ice-core trace-element
analysis by inductively coupled plasma sector field mass spectrometry // Environ. Sci. Technol.. – 2003. – Vol. 37. – P.
2267-2273.
10. Архипов С.М. Закономерности-формирования изотопно-геохимического состава // Режим и эволюция полярных ледниковых покровов. – СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. – С. 127-140.
11. Eichler A., Schwikowski M., Gäggeler H.W. Meltwater-induced relocation of chemical species in Alpine
firn // J. Tellus, Series B-Chemical and Physical Meteorology. – 2001. – Vol. 53. – 192 p.
12. Михаленко В.Н. Глубинное строение ледников тропических и умеренных широт. – М.: Изд-во ЛКИ,
2008. – 320 с.
13. IAEA/WMO, 2004: International Atomic Energy Agency/World Meteorological Organization (2004),
Global Network of Isotopes in Precipitation, The GNIP Database, http: //isohis.iaea.org, Vienna.
14. Rozanski, K., L. Aragua´s-Aragua´s, and R. Gonfiantini Isotope patterns in modern global precipitation, in
Climate Change in Continental Isotopic Records // Geophys. Monogr. Ser. – 1993. – Vol. 78. – P. 1-36.
15. Aragua´s-Aragua´s, L., K. Froehlich, and K. Rozanski Stable isotope composition of precipitation over
southeast Asia // J. Geophys. Res.. – 1998. – Vol. 103(D22), №28. – P. 721–28, 742.
16. Tian, L., V. Masson-Delmotte, M. Stievenard, T. Yao, and J. Jouzel Tibetan Plateau summer monsoon
northward extent revealed by measurements of water stable isotopes // J. Geophys. Res. – 2001. – Vol. 106(D22),
28,081-28,088.
17. Aizen, V., E. Aizen, J. Melack, and T. Martma Isotopic measurements of precipitation on central Asian glaciers (southeastern Tibet, northern Himalayas, central Tien Shan) // J. Geophys. Res. – 1996. – Vol. 101(D4). – P. 91859196.
18. Yao, T., and L. G. Thompson Trends and features of climatic changes in the past 5000 years recorded by the
Dunde ice core // Ann. Glaciol. – 1992. – Vol. 16. – P. 21-24.
19. Lin, P. N., L. G. Thompson, M. E. Davis, and E. Mosley-Thompson 1000 years of climatic change in China:
Ice core d 18 O evidence // Ann. Glaciol. – 1995. – Vol. 21. – P. 189-195.
20. МГЭИК, 2007: Изменения климата: Обобщающий доклад. Вклад рабочих групп I, II, и III в четвертый доклад об оценке Межправительственной группы экспертов по изменению климата. – Женева, 2007. – 104 с.
ПРИНЦИПЫ САМООРГАНИЗАЦИИ ГЛЯЦИАЛЬНЫХ СИСТЕМ
И ВОЗМОЖНЫЙ МЕХАНИЗМ ОБРАЗОВАНИЯ ЛЕДНИКОВОГО ПОКРОВА
Поздняков А.В.
Институт мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, г. Томск,
[email protected]
Введение. К настоящему времени собрано значительное количество фактов и артефактов, системный анализ которых раскрывает существование противоречий в отношении событий, связанных с
"великим покровным оледенением". На мой взгляд, теория покровного оледенения имеет исторически складывавшийся контингентный характер – ошибочность одних положений дополнялась ошибочностью других. Увлекшись идеей эволюционно и циклически изменяющихся климатических условий на Земле, периодически приводивших к развитию оледенений (как полагается, в позднем плейстоцене на территории северной части Европы и Северной Америки существовал Панарктический
ледник мощностью до 3 км), исследователи "обходили" не укладывавшиеся в эти представления факты. А артефактам (неустановленного генезиса событиям) придавалась исключительная значимость.
Существующие противоречия можно снять, если опираться на методологию системного анализа и
самоорганизации.
Факты, не согласующиеся с "теорией великого оледенения" в плейстоцене.
- "..существование десятков видов растений с реликтовыми ареалами (включая эндемы) на территориях, якобы подвергавшихся сплошному оледенению" [1];
- непрерывное существование в течение 55000 лет, вплоть до голоцена, "мамонтовой фауны" на
территории предполагаемого покровного оледенения в Западной Сибири и на островах Северного
Ледовитого океана (Новосибирские острова);
39
- на основе анализа радиокарбоновым методом многочисленных проб органических остатков,
отобранных из разрезов отложений в различных районах Канады и США, установлено, что "во время
ледниковой стадии фармдейл (26000-23000 лет назад) в Канаде и на севере США произрастали леса..." [2];
- "почти непрерывный ряд датировок (интервалы между ними не превышают 3000 лет) указывает, что сплошного материкового оледенения Фенноскандии в течение отрезка времени от более
40 000 до 15 000 лет назад не было" [2];
- нахождения морской фауны и микрофауны в толщах позднекайнозойских отложений в районах предполагаемого оледенения в Прибалтике и северных областях России и Канады [3].
К этим фактам следует добавить еще один в форме вопроса: как оказались тюлени – животные
морей Северного Ледовитого океана – в Байкале, Каспийском море, Ладожском и Онежском озерах, в
Сайменских озерах Финляндии? Ни одного научно обоснованного ответа на них до сих пор не представлено.
Ледниковый покров – самоорганизующаяся система. Существует множество определений
понятия "самоорганизация". Применительно к самоорганизующимся геосистемам наше определение
таково: самоорганизацией называется самопроизвольно протекающий процесс кооперации элементов, ведущий к образованию систем, способных к самосохранению. Структурная кооперация элементов осуществляется благодаря их имманентным свойствам; для начала этого процесса необходима
совокупность условий, образующих среду (самоорганизующуюся систему более высокого ранга), питающую геосистемы энергией и веществом (в широком смысле – и информацией).
Ледниковые щиты, как и океаны, континенты и пр., в иерархии геосистем, относятся к наивысшему их рангу – к глобальным самоорганизующимся, следовательно – и саморегулирующимся
системам. Принципы саморегуляции у всех геосистем одни и те же, различия состоят в особенностях
обмена веществом и энергией со средой и другими системами. Ледниковые щиты формируются и
эволюционируют вследствие глобального обмена веществом и энергией, поступающих в воздушных
потоках, за счет чего осуществляется саморегуляция и достигается устойчивость системы.
Элементами, образующими ледниковую систему, являются разнообразные имманентные свойства веществ, образующихся из воды: снег, лед, дождевые осадки и пр.; базисное основание, поверхность – S, с которой эти осадки не могут мгновенно удаляться под действием силы тяжести или воздействия ветра (воздушных струй). Вступая во взаимодействие, в образовании ледниковой системы
участвуют следующие свойства, выполняющие роль элементов системы: 1 – вязкость
или внутреннее трение, благодаря которому образующееся из снега и льда тело не может мгновенно менять
свою форму и пространственные координаты; 2 – высота y(t,x) поверхности льда и высота h(t,x) базисной поверхности, следовательно, и их уклоны α, под воздействием внешних сил меняющиеся во
времени t и по площади S (в одномерном варианте по длине или профилю – x); толщина ледника
(мощность) m, равная: m = y(t,x) – h(t,x). Элементом ледниковой системы является также количество
q(t,x) выпадающих на поверхность снежных осадков, которые выполняют функцию входной характеристики ледниковой геосистемы. Выходными характеристиками ледниковой геосистемы являются
две: 1) размеры тела ледника – толщина m(t,x) ледового покрова, следовательно, его масса P(t) и объем W(t); форма поверхности; 2) расход q льда в зоне абляции, м3/год: q=v м/год Lм2.
Все вышеперечисленные элементы образуют инвариант структуры ледниковой системы – минимальную совокупность элементов, предполагающую ее образование и динамику.
Обратные связи и емкость среды ледниковой системы. Самоорганизация и развитие гляциальных геосистем, как и всех других типов геоморфосистем (ГС), осуществляется с насыщением, конечным состоянием которого является динамическое равновесие [4]. Четко выраженная направленность развития ГС к динамическому равновесию достигается благодаря регулирующему действию
обратных связей. Эту роль выполняют два показателя ГС: ее собственные размеры (площадь, высота,
объем, масса и пр.) и емкость среды (в частности, площадь территории с климатическими условиями,
предполагающими накопление снега). Обмен веществом при саморегуляции ледниковой системы
осуществляется за счет обратной отрицательной связи, действующей в отношениях: размеры ледникового покрова (высота поверхности, площадь) ↔ количество выпадающих осадков на его поверхности; увеличение размеров ледникового щита ведет к уменьшению количества выпадающих осадков.
Данный тип саморегуляции можно считать глобальным: сама система ледниковый щит влияет на
глобальную циркуляцию воздушных масс и на обмен веществом и энергией.
Существуют и внутренние механизмы саморегуляции с обратной отрицательной связью. По
мере увеличения толщины h(t) льда нарастает давление Р(t) = ρgh(t) на нижние слои льда. Согласно
современным данным о физических свойствах льда, его пластические свойства и обусловливаемая
40
ими ползучесть проявляются при достижении мощности слоя h=10 м, когда давление составляет 100
кПа/м2 . С этого момента динамика ледникового покрова осуществляется по схеме: выпадение осадков w(t) → увеличение толщины h(t) ледника → увеличение силы давления Р(t,h) → ползучесть (выдавливание нижележащих слоев за счет сжатия) → уменьшение прироста толщины ∆h(t) слоев. В
данном процессе ползучесть играет роль обратной отрицательной связи, демпфирующей накопление
льда, объективно предполагающей существование предельной толщины Н льда и развитие процесса с
насыщением по логистическому закону.
Возможный механизм самоорганизации гляциальных систем вследствие импактного воздействия.
Динамика глобальных процессов определяется не только лишь постепенным переходом количественных изменений в качественные. На процессы с медленными эволюционными и направленными изменениями в истории развития Земли спорадически накладывались внешние воздействия, игравшие роль триггеров и вызывавшие качественные изменения процессов на поверхности Земли и в
ее внутренних оболочках. Триггерный эффект заключается в мгновенном скачкообразном внешнем
воздействии на тот или иной объект каких-либо сил, в результате чего создаются принципиально
иные условия для образования и развития гетерогенных систем по отношению к существующим. Это,
например, инициирование падением камня небольших снежных лавин, образование грязе-каменных
потоков вследствие кратковременного дождя большой интенсивности. Триггерные эффекты различаются по силе вызываемых ими воздействий на существующие до них системы.
Вероятно, к самым сильным внешним воздействиям, приводившим к изменениям направления
эволюционного развития в глобальном масштабе, относятся столкновения с Землей астероидов.
В настоящее время на материках установлено более 200 астроблем разного возраста, и с каждым годом открываются новые. Учитывая разницу в площадях поверхности океанов и суши, число столкновений астероидов с Землей в пределах ее акваторий должно быть, как минимум, в три раза большим.
Представляется, что "всемирные потопы", о которых говорится в преданиях народов, живших в разных частях света, были связаны именно с падением астероидов в океаны. Современных фактов достаточно для системного обоснования возможности таких потопов и начала похолодания на Земле,
сопровождающегося оледенением в результате падения астероида, например, в пределах акватории
Северного Ледовитого океана. Во всяком случае, такая модель снимает множество противоречий в
современных представлениях о покровном оледенении Земли и объясняет появление морских животных в озерах на значительном удалении от северных морей.
Алгоритм развития процесса. Исследования проблемы столкновения космических тел с Землей, проводившиеся в России [5, 6] и за рубежом, подтверждают давно высказанное положение
Ю. Шумейкера [7], что соударение космических тел является фундаментальным процессом в формировании планет земной группы. По мнению A.M. Гудвина [8], В.Е. Хаина [9] и др., ударное воздействие приводило к образованию гигантских ударных бассейнов и вызывало мантийную конвекцию.
Частота столкновений зависит от размера космических обломков (астероидов крупных размеров значительно меньше, чем мелких) и от интервала времени (при увеличении времени вероятность
столкновений приближается к единице). Так, падение астероидов размером около 1 м происходит
ежегодно, а размером 5-10 км – один раз в 20-200 млн лет [10].
Согласно результатам моделирования [11], столкновение с Землей астероида 1950 DA размером 1 км может произойти 16 марта 2880 г. Если это случится в пределах Атлантического океана, то
возникнет волна высотой более 120 м. При падении астероида диаметром более 3 км объем испаряемой воды окажется сравнимым с общим количеством воды, содержащимся в атмосфере над тропопаузой. Можно полагать, что в плейстоцене произошло падение астероида в пределах акватории Северного Ледовитого океана, о чем, вероятно, свидетельствует распространение в озерах (Байкал, Ладожское, Каспийское море) морских животных – тюленей и рыб.
Возможный сценарий изменения природной среды при падении астероида в Северном
Ледовитом океане. При столкновении астероида с водной поверхностью могут формироваться волны двух типов: поверхностные волны, образующиеся непосредственно от удара, и волны цунами,
формирующиеся в случае взрыва астероида на дне. Кроме того, при столкновении астероида с водной
поверхностью возможно образование кумулятивной струи [12].
Кумулятивная водная (скорее, водно-паровая) струя формируется, если движущееся со скоростью v тело при соприкосновении с водной поверхностью образует с ней угол α. В этом случае скорость кумулятивной струи будет составлять: u=v ctg α/2 (рис.). При скорости движения астероида в
момент удара 5 км/сек и α=300 скорость кумулятивной струи составит u=4.3 км/сек. Скорость для воды настолько огромная, что эта струя будет распыляться на значительных пространствах. Выбрасы-
41
вание в атмосферу значительных объемов воды вызовет
интенсивное
и длительное выпадение осадков, причем,
/s
km
,
v, k
учитывая широту местности (в границах Северного Поu
m/s
лярного круга), преимущественно в твердом виде.
Скорость движения волн цунами прямо зависит
от глубины взрыва (глубины Н моря в месте столкновеu= v ctg(a/2)
ния) и равна v=
, она может достигать 800 км/час
(сотни метров в секунду). Такая волна при подходе к берегам, по мере уменьшения глубины моря,
увеличивает свою высоту до сотен метров и обладает огромной эродирующей силой. Исходя из данных обстоятельств, можно обоснованно полагать, что наличие в озерах морских животных, удаленных от места их происхождения на сотни и тысячи километров, является подтверждением вышеописанного события.
Волнами цунами мог быть вынесен в южные широты Европейского материка, Канады и Западной Сибири значительный объем эрратического обломочного материала. В последующем выпадение
осадков на всей Земле в виде дождей, а в северных широтах и в горных районах Земли – преимущественно в виде снега, привело к образованию многочисленных озерных бассейнов и внутренних морей, к быстрому развитию горно-долинного оледенения, что и послужило причиной понижения
уровня океана. Вследствие существенно возросшего альбедо и большого количества выпадающих
осадков начался этап похолодания. Экологическая катастрофа, связанная с импактными процессами
и образованием волн цунами, привела к избирательному уничтожению растительного покрова и так
называемой мамонтовой фауны.
Литература
1. Калякин В.Н. Был ли ледниковый период? // Энергия. – 2005. – № 2. – С. 48-53.
2. Чувардинский А.А. О чем свидетельствуют радиокарбоновые датировки органических остатков из
верхнеантропогеновых отложений Северной Америки и Фенноскандии // Природная обстановка и фауна прошлого. – Киев: Наукова думка, 1970. – Вып. 5. – С. 121-139.
3. Евдокимов С.П. Ледниковая теория: история грандиозного мифа // Материалы XIV съезда РГО. – 2010.
4. Поздняков А.В. Динамическое равновесие. – М.: Наука, 1988. – 208 с.
5. Масайтис В.Л., Данилин А.Н. и др. Геология астроблем. – Л.: Недра, 1980. – 231 с.
6. Фельдман И.И. Астроблемы – звездные раны Земли // Соросовский образовательный журнал. – 1999. –
№ 9. – С. 67-74.
7. Shoemaker E.M. Why study impact craters? // Impact and explosion cratering. – Pergamon Press, 1977. – P.
1-11.
8. Goodwin A.M. Giant impacting and the development of continental crust // The early history of the Earth, J.
Wiley and Sons. – 1975. – P. 77-98.
9. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. – М., 2003.
11. Филькенштейн А.М. Астероиды угрожают Земле // Наука и жизнь. – 2007. – № 10. – С. 70-73
12. Pozdnyakov A.V. Impact-formed Lithogenic Cumulative Jets in the Earth s Crust // Studying, Modeling and
Sense Making of Planet Earth: International Conference. 1-6 June, 2008. University of the Aegean. Mytilene, Greece.
2008. http://www.aegean.gr/geography/earth-conference2008/papers/papers/A03ID073.pdf
РЕЛЬЕФ ПРИЛЕДНИКОВЬЯ В РЕГРЕССИВНУЮ ФАЗУ ОЛЕДЕНЕНИЯ
Ревякин В.С.
Алтайский государственный технический университет, г. Барнаул, [email protected]
1. В творчестве профессора Л.Н. Ивановского одно из первых мест занимала проблема древнего оледенения в связи с процессами динамики и эволюции рельефа горных территорий, прежде
всего Алтая. Опубликованные в многочисленных статьях и монографиях результаты исследований
Л.Н. Ивановского давно стали частью классических основ гляциальной геоморфологии и заслужили
самое высокое признание научной общественности.
2. Более полувека назад под руководством ученого была проведена маркировка границ некоторых микроформ горных склонов, что послужило основой последующих выводов о развитии рельефа. Наибольший интерес в этом плане представляет приледниковая полоса гор, в которой направленность и интенсивность природных процессов, по преимуществу разрушительных, особенно зрима.
42
3. Современный тренд изменения высокогорного климата сопровождается не только изменениями гидротермики приледниковой полосы горных хребтов, но главное – увеличением продолжительности переходных сезонов года, когда процессы морозного выветривания растягиваются во времени, что отражается на постепенно формируемом внешнем облике горных склонов. Лишенные
снежно-ледовой брони они несут черты повсеместного разрушения. Это разрушение особенно выразительно в окраинных хребтах на предельных для оледенения высотах.
4. Разрушающийся чехол рыхлых отложений приледниковья и трещиноватость монолитных
участков скал сопровождается повсеместным торжеством растительного царства, представители которого стремительно осваивают освободившиеся от снега и льда территории. Исследования флоры
приледниковья показали чрезвычайную контрастность местообитаний пионерных видов тундровой и
луговой растительности. Первичные ценозы еще раз подтверждают решающую роль рельефа в жизни
гор.
ЯБОГАНСКОЕ ЛЕДНИКОВО-ПОДПРУДНОЕ ОЗЕРО ГОРНОГО АЛТАЯ
В ПОЗДНЕМ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Русанов Г.Г.
ОАО «Горно-Алтайская экспедиция», с. Малоенисейское, [email protected]
Ябоганская котловина – долина среднего и нижнего течения р. Ябоган шириной от 2 до 6 км и
длиной до 22 км ориентирована в субширотном направлении и открывается справа в долину реки Чарыш выше с. Усть-Кан. Она приурочена к зоне отражённого глубинного разлома и примыкающих к
нему тектонических нарушений. С юга она ограничена Теректинским хребтом, с востока – отрогами
Семинского хребта, а с севера – отрогами Ануйского хребта. На северо-западе узкая останцовая пологосклонная гряда с максимальными высотами от 1080 до 1293 м отделяет её от Усть-Канской котловины. По данным бурения, неполная мощность рыхлых отложений, выполняющих её, около 80 м.
Плоское днище котловины находится в интервале абс. высот 1040–1200 м, а его уклон не превышает
7,3 м/км. Нижняя часть её на протяжении 13 км сильно заболочена.
На карте четвертичных образований листа M-45-VII, изданной в 2001 г. [1], в пределах УстьКанской и западной части Ябоганской котловин отражено развитие голоценовых озёрных, озёрноаллювиальных и аллювиальных отложений, верхненеоплейстоцен-голоценового пролювиоделювия, и
образований склонового ряда. Ледники последнего (поздневюрмского) оледенения, спускались по
долинам Коргонского и Бащелакского хребтов до абс. высоты 1200 м, где оставили свои морены, и не
выходили ни в Усть-Канскую котловину, ни в долину Чарыша. Ещё более убого выглядит геологическая карта листа M-45-VIII, изданная в 1962 г. [2], на которой восточная часть Ябоганской котловины
выполнена нерасчленёнными верхненеоплейстоцен-голоценовыми аллювиальными, делювиальными
и пролювиальными отложениями.
На палеогеографической схеме последней ледниковой эпохи Алтая В.В. Бутвиловского [3],
ледник, спускавшийся с Коргонского хребта по долине реки Кумир, блокировал долину Чарыша (абс.
высота 760 м). Выше этой подпруды долину Чарыша, Усть-Канскую и Ябоганскую котловины занимал огромный ледниково-подпрудный бассейн. Он заполнялся водой до абс. отметки 1000 м. Однако
при таком уровне ледниково-подпрудное озеро должно было занимать только долину Чарыша на
протяжении 30 км, оканчиваясь на окраине с. Усть-Кан ниже устья р. Кутерген. Усть-Канская и Ябоганская котловины оставались бы сухими, так как их днища находятся на абс. отметках выше 1030–
1040 м. На днище Усть-Канской котловины в её низовьях В.П. Галахов [4] обнаружил основную морену поздненеоплейстоценового возраста. Наличие этой морены указывает на то, что ледник блокировал долину Чарыша в районе с. Усть-Кан и проникал в котловину не менее чем на три километра,
что приводило к образованию в ней ледниково-подпрудного озера.
В недавно опубликованных статьях И.Д. Зольникова и др. [5-7], впервые рассматриваются
поздненеоплейстоценовые процессы морфолитогенеза в Усть-Канской и Ябоганской котловинах. В
них убедительно показано, что ледник, спускавшийся с Коргонского хребта по долине р. Кутерген
блокировал долину Чарыша и Усть-Канскую котловину в районе с. Усть-Кан. Выше ледниковой подпруды возникало крупное озеро, занимавшее Усть-Канскую и Ябоганскую котловины, долины рек
Чарыш и Кырлык. К сожалению, авторы не приводят ни одной абс. отметки, поэтому судить об уровне озера лишь на основании схемы, помещённой в статьях, очень трудно. Судя по положению на ней
43
разрезов, изученных ими, озёрные отложения в котловинах развиты до абс. высоты не менее 1160–
1180 м. Однако уровень озера мог быть значительно выше, о чем авторы также не упоминают. По их
мнению, ледниковая подпруда и озеро существовали в эпоху первого поздненеоплейстоценового
(ранневюрмского, ермаковского) оледенения, когда люди здесь жили над озером в Усть-Канской пещере, расположенной на высоте 54 м над современным урезом реки Чарыш (1030 м). Во время последнего (поздневюрмского, сартанского) оледенения ледников здесь не было, в котловинах существовали остаточные водоёмы, частично сохранившиеся до сегодняшнего дня, и были развиты эоловые
и мерзлотные процессы. Сразу отметим, что во время существования ледниково-подпрудного озера,
никакие люди жить в Усть-Канской пещере не могли, так она должна была находиться под водой на
глубине около 100 м и более.
Один небольшой и маломощный Кутергенский ледник не мог удержать такое огромное ледниково-подпрудное озеро. По нашему мнению, между устьями рек Кутерген и Коргон ледники, спускавшиеся по долинам с Бащелакского и Коргонского хребтов, выходя в долину Чарыша, сливались
между собой, подпруживая друг друга, и образуя мощный выводной ледник протяженностью не менее 55 км. Именно он и послужил действительной причиной образования озера в Усть-Канской и
Ябоганской котловинах.
В июле 2010 г. при проведении геологической съёмки м-ба 1:200000 листа M-45-VIII нами изучена средняя часть Ябоганской котловины на протяжении 7 км от устья ручья Азраткан до восточной
окраины с. Ябоган, а также долина речки Чакыр – правый приток Ябогана. В результате получены
новые данные, подтверждающие и уточняющие существование крупного ледниково-подпрудного
озера.
На днище котловины у дороги Ябоган – Усть-Кан в 0,8 км ниже поворота на с. Беш-Озек на
абс. высоте 1093 м находится крупный карьер глубиной до 5 м. Здесь под почвенно-растительным
слоем (0,25 м) вскрыт разрез, состоящий из двух толщ. Верхняя толща – желтоватые плотные неслоистые алевритово-песчанистые глины с включениями плохо и среднеокатанных гравия и мелкой гальки терригенных пород. Мощность её изменяется от 0,3 до 1 м, а местами она полностью отсутствует.
Ниже залегают гравийные разнозернистые пески хорошо промытые, рыхлые и сыпучие, не содержащие глинисто-алевритовой фракции, насыщенные мелкой и средней галькой с редкими включениями
мелких (до 0,15 м) валунов. Четко выражена тонкая (2–15 см) параллельная субгоризонтальная слоистость. Чередуются прослои серого и желтоватого цвета. Много дресвы и мелкого щебня. Гравий,
гальки и валуны плохо- и среднеокатанные, преимущественно плоские, овальной или округлой (дисковидной) формы, представлены кварцем, сланцами, песчаниками и алевролитами. Встречаются редкие маломощные (2–10 см) и короткие (2–5 м) линзы серых песков с тонкой (первые мм) горизонтальной слоистостью. Вскрытая мощность толщи до 4,5 м.
Очевидно, эти отложения имеют озёрный генезис. Нижняя толща галечно-гравийных песков –
прибрежная фация – накапливалась на начальных этапах заполнения котловины озёрными водами в
прибрежной зоне, где многократно перемывалась волно-прибойными процессами. Алевритовопесчанистые глины верхней толщи – «глубоководная» фация – накапливались на этапе максимального заполнения котловины, а после спуска озера в значительной степени были размыты.
Ещё один разрез находится в 4 км юго-восточнее предыдущего на северной окраине с. Ябоган у
правого склона котловины на абс. высоте 1140 м. Здесь, в карьере глубиной 4 м, под почвеннорастительным слоем вскрыт желтоватый карбонатизированный песчано-глинистый делювий лёссовидного облика мощностью от 0,5 до 1 м с примесью дресвы и щебня. Исходным материалом для него послужили нижезалегающие озёрные отложения, которые представлены желтоватыми, иногда с
буроватым оттенком, очень плотными песчанистыми (24,58 %) глинами (73,89 %) с незначительной
примесью алеврита (1,52 %), с включениями дресвы и мелкого щебня. Заметна слабо выраженная
тонкая (0,5–1 см) субгоризонтальная параллельная слоистость. Встречаются отдельные тонкие (до 2
см) слойки серых дресвянистых песков. Глины гидрослюдистые с кварцем, полевыми шпатами, хлоритом и кальцитом, с повышенным содержанием карбоната кальция (13,30 %). В целом озерные отложения слабо деформированы в результате медленного оползания сильно переувлажнённой толщи
после спуска озера. Эти деформации рассматривают, как результат проявления солифлюкции [5].
Описание разреза, сделанное ранее [5], несколько отличается от нашего. По данным этих авторов верхняя часть разреза мощностью 1,3 м представлена лёссами с 30-см прослоем делювия в средней части. Они отмечают, что в лёссах четко фиксируется бурая палеопочва мощностью 0,2–0,4 м, а
на рис. 2В показано залегание этой почвы под лёссами на кровле озёрных отложений. Выделение ими
бурой погребённой почвы носит декларативный характер и ничем не обосновано. Возможно, эта
«почва» вовсе и не является таковой.
44
Гидрослюдистый состав озёрных глин, низкие значения отношений CaO/MgO = 2 и Al2O3/TiO2
= 17 свидетельствуют об их аккумуляции в условиях холодного влажного климата. Они отличаются
повышенными потерями при прокаливании (ппп – 7,63 %), что характерно для озёрных осадков холодных эпох, которым свойственны высокие содержания углерода. Невысокое значение отношения
FeO/Fe2O3 = 0,5 и повышенное содержание аутигенного лимонита (8 %) указывают на снижение роли
восстановительной среды в осадконакоплении и неустойчивый гидрологический режим водоема.
Глины химически незрелые (Al2O3/Na2O = 7), а такие низкие значения этого коэффициента, по нашим
многочисленным данным из разных районов Алтая, характерны для озёрных глин не древнее позднего неоплейстоцена.
Плоское аномально широкое (до 1,5 км) днище долины речки Чакыр на протяжении 8 км до
абс. высоты 1200 м имеет очень пологий уклон (12 м/км). Выше долина сужается, а её уклон резко
возрастает до 20 м/км и более. В верховьях долины у моста на абс. высоте 1195 м в старом карьере
размером 10 × 5 м и глубиной до 2,5 м вскрыты гравийные галечники с включениями мелких валунов
(до 15 см) и желтовато-серым разнозернистым слабоглинистым песком в заполнителе. Обломки плоские преимущественно дисковидной формы, плохо- и среднеокатанные. Размеры галек не превышают 5 см. В эти отложения, выстилающие всё днище долины ручья, вложены лишь маломощные (до
1,2 м) верхнеголоценовые болотные образования с горизонтом погребённого торфа на глубине 0,5 м,
радиоуглеродный возраст которого определён Л.А. Орловой в 1530±0 лет (СОАН-8243), и пойменный аллювий. Эта долина была крупным заливом Ябоганского ледниково-подпрудного озера.
Заливами этого озера были также лога и долины речек Аялу, Аяткан, Азраткан, Шиверта, Начура, открывающиеся в Ябоганскую котловину. Все они до абс. высоты 1200 м аномально широкие
(до 1–1,5 км), плоскодонные и пологонаклонные. Выше этого уровня повсеместно крутизна склонов
резко увеличивается и, как правило, они свободны от рыхлого чехла, хотя местами хорошая заглаженность склонов прослеживается до горизонтали 1300 м. Гидрогеологическими скважинами установлено, что днища долины Начуры и Ябоганской котловины выполнены 20–30-метровой толщей
песков, насыщенных (до 40 %) гравием и галькой с включениями валунов. Эти отложения мы рассматриваем, как озёрные. Под ними залегают красноцветные глины с гальками и гравийные галечники с валунами вскрытой мощностью до 55 м.
Поперёк Ябоганской котловины от выхода в неё речки Чакыр на 2 км в юго-западном направлении протянулась останцовая гряда относительной высотой до 70 м, сложенная породами палеозоя,
и расчленённая широкими глубоко врезанными седловинами с плоскими днищами. В одной из таких
седловин у юго-западного окончания гряды на абс. высоте 1096 м (10 м над днищем котловины) выходы коренных сланцев очень хорошо заглажены, а на их поверхности встречаются мелкие (до 2 см)
плоские дисковидные хорошо и среднеокатанные гальки зелёных песчаников. Ближайшие коренные
выходы таких песчаников находятся в 500 м к северу у подножия этой гряды.
В 1 км к юго-востоку от поворота на с. Беш-Озек находится пологий слабовыраженный задернованный уступ высотой 1,5–2 м широкой пологонаклонной озёрной аккумулятивной террасы, сложенный гравийными разнозернистыми песками. Здесь, у подножия этой террасы, на краю болота на
абс. высоте 1098 м лежит эрратическая глыба-ледогранник, представленная кварцевыми песчаниками
ордовика, утюгообразной формы длиной 1,3 м и шириной 0,75 м со сглаженными и закруглёнными
углами и рёбрами. Ближайшие коренные выходы подобных пород находятся в 5 км к северо-востоку
в осевой части хребта, ограничивающего котловину с севера. Ещё одна глыба-ледогранник размером
1,2 × 0,6 м обнаружена в центре котловины в 1 км к западу от с. Ябоган на абс. высоте 1105 м. Она
представлена риолитами куротинской свиты широко развитыми в бассейне верхнего течения реки
Урсул, ближайшие коренные выходы которых находятся в 27 км к юго-востоку. Попасть сюда эти
глыбы могли лишь в результате айсбергового разноса. В то же время в руслах р. Ябоган и его притоков максимальные размеры валунов не превышают 0,3 м.
Новый фактический материал убедительно свидетельствует о наличии в Ябоганской котловине
крупного водоёма. Пока не установлен максимальный уровень заполнения озёрными водами этой и
Усть-Канской котловин. Мы уже высказывали предположение о возможном сбросе излишков озёрных вод по долине р. Кырлык через водораздельный спиллвей в Абайскую котловину [8]. Если этот
сброс действительно был, то максимальный уровень должен был превышать 1400 м. Этот вопрос
требует специального детального изучения.
За каргинско-сартанское время, когда, как полагают И.Д. Зольников и др. [5, 7], озера здесь уже
не было, произошёл бы существенный эрозионный врез речек, дренирующих Ябоганскую котловину,
в толщу озёрных отложений, и сформировалось бы до двух надпойменных террас. Однако террас нет,
глубина эрозионного вреза не превышает 1,5 м, поймы находятся в стадии формирования, а, слагаю-
45
щий их аллювий, имеет позднеголоценовый возраст – 420±80 лет (СОАН-8242) на глубине 0,4 м.
Следовательно, озеро заполняло котловину во время последнего (сартанского) оледенения.
В это же время крупное ледниково-подпрудное озеро занимало Абайскую котловину и долину
верхнего течения реки Коксы, ограничивающих с юго-запада Теректинский хребет, расположенных
на тех же абс. высотах в сходных геолого-геоморфологических условиях, где отложения ледникового
комплекса и перекрывающие их пролювиально-селевые образования датированы в интервале
18590±345 (СОАН-6612) – 11240±160 (СОАН-6614) лет [8]. Ябоганское озеро могло быть спущено на
начальном этапе деградации последнего оледенения. В позднеледниковье во время стадиальных подвижек ледников в низовьях Усть-Канской и Ябоганской котловин до абс. высоты менее 1100 м могли
возникать изолированные ледниково-подпрудные озера, реликтами которых, очевидно, и являются
небольшие остаточные водоёмы и сильная заболоченность. Во время этих подвижек, а также голоценовых стадиальных похолоданий, на остальной территории котловин могли интенсивно развиваться
криогенные процессы, а во время межстадиальных потеплений – эоловые. Необходимо продолжить
детальное изучение всех имеющихся обнажений, с целью возможного обнаружения органического
материала, пригодного для радиоуглеродного датирования.
Литература
1. Уваров А.Н., Кузнецов С.А., Гладких Л.А., Родченко С.А., Юрьев А.И. Государственная геологическая
карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия Алтайская. Лист M-45-VII (Усть-Кан).
Объяснительная записка. – СПб.: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ, 2001. – 171 с.
2. Кононов А.Н., Кононова Т.М., Некрасова Л.И., Пасечный Г.В. Геологическая карта СССР масштаба
1:200000. Серия Алтайская. Лист M-45-VIII. Объяснительная записка. – М.: Госгеолтехиздат, 1962. – 91 с.
3. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийнокатастрофическая модель. – Томск: Изд-во ТГУ, 1993. – 252 с.
4. Галахов В.П. К вопросу о существовании ледников в Канской котловине (бассейн р. Чарыш, СевероЗападный Алтай) // География и природопользование Сибири. – Барнаул: АлтГУ. – 2004. – Вып. 7. – С. 97-102.
5. Постнов А.В., Зольников И.Д., Гуськов С.А. Проблемы реконструкции среды обитания древнего человека на территории Усть-Канской и Ябоганской котловин в позднем неоплейстоцене // Проблемы археологии,
этнографии, антропологии Сибири и сопредельных территорий. – Новосибирск: Изд-во ИАиЭ СО РАН, 2006. –
Т. XII, ч. I. – С. 224-229.
6. Зольников И.Д., Матасова Г.Г., Куприш О.В., Жданова А.И. Гранулометрическая и петромагнитная
характеристика четвертичных отложений Усть-Канской и Ябоганской котловин для их фациальногенетической диагностики // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления
дальнейших исследований. – М.: ГЕОС, 2007. – С. 133-137.
7. Зольников И.Д., Постнов А.В., Гуськов С.А. Процессы морфолитогенеза Усть-Канской и Ябоганской
котловин в позднем неоплейстоцене // Геоморфология. – 2008. – № 4. – С. 75-83.
8. Рудой А.Н., Русанов Г.Г. Последнее оледенение в бассейне верхнего течения реки Коксы. – Бийск:
ГОУВПО «АГАО», 2010. – 147 с.
ДИНАМИКА ЛЕДНИКА ТОМИЧ (ЦЕНТРАЛЬНЫЙ АЛТАЙ)
С МАЛОГО ЛЕДНИКОВОГО ПЕРИОДА ДО НАСТОЯЩЕГО ВРЕМЕНИ
Самойлова С.Ю.1, Останин О.В.2
1
Институт водных и экологических проблем СО РАН, г. Барнаул, [email protected]
2
Алтайский государственный университет, г. Барнаул
Во второй половине XIX в. с окончанием эпохи Малого ледникового периода началось глобальное потепление. Исследование механизмов этого процесса – одно из наиболее актуальных направлений современной науки. В связи с этим большое значение имеет исследование динамики ледников, поскольку они являются чуткими индикаторами климатических изменений. За 100 лет инструментальных наблюдений (с 1897 г.) на Алтае площади малых ледников сократились на 20-40%, а
крупных на 8-20% [1].
Объект исследования. Ледник Томич расположен в Центральном Алтае, Западном ледниковом узле Катунского хребта, в бассейне р. Мульты. Он относится к «теплым» ледникам, имеет небольшую (1,25 км2) площадь и залегает в двухкамерном цирке в диапазоне высот 2260 – 2850 м.
Большая часть ледника приурочена к правому кару.
46
Наблюдения за отступанием ледника и топографией ледниковой поверхности. Наблюдения за отступанием фронта языка ледника Томич проводятся с 1969 г. (табл. 1).
Таблица 1
Сокращение языка правого кара ледника Томич за период наблюдений
Период
1969-1970
1970-1973
1973-1974
1974-1975
1975-1983
1983-1992
1992-1995
1995-2000
2000-2009
Изменение
период, м
4,0
9,5
4,6
6,3
21,4
19,2
5,5
19,0
46,5
за
Сумма изменения, м
4,0
13,5
18,1
24,4
45,8
65,0
70,5
89,5
136,0
Изменение
за год, м
4,0
3,2
4,6
6,3
2,4
2,3
1,8
3,8
5,2
Исследователь
В.С. Ревякин
Р.М. Мухаметов
С.А. Никитин
О.В. Останин
Первая топографическая съемка ледника Томич была проведена Р.М. Мухаметовым в 1973 г.,
повторные съемки – в 1983 и 1995 гг. [2]. Карты изменения поверхности ледника Томич представлены в монографии «Ледники Алтая»[1] и на рис. 1.
В 2009-2010 гг. сотрудниками АлтГУ и ИВЭП СО РАН была проведена съемка ледника Томич
с использованием одночастотных (L1) геодезических систем для выполнения высокоточных измерений Leica SR20 и Epoch 10. В условиях высокогорий работа с подобными приборами имеет ряд особенностей: во-первых, при их запуске инициализация составляет 30-40 минут, так как необходим устойчивый сигнал от 4 и более спутников; во-вторых, съемка производится на той части ледника, которая доступна для безопасного передвижения. Таким образом, в 2009-2010 гг. точками было охвачено около 70% ледниковой поверхности. Карты изменения поверхности ледника с 1973 г. по 2010 г.
приведены на рис. 1.
Рис. 1. Изменение поверхности ледника Томич в 1973-2010 гг.
Изменение площади, высоты поверхности ледника и запасов льда. Площадь ледника Томич
в 1973 г. по результатам топографической съемки составляла 1,55 км2, к настоящему времени она сократилась до1,25 км2.
В 2000 г. гляциологическим отрядом ТГУ была выполнена радиолокационная съемка ледника
Томич, получены значения толщины ледника, вычислены запасы льда. Объем ледника составил
0,0483 км3 [3]. Зная объем ледника и динамику изменения высоты его поверхности, полученную по
данным топографических съемок, нами было вычислено изменение запасов льда с 1973 г. по настоящее время (табл. 2). Для восстановления морфометрических параметров ледника в 1850 г. (окончание
47
Малого ледникового периода) мы воспользовались зависимостью между объемами и площадями
ледников, построенной по результатам радиолокационных съемок ряда ледников Алтая [3, 4]. Площадь ледника в 1850 г., восстановленная по конечному моренному комплексу Малого ледникового
периода, составила 2,5 км2, средняя толщина – 80 м, а объем – 0,2 км3. Естественно, по сравнению с
данными топографических съемок эти величины менее точные. Тем не менее, по ним можно приблизительно оценить динамику ледника с 1895 г. по 1973 г. (см. табл. 2).
Таблица 2
Изменение средней высоты поверхности (ΔНср) и запасов льда (ΔV) ледника Томич
Период
ΔНср, м
ΔV,
тыс. м3
1850-1973
1973-1983
1973-1995
1973-2010
39,9
7.99
7.89
20.37
132,6
12,7
12,5
32,4
Скорость изменения
объема льда,
тыс. м3/год
-1,08
-1,27
+0,013
-1,31
Полученные материалы по динамике ледника Томич были сопоставлены с изменением температуры периода абляции (июнь-август) по данным метеостанции Каратюрек (северный склон Катунского хребта, абсолютная высота 2605 м, наблюдения с 1939 г.). На рис. 2 показана 5-летняя скользящая средняя температур периода абляции и изменение объема ледника Томич. Тонкой пунктирной
линией показано изменение объема, рассчитанного с помощью зависимостей [3, 4], сплошной – по
данным топографических съемок.
Рис. 2. Изменение средней летней температуры по станции Каратюрек и динамика объема ледника Томич.
Заключение. Судя по линейному тренду ряда температур, средняя летняя температура по
станции Каратюрек с 1940 г. по 2008 г. выросла на 1°С. С 1973 г. по 2009 г. ледник интенсивно отступал со средней скоростью 3,6 м/год. Минимальная скорость – 1,8 м/год зафиксирована в 1992-1995
гг., максимальная – 6,3 м/год – в 1973-1975 гг. (см. табл. 1). По данным топографических съемок с
1973 г. по 2010 г. произошло понижение поверхности ледника в среднем на 20,4 м (см. табл. 2). Динамика объема ледника довольно хорошо согласуется с температурной кривой. Так, в 1983-1995 гг.
зафиксировано увеличение объема ледника, несмотря на то, что его язык в это время продолжал отступать. Летние температуры в этот период были ниже средних (см. рис. 2). В целом, скорость сокращения объема льда с 1850 г. по 2010 г. изменялась незначительно (см. табл. 2). Можно заметить
некоторое сокращение скорости отступания языка ледника в более холодные периоды, однако наступания ледника, по крайней мере, с 1969 г. не наблюдалось.
Общая потеря объема льда за период с 1973 г. по 2010 г. составила приблизительно 32,4 км3, то
есть с 1973 г. объем ледника Томич уменьшился на 48 %. Площадь ледника за этот период сократи-
48
лась на 19 %. Таким образом, сокращение запасов льда происходит в большей степени за счет уменьшения толщины ледника.
Авторы выражают благодарность к.г.н., доценту В.П. Галахову за предоставленные материалы.
Работа выполнена в рамках программы Президиума РАН, Проект 16.12. «Ледники как
индикаторы опустынивания Центральной Азии».
Литература
1. Галахов В.П., Мухаметов Р.М. Ледники Алтая. – Новосибирск: Наука, 1999. – 136 с.
2. Ревякин В.С., Галахов В.П., Голещихин В.П. Горноледниковые бассейны Алтая – Томск: Изд-во
ТГУ, 1979. – 310 с.
3. Никитин С.А., Веснин А.В., Осипов А.В., Игловская Н.В. Распределение объемов льда в западной части Катунского хребта по данным радиолокационного зондирования // Вестник ТГУ. – 2001. – № 274. – С. 34-39.
4. Нарожный Ю.К., Никитин С.А. Современное оледенение Алтая на рубеже ХХI века // Материалы
гляциологических исследований. – 2003. – Вып. 95. – С. 93-101.
ГОРНОЕ ОЛЕДЕНИЕ: РЕЛЬЕФ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЛАНДШАФТЫ
САЯНО-БАЙКАЛЬСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ
Тайсаев Т.Т.
Бурятский государственный университет, г. Улан-Удэ, [email protected]
Л.И. Ивановский внес огромный вклад в изучение ледникового рельефа гор Сибири и Дальнего
Востока [1, 2]. Особенно ценны методологические проблемы изучения экзогенных процессов.
В позднем плейстоцене в результате горного оледенения в Саяно-Байкальской горной области
произошло вскрытие и разрушение рудных месторождений и геохимически специализированных
формаций. В Восточном Саяне в ледниковых долинах открыты золоторудные месторождения ЗунХолбинское, Барун-Холбинское, Гранитное, Пионерское и др., месторождения фосфоритов, бокситов, железных руд. Крупнейшие месторождения фосфоритов Прихубсугулья (Монголия) вскрыты
горнодолинными ледниками. В Северном Прибайкалье и Забайкалье в ледниковых долинах открыты
Байкальское и Чайское медно-никелевые, Ирокиндинское, Кедровское и другие золоторудные, крупнейшее Холоднинское колчеданно-полиметаллическое, Удоканское медное и Чинейское титаномагнетитовое. Глубина вскрытия ледниками месторождений и рудоносных формаций достигает 300-700 м.
Ледники создали в гольцах исходный литогенный каркас рельефа (кары, троги, котловины выпахивания с озерами и т.д.) для развития каскадных ландшафтно-геохимических систем (КЛГС) с
однонаправленными потоками вещества [3]. Глубокое расчленение рельефа ледниками рудных районов и гипербазитовых массивов резко увеличило геохимическую информацию в долинных ландшафтах за счет вскрытия различных по составу геологических формаций рудных зон, мобилизации
рудных элементов с водосборных площадей. КЛГС золоторудных полей и гипербазитовых массивов
Восточного Саяна на склонах Китойских и Оспинских гольцов, Северного Прибайкалья и Забайкалья
в пределах хр. Довырен и Южно-Муйского хребтов сопровождаются литохимическими потоками золота, меди, никеля, хрома, кобальта и аномалиями их в осадках озер [4]. С ледниково-речными потоками гипербазитовых массивов связаны и валунные россыпи высококачественного зеленого и белого
нефрита. Зеленый нефрит из россыпей добывался и использовался древним человеком (неолитранняя бронза) Прибайкалья. Широкое развитие получили изделия из нефрита. По мнению академика
П.А. Окладникова, в Южной Сибири возникла «нефритовая» культура. В XVIII-XIX вв. валуны зеленого нефрита из горных рек предгорий Восточного Саяна в большом количестве доставлялись в
Санкт-Петербург и Москву. Нефритовые изделия из России поступали на мировой рынок. В настоящее время нефритовые россыпи Восточного Саяна отработаны, нефрит добывается из коренных месторождений гипербазитовых массивов.
В ледниковых долинах водные потоки имеют ступенчатый продольный профиль, связанный с
чередованием ригелей и котловин выпахивания с озерами. Висячие кары и троговые долины прорезаны ущельями с водопадами. Многочисленные каскадные озера в каровых и троговых долинах являются характерными структурными элементами КЛГС. В таких озерах происходит накопление рудных элементов.
В золоторудных полях концентрация золота в донных осадках озер колеблется от 0,005 до
1,0 г/т и зависит от масштаба минерализации, геолого-геоморфологических условий и расположения
49
рудных зон на склонах каров и трогов. Наиболее высокие концентрации золота выявлены в осадках
карового озера Пионерского месторождения. Здесь кар заложен по золоторудной зоне – серии сближенных золото – кварцевых жил и жильных зон. Глубина вреза кара в рудную зону составляют 250 м.
Вынос золота с курумовых склонов кара в озеро идет по многочисленным ложбинам стока. В озеро
выносится мелкое и тонкое золото, более крупное остается на склоне вблизи зон минерализации, образуя остаточные элювиально-делювиальные ореолы типа ложковой россыпи. В илах озера среднее
содержание золота равно 0,47 г/т с колебаниями от 0,2 до 1,0 г/т. Преобладающие размеры золотин
составляют от 0,1х0,05 и 0,05х0,05, редко встречаются – 0,4х0,15 и 0,15х0,10 мм [5]. Тонкое золото
составляет основной миграционный резерв механических ореолов рассеяния золота на курумовом
склоне, где золото переносится в составе взвесей водного потока. Это золото слагает суффозиозные
ореолы и связанные с ними аномалии в илах ледниковых озер. Они представляют ловушки – геохимические барьеры концентрации золота в ледниковых долинах на южных склонах Китойских гольцов. В ледниковой долине многочисленные коренные источники золота образуют прерывистую систему изолированных озерных аномалий. После заиливания озера эти аномалии дают начало потоков
рассеяния до следующего озера. Так, в ледниковых долинах на участках экзарации формируются
система литохимических потоков золота, меди, никеля, хрома, кобальта: озерные аномалии – потоки
рассеяния – озерные аномалии и т.д. После полного заиливания озер ледниковой долины золоторудное поле и гипербазитовые массивы отражаются единым контрастным потоком рассеяния значительной протяженности.
Таким образом, в районах ледниковой экзарации характер проявления потоков рассеяния зависит от степени заполнения озер осадками и последующего их размыва рекой. Интерес представляют
металлоносные озерные илы. В золоторудных полях вблизи богатых зон минерализации с окисленными рудами при благоприятных ландшафтно-геохимических условиях в осадках ледниковых озер
Восточного Саяна и Северного Забайкалья накапливается значительное количество мелкого и тонкого золота. По данным поисковых работ бывшего ПГО «Бурятгеология» в подпрудной котловине ПраИрокинды и Ирокиндинском золоторудном поле выявлены золотоносные озерно-речные отложения
мощностью 150-170 м.
Металлоносные илы формируются в Северном Прибайкалье в ледниковом озере Иняптук, куда
поступает литохимический поток никеля, меди, кобальта и хрома сульфидной медно-никелевой зоны
Йоко-Довыренского гипербазитового массива. От Чайского сульфидного медно-никелевого месторождения, связанного с одноименным гипербазит-ультраосновным массивом, формируется по ледниковой долине р. Чаи литохимический поток никеля, меди, кобальта и хрома протяженностью более 10 км.
В гольцовых ландшафтах характерна биогенная миграция и концентрация золота. Особенно
ярко она проявляется в ландшафтах золоторудных полей в ледниковых долинах верховья р. Китоя.
Высокие концентрации золота (более 1 г/т) выявлены в черных листовых лишайниках на глыбах и
скальных обнажениях золотосодержащих пород. Золото по пищевой цепи поступает в организм животных, обитающих в подобных ландшафтах. В организме сусликов, обитающих на золотоносных
моренах по долине р. Самарты, содержание золота до 0,5-1,5 г/т (в 100-150 раз) выше, чем в фоновых
– степях Мондинской котловины. Биогенная миграция золота усиливается летом на высокогорных
пастбищах – лугово-болотных ландшафтах золоторудных полей, где пасутся тысячи голов крупнорогатого скота и лошадей.
Важной особенностью КЛГС является биоразнообразие геохимических ландшафтов, сопряженное сочетание гольцовых, горно-тундровых, таежных, горностепных и озерно-речных видов флоры и фауны. В Восточном Саяне и Прихубсугулье в пределах КЛГС рудных полей и рудносных комплексов (фосфоритоносных, бокситоносных, железорудных, черносланцевых) формируются самобытные и высокопродуктивные горные экосистемы с богатым биоразнообразием. Здесь сохранились
редкие и исчезающие виды растений и животных, реликтовые виды. Богаты хариусом, леком и тайменями озерно-болотно-речные экосистемы ледниковых долин. Таковыми являются ландшафты
р. Черного Иркута в Ильчирской котловине на Окинском плато. Здесь ледники в черносланцевой
толще и офиолитах выработали котловины выпахивания, занятые продуктивными озерами и болотами. Геохимические ландшафты кислого глеевого класса на сульфидизированных черных сланцах с
повышенным содержанием Аu, U, Мо, V, Cu, Zn и др. – это лучшие отгонные пастбища России (Алтай, Тыва, Бурятия) и Монголии, которые дают экологически чистую мясную продукцию с высокими
вкусовыми и лечебными качествами.
Эталоном подобных геохимических ландшафтов, кальциевого класса являются сухие степи
Мондинской котловины, сформировавшиеся на месте ледоема. Эти ландшафты возникли на карбонатных и вулканических породах. Здесь в условиях экстраконтинентального климата на уступах се-
50
верного борта котловины возникли настоящие дерновинно-злаковые и криофитные степи в сочетании
с петрофитными разнотравно-злаковыми степями [6]. Это своеобразная экспозиционная степь и лиственничная лесостепь на высотах 1300-1600 м южного макросклона Тункинских гольцов. На днище
и склонах котловины сухие степи подвергаются почти круглогодичному выпасу овец и крупнорогатого скота. Молоко и мясо животных отличаются высокими вкусовыми качествами. Экологогеохимические особенности такого феномена природной среды еще недостаточно изучены. Актуальна эта проблема в связи с расширением туризма через трансграничную территорию Тункинского и
Хубсунурского национальных парков и организацией питания туристов в с. Мондах. Национальная
бурятская кухня, равно как и монгольская, являются важным компонентом рекреационного потенциала территории.
Особый интерес представляют гольцовые ландшафты кальциевого и кальциево-кислого класса
на карбонатных, фосфоратоносных, ультраосновных и вулканических породах Прихубсугулья,
Большого Саяна, Тункинских и Китойских гольцов – места обитания редких и исчезающих видов
животных – снежного барса, горного барана и козла. Сохранение таких ландшафтов – первостепенная задача.
При разработке Зун-Холбинского и Ирокиндинского золоторудных месторождений в составе
КЛГС возникли техногенные системы рудников. Ирокиндинский рудник сопровождается русловым
техногенным потоком Аu, Hg, Pb, Cu протяженностью более 12 км. Ртуть в речные осадки поступает
из хвостохранилаща золотоизвлекающей фабрики, где она использовалась при амальгамации золота.
На старом хвостохранилище на площади 18 580 м2 накопилось более 155 тыс. т. техногенных песков
со средним содержанием золота 2 г/т и ртути 500х10 -6 % (данные ОАО «Бурятзолото»). Техногенный
поток ртути в осадках р. Ирокинда является источником экологического риска для жителей поселка и
водной биоты.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор (на примере Сибири и Дальнего Востока). – Новосибирск: Наука, 1981. – 174 с.
2. Ивановский Л.Н. Экзогенная литодинамика горных стран. – Новосибирск: Наука, 1993. – 160 с.
3. Перельман А.И., Касимов Н.С. Геохимия ландшафта. – М.: Астрея, 1999. – 768 с.
4. Тайсаев Т.Т. Литохимические потоки рассеяния золота в областях горного оледенения Сибири //
Доклады АН. – 1985. – Т. 282, № 3. – С. 693-696.
5. Тайсаев Т.Т. Золотоносные илы ледниковых озер и содержание золота в них / Тайсаев Т.Т., Прокопчук С.И. // Доклады АН. – 1986. – Т. 289, № 2. – С. 494-497.
6. Холбоева С.А., Намзалов Б.Б. Степи Тункинской котловины (юго-западное Прибайкалье). – УланУдэ: Изд-во Бурят. гос. ун-та, 2000. – 116 с.
ОЛЕДЕНЕНИЕ ГОР СИБИРИ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ЕГО СЛЕДОВ С ПОЗИЦИЙ
ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ГЛЯЦИАЛЬНЫХ И МЕРЗЛОТНЫХ ПРОЦЕССОВ
Шейнкман В.С.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Главной особенностью оледенения в горном обрамлении Сибири, охватывающем ее с юга и
востока (дальше в тексте – горы Сибири), в течение всего плейстоцена было то, что оно накладывалось на развитие многолетнемерзлых пород (ММП). Криогенез в такой ситуации охватывает все горные породы, включая слагающие тело ледников, и последние становятся специфическим компонентом криолитозоны, тесно связанным с формирующимися в при- и предледниковой зоне криогенными
льдами [7-9]. Своеобразными становятся тогда и оставляемые оледенением следы.
В качестве маркеров оледенения обычно используются разновозрастные морены – разделенные
в разрезах или лежащие на разном расстоянии друг от друга на поверхности. Главными реперами
среди них являются конечные морены, которые показывают максимальное продвижение ледников в
соответствующий период, но они сохраняются далеко не всегда, что порождает при интерпретации
следов ледников острую полемику [2, 3]. Тем более что в Сибири морены входят в состав сложно построенных морфолитогенных комплексов, в формировании которых участвуют не только ледники, но
и криогенные льды [8, 9]. Среди последних выделяются наледи, которые по общему объему эрозионно-аккумулятивной деятельности порой сопоставимы с ледниками, хотя проводят ее по-иному [1, 5,
51
8, 9]. Поэтому, на наш взгляд, для индикации этапов оледенения, особенно в период его сокращения,
в качестве реперов целесообразно использовать подобные комплексы в целом – объединив их компоненты понятием стадиального комплекса и понимая стадию в широком аспекте, независимо от величины параметров ритмики процесса. Т.е. – принимая за нее промежуток времени между ближайшими, одного порядка, фазами продвижения/отступания ледников.
Таким образом, определенный набор эрозионно-аккумулятивных образований, формирующийся в течение охватываемого стадией промежутка времени, в совокупности составит стадиальный
комплекс, и, если взять за точку отсчета максимальное продвижение ледников, посредством его изучения можно надежно фиксировать возвратно-поступательный характер оледенения при его сокращении. Стадиальные морены, которые будут тем мощнее, чем больше был принесший их ледник и,
соответственно, дольше продолжалось время их отложения, являются главным элементом комплекса,
фиксирующим продвижение ледников на конкретном этапе их развития [2, 3]. Но нередко они оказываются денудированными, и в этом случае фиксировать стадиальные остановки ледников помогает
изучение сопутствующих образований.
В краевой части ледника конечная и примыкающая к ней часть боковой морены имеют одинаковую, обусловленную переработкой донной морены природу [6]. При сокращении оледенения более
древний, большей мощности ледник предыдущей стадии откладывает боковую морену на более высоком уровне, чем меньший по мощности ледник последующей стадии. Так что после стаивания ледника на участке смены отмеченных уровней береговая морена, сопряженная с конечной, примет кулисообразный облик, фиксируя тем самым место стабилизации края ледника во время стадиальной
остановки.
Во время длительных остановок ледника также будет формироваться уступ продольного профиля его ложа – ригель, который подчеркнет выраженность стадиальных морен. Выработка стадиального ригеля – результат избирательной эрозии стабилизируемого потока льда. Под концом ледника ложе блокируется мореносодержащим льдом [4], зато несколько выше расположена зона усиленной экзарации, что связано с увеличенной мощностью этой части ледника, движением льда по плоскостям внутренних сколов и другими способствующими сносу пород процессами. Благоприятствует
развитию ригеля и то, что многотонные массы льда и формируемых перед конечными моренами озер
могут вызвать, появляясь и исчезая, если не появление, то обновление имеющихся тектонических
нарушений на ложе, ломающих продольный профиль трога [2, 3, 6].
В конечном итоге морены на поверхности ригеля будут выражены более отчетливо и лучше сохранены, ибо водотоки, прорезая его породы после отступания ледника, уже не размывают лежащие
на нем образования. Кроме того, хотя и в меньшей мере, чем днище, ледник эродирует борта трога, и
ниже по долине ее уже менее денудированные склоны фиксируют некоторое сужение долины. Так
что на месте остановки ледника после его стаивания останется скальный ригель с приуроченной к
нему конечной мореной и расположенным ниже зандровым полем. А выше ригеля – ванной выпахивания, выстланной ледниковыми, ледниково-речными и озерно-ледниковыми осадками, поскольку
часто перед морено-ригельной преградой при отступании ледника возникает подпрудное озеро. В
совокупности это и будет стадиальный геоморфологический комплекс (рис. 1).
52
В условиях развития ММП наличие в днище долин расширений и сужений, ступенчатого продольного профиля и мощной толщи валунно-галечных отложений предопределит после отступания
ледников широкое развитие наледей, которые становятся активным участником переработки первично ледниковых образований [7-9]. Подрезая борта трогов и выступающие формы микрорельефа в их
днище, а также способствуя его планации посредством перераспределения отложений, наледи расширяют и выравнивают зандровое поле и предригельное расширение и делают моренно-ригельный
комплекс более четко выраженным.
Наиболее активно наледная переработка происходит на тех участках трогов, где в их днище наряду с глубоким промерзанием горных пород имеются возможности для развития гидрогенных и
гидрогеогеннных (по [5]) водоносных таликов. Поскольку наилучшие условия для формирования
коллекторов подземных вод в днищах трогов создаются в заполненной ледниковыми и ледниковоречными валунно-галечными отложениями предморенной /предригельной ванне выпахивания –
весьма благоприятной среде для концентрации больших запасов таких вод, в ее пределах формируются подрусловые и пойменные грунтово-фильтрационные (по [5]) водоносные талики. Ниже по долине, в пределах прорезаемого рекой скального ригеля, аллювий в русле имеет малую мощность, в
его толще практически отсутствуют водоносные талики, и зимой такие участки быстро промерзают и
покрываются наледью, питаемой из расположенного выше коллектора подземных вод. Рост этой наледи начинается с формирования гидролакколитов в верхней, по долине, части ригеля – через них
активно происходит излив воды, наледный лед быстро увеличивает свою мощность, и вскоре коллектор подземных вод в предригельной ванне выпахивания закупоривается и сброс воды из него прекращается. После этого начинается формирование наледи на расширении долины перед моренноригельной преградой: по мере промерзания обводненных отложений в их толще нарастают гидростатический и гидродинамический напоры, и почти на всей поверхности образующейся наледной поляны сразу открываются интенсивные выходы воды, дающие начало отдельным блокам льда, постепенно сливающимся в один обширный наледный массив.
Наледь у ригеля, из года в год воздействуя на него, постепенно разрушает его, способствуя накоплению на скальном днище аллювия. Последний со временем сможет обеспечить возможность развития подрусловых таликов, транзита по ним части наледеобразующих вод и сброса их из предригельного коллектора вниз по долине. Эти воды пойдут на питание водоносных таликов в толще примыкающих к ригелю зандровых полей, и тогда здесь также начнется рост наледи. При дальнейшем
разрушении ригеля транзит вод через него возрастает, наледь перед моренно-ригельной преградой
начнет отмирать, и больше воды будет фиксироваться зандровой наледью. В определенный момент в
наледной системе будут представлены все отмеченные типы наледей (рис. 2), которые, слившись в
единый массив, могут захватывать долину на многие километры.
Если перед морено-ригельной преградой возникает подпрудное озеро, которое аккумулирует
летом большое количество тепла, подземный сток из него усилит развитие грунтово-фильтрационных
таликов, что с одной стороны может улучшить питание зандровых наледей, но с другой – усилить
транзит воды на участке их развития и, соответственно, отмирание наледей. Все зависит от конкретной ситуации.
Занимают наледи не все оставленные ледником стадиальные комплексы. После перехвата вод
очередной приледниковой наледной системой, формируемой на месте последней стадиальной остановки ледника, для развития наледей ниже по долине питающий их поток вновь должен набрать силу. Обычно в горах Сибири его потенциала хватает, чтобы сформировать наледи в верховьях, средней части и низовтях долин, по которым отступал плейстоценовый ледник. Характерно, что в север-
53
ных хребтах гор Сибири эти наледи представлены многолетними, а в южных – сезонными образованиями. Но в любом случае наледи, постепенно перемещаясь вслед за отступающим ледником, освобождая одни участки и занимая другие, в итоге выравнивают и расширяют днище трога, в котором
моренно-ригельные формы выглядят тогда более четко выраженными [8, 9].
Исходя из сказанного, в целом в развитии стадиального комплекса можно выделить несколько
фаз. На наш взгляд это следующие фазы.
I – доледниковая фаза: ледник выдвигается в долину, строение которой характеризуется чертами не ледникового развития.
II – ледниково-трансгрессивная фаза: ледник достигает своего стадиального базиса и останавливается; у его края откладывается конечная морена, а на зандровом поле идет перехват части стока
наледью.
III – ледниково-стационарная фаза: ледник стабилизируется на время стадиальной остановки; в
краевой части ледника идет формирование моренно-ригельного комплекса и ванны выпахивания перед ним, а ниже – зандрового поля и приледниковой наледи.
IV – ледниково-регрессивная фаза: ледник отступает, оставляя моренно-ригельный комплекс, к
которому прилегают переработанное наледью зандровое поле и ванна выпахивания, иногда заполняемая подпрудным озером, воды которого посредством грунтового стока тогда подпитывают зандровую наледь.
V – наледно-миграционная (постледниковая) фаза: отступая, ледник теряет связь со стадиальным комплексом; река прорезает моренно-ригельную преграду, спускает озеро и главным фактором
развития наледей становится коллектор подземных вод в заполненном обломочным материалом
предморенном расширении долины – вначале наледь обрабатывает ригель и это расширение, а затем,
по мере разрушения ригеля и возникновения транзита вод через него, наледь перемещается на зандровое поле, вновь осваивая его.
VI – наледно-деградационная фаза: новое отступание ледников меняет местоположение источников наледеобразующих вод, связь с ними наледи данного стадиального комплекса теряют и отмирают; участки, обработанные наледями, превращаются в реликтовые наледные поляны, в пределах
которых под воздействием криогенеза активно формируются полигонально-жильные структуры, в
том числе повторно-жильные льды.
VII – наледно-регенерационная фаза: после перемещения ледника наледеобразующий поток,
пройдя определенный путь по освобожденному ото льда трогу, вновь набирает силу и в какой-то момент оказывается в состоянии создать вдали от ледника еще одну наледную систему, причиной возникновения которой может стать ранее оставленный стадиальный комплекс – он тогда еще раз подвергнется наледной обработке.
VIII – постналедная фаза: новообразованные наледи из-за очередного перемещения ледника
опять теряют связь с источником наледеобразующих вод, отмирают и еще раз обработанные ими
площадки превращаются в реликтовые наледные поляны, окаймляющие моренно-ригельный комплекс.
Что касается ранга этапа, который отражает стадиальный комплекс, то это имеет значение в основном в аспекте величины образующихся форм. С другой стороны, на развитие стадиального комплекса могут накладываться процессы, осложняющие его строение, некоторые из отмеченных элементов комплекса могут выпадать, тогда как иные добавляться, и в результате отдельные фазы формирования стадиального комплекса, в зависимости от определенной обстановки, могут оказаться
сглаженными. Тем не менее, общие его черты фиксируются однообразно на всем протяжении гор
Сибири. Иными словами, осложняющие факторы влияют на общую ситуацию, но принципиально ее
не изменяют. Просто специфику каждого случая нужно учитывать при анализе конкретного этапа
развития оледенения. В целом же данный подход, детализируя ход оледенения, позволяет широко
использовать представленную модель как инструмент изучения плейстоценовых ледников и сопровождающих их развитие криогенных процессов.
Литература
1. Алексеев В.Р. Наледи. – Новосибирск: Наука, 1987. – 159 с.
2. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор. – Новосибирск: Наука, 1981. – 174 с.
3. Ивановский Л.Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. – Л.:
Наука, 1967. – 264 с.
4. Лаврушин Ю.А., Гептнер А.Р., Голубев Ю.Г. Ледовый тип седиментогенеза. – М.: Наука, 1986. – 170 с.
5. Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы. – М.: МГУ, 1993. – 336 с.
54
6. Серебрянный Л.Р., Орлов А.В., Соломина О.Н. Морены – источник гляциологической информации. –
М..: Наука, 1988. – 236 с.
7. Шейнкман В.С. Оледенение гор Сибири: антагонизм и интеракция ледников и криогенных и льдов //
Лед и снег. – 2010. – № 4 (112). – С. 101-110.
8. Шейнкман В.С. Четвертичное оледенение в горах Сибири как результат взаимодействия гляциальных
и мерзлотных процессов // Материалы гляциологических исследований. – 2008. – № 105. – С. 51-72.
9. Sheinkman V.S. Quaternary Glaciation in the High Mountains of Central and North-east Asia // Quaternary
Glaciations–Extent and Chronology, Part III: South America, Asia, Africa, Australia, Antarctica. – Amsterdam: Elsevier, 2004. – P. 325-335.
55
ФОРМИРОВАНИЕ РЕЛЬЕФА РЕЧНЫХ ДОЛИН
МОРФОМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ МАЛЫХ РЕЧНЫХ БАССЕЙНОВ
Атутова Ж.В.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Целью представляемой работы является изучение геолого-геоморфологических особенностей
бассейна реки Ушаковки, определение его основных морфометрических характеристик.
Бассейн реки Ушаковки (правый приток р. Ангары) расположен в южной части Иркутской области, на территории Иркутского административного района. В пределах исследуемой территории
сходятся две различные по своему характеру тектонические структуры: Иркутский амфитеатр и Байкальская рифтовая зона, что в значительной степени определило разнообразие в строении и характере
рельефа.
Большая часть территории (среднее и нижнее течение реки) сложена юрскими породами, представленными песчаниками, алевролитами, аргиллитами, гравелитами и конгломератами. В орографическом отношении этот район представляет южную окраину Иркутско-Черемховской равнины. Из-за
сравнительно легкой разрушаемости юрских пород рельеф этого района имеет плавные очертания.
Это объясняет формирование широких речных долин, которые сложены четвертичными аллювиальными галечниками, песками и илами.
Верхняя часть бассейна сложена нижнекембрийскими породами, представленными песчаниками, гравелитами и конгломератами. Небольшие участки выполнены карстующимися породами нижнего кембрия (доломиты, известняки). Эта часть Предбайкальского прогиба имеет преимущественно
грядовый и холмистый рельеф. Гряды и межгорные впадины протягиваются параллельно структурам
Байкальской рифтовой зоны.
Горная часть бассейна р. Ушаковки (юго-западный участок Онотской возвышенности), сложенная протерозойскими породами – алевролитами, аргиллитами и песчаниками, представляет собой
низкие плосковершинные горы, достигающие высоты 1000-1071 м с асимметричными склонами и
горными террасированными долинами.
Для целей изучения рельефа исследуемой территории была составлена карта крутизны склонов
(рис. 1), анализ которой показал, что наиболее сложным рельефом обладают возвышенная часть бассейна и переходная зона между равнинной и горной областями. Для этих районов характерно разнообразие углов наклона поверхности, с преобладанием склонов крутизной более 70. Это говорит о возможности проявления здесь опасных геоморфологических процессов и о чувствительности к внешним воздействиям. В равнинной области бассейна крутизна склонов составляет обычно 3-60. Днища
долин плоские, крутизной 0-40.
Рис. 1. Фрагмент карты крутизны склонов бассейна р. Ушаковки.
Градации крутизны склонов: 1 – 0-20, 2 – 3-40, 3 – 5-60, 4 – 7-80, 5 – 9-100, 6 – более 100 (вершинные),
7 – более 100 (долинные).
56
Для анализа общей картины исследуемого района был произведен расчет основных морфометрических показателей. В данной работе были использованы расчетные методы, применяемые в гидрологии при рассмотрении бассейнов рек с целью определения основных линейных и площадных
характеристик территории. Полученные показатели позволяют сопоставить отдельные элементы и
выявлять черты их сходства и различия.
На первом этапе работ, с помощью методов и приемов расчета, предложенными Самохиным А.
А. и др. [1], были определены основные морфометрические показатели бассейна р. Ушаковки: общая
площадь бассейна – 829 км2, его длина – 56 км, средняя ширина – 10,8 км, длина водораздельной линии – 149 км. Для схематического отображения речной системы составлена гидрографическая схема,
анализ которой показывает, что с правого берега бассейна р. Ушаковки стекает значительная часть
притоков, характеризующихся большей длиной по сравнению с небольшими речками, берущими начало в левобережной части (рис. 2, табл. 1).
Рис. 2. Гидрографическая схема р. Ушаковки.
Таблица 1
Линейные характеристики притоков р. Ушаковки
Приток
Правая
Ушаковка
Семенушка
Максимовка
Утесовый 2-й
Утесовый 1-й
Горячий
Левая Ушаковка
Кавардай
Падь Широкая
Арикчей
Солонянка
Черная
Расстояние
от устья, км
48,5
Длина притока,
км
17,6
11,6
8,2
7,6
6,8
3,0
48,5
9,4
5,2
4,5
47,5
47,0
6,0
10,0
8,0
7,0
6,1
17,2
4,4
5,9
5,0
12,8
10,8
Приток
Падь Сухая
Стеклянный
Поливаниха
Мостовой 3-й
Оглоблинский
Мостовой 2-й
Мостовой 1-й
Криводушка
Толбан
Толбазиха
Залычастиха
Солянка
Расстояние
от устья, км
43,5
Длина притока, км
14,8
37,8
36,9
35,4
34,8
33,4
31,0
29,8
22,0
2,2
18,0
9,0
4,0
12,4
5,0
2,6
4,2
4,0
8,2
12,4
9,3
9,0
12,8
Следующим шагом в изучении данного бассейна было вычисление частных площадей водосбора, заключенных между горизонталями, и построение по полученным показателям гипсографической
кривой, характеризующей нарастание площади водосбора по высотным зонам. Количественные показатели этого исследования представлены в табл. 2. Построенная по этим данным гипсографическая
кривая представлена на рис. 3. Для р. Ушаковки характерен тот факт, что на интервал высот 500-600
м приходится наибольший процент общей площади бассейна. Средняя высота водосбора составляет
около 650 м.
Аналогичные построения были проведены для лево- и правобережных частей бассейна. В данном случае показательно, что исследуемая территория характеризуется четко выраженной асимметрией. Площадь правобережья (542 км2) почти в два раза больше аналогичного показателя левобережной части (284 км2). Но, несмотря на это, высотные отметки, характерные для всего бассейна, в достаточной мере хорошо представлены (в процентном отношении к площадям исследуемых частей) на
обоих берегах. Их средние высоты близки к подобному показателю всего водосбора. Почти треть
57
площади левобережной части приходится на высоты 500-600 м, тогда как на правом берегу, из-за
большего его размера, более 50 % территории занято участками с высотными отметками 500-700 м.
Таблица 2
Распределение площади бассейна р. Ушаковки по высотным зонам
Отметка высотной
зоны
Площадь высотной
зоны, км2
1071-1000
1000-900
900-800
800-700
700-600
600-500
500-424,1
3
56
121
143
196
238
73
Нарастающая сумма площадей
% от всей площади
км2
бассейна
3
0,4
59
7,1
180
22
323
39
519
63
757
91
829
100
% от всей площади
бассейна без нарастания
1
7
14
17
23
28
10
Рис. 3. Гипсографическая кривая бассейна р. Ушаковки.
Итогом проведенного морфометрического анализа было вычисление коэффициентов гипсометрической однородности (S0) как для всего бассейна р. Ушаковки, так и для ее правобережной и левобережной частей. Расчеты проводились по формуле, предложенной Ю.Г. Симоновым [2], на основе
энтропии Шеннона:
S0=1-Hi/Hmax,
где Hi=-S-n1pilogpi,
Hmax=logn,
где n – число разрядов.
Чем ближе значение коэффициента (S0) к единице, тем более однородный гипсометрический
характер имеет территория. Полученные результаты показали, что правобережная часть характеризуется более выраженной гипсометрической однородностью (S0=0,17), чем левобережная (S0=0,045).
В целом вся территория имеет относительно выраженную гипсометрическую однородность
(S0=0,28).
Анализ морфометрии и геолого-геоморфологических особенностей бассейна р. Ушаковки позволил сделать ряд выводов.
1. Исследуемый район представляет собой своеобразную зону контакта Сибирской платформы
и древнейших горно-складчатых сооружений Прибайкалья. Это в значительной степени отразилось
на особенностях строения и характера рельефа. Наиболее сложным рельефом обладает юго-западная
часть Предбайкальского прогиба, которая является переходной зоной между Иркутско-Черемховской
равниной и Онотской возвышенностью.
58
2. Средняя высота водосборного бассейна р. Ушаковки составляет 650 м. Равнинная часть исследуемой территории имеет абсолютные высоты 500-800 м, а верховья бассейна (плосковершинные
горы) достигают высоты 1000-1071 м со склонами крутизной от 5 до 10-150. Для бассейна р. Ушаковки характерна значительная разница площадей лево- и правобережных частей.
В целом изучаемая территория отличается сложностью геологического строения и разнообразием форм рельефа, что дает основания предполагать динамичный и разный по устойчивости характер данного бассейна к антропогенным нагрузкам. Поэтому проведенные исследования и полученные
результаты необходимы в дальнейшей работе по изучению и определению природных и антропогенных факторов, оказывающих влияние на условия формирования и развитие ландшафтов бассейна р.
Ушаковки.
Литература
1. Самохин А.А., Соловьева Н.Н., Догановский А.М. Практикум по гидрологии. – Л.: Гидрометеоиздат,
1980. – 296 с.
2. Симонов Ю.Г. Однородность, сортированность и их меры // Математические методы в географии. –
Казань: Изд-во Каз. ун-та, 1971. – С. 28-33.
ЧРЕЗВЫЧАЙНЫЕ ВЕСЕННИЕ РАСХОДЫ ВОДЫ В РЕКАХ АРМЕНИИ И
СВЯЗАННЫЕ С НИМИ ЗАТОПЛЕНИЯ И РАЗМЫВЫ БЕРЕГОВ
Бойнагрян В.Р.
Ереванский госуниверситет, г. Ереван, Республика Армения, vboynagryan@ysu.аm
За последние 15 лет в Армении участились сильные ливни, град, снегопады, паводки и сели.
Кроме того, ранней весной стали отмечаться резкие повышения температуры воздуха, что способствует интенсивному таянию снегов в горах и формированию паводков и селей.
Чрезвычайным выдался 2003 г., когда было зарегистрировано 58 опасных гидрометеорологических явлений: сильный ветер, град, проливные дожди, сильные снегопады, паводки и сели. В начале
апреля произошло повсеместное повышение температуры воздуха, что сопровождалось проливными
дождями и сильным ветром. Это вызвало бурное таяние снега в высокогорном поясе и резкое повышение уровня рек с соответствующим возрастанием расхода воды (рис. 1 и табл.).
Рис. 1. График изменения расхода воды ряда рек Армении с 3 по 17 апреля 2003 г.
По таблице и рис. 1 видно, что к 7 апреля расход воды в реке Памбак у поста Туманян увеличился в 10,7 раза, р. Дебед у Айрума – в 4,2, р. Агстев у Иджевана – в 9,5, р. Раздан у г. Раздан – в 17,
5, а 10 апреля – в 28,5, в Ереване 9 апреля – в 25,5 раза.
На других реках (Мартуни, Гаварагет, Арпа), которые в обычное время имеют небольшой расход воды, в первых числах апреля он увеличился в 2,5-3,5 раза, хотя абсолютные величины несопоставимы с предыдущими реками. Лишь на р. Азат у Гарни расход воды увеличился с 2,65 до 34 м3/сек,
т. е. в 12,8 раза.
Резкое возрастание расхода воды в 7,7 -11,2 раза отмечалось и для следующих рек:
o Арпа (пункт Арени) – от 11,2 (3.04.2003) до 86,0 м3/сек (11.04) – в 7,7 раза;
o Ехегис (пункт Эрмоне) – от 3,10 (3.04) до 26,0 (11.04) – в 8,4 раза;
59
o Ехегис (Шатин) – от 4,38 (3.04) до 48,2 (9.04) – в 11 раз;
o Вохчи (Капан) – от 5,2 (3.04) до 46,9 (7.04) – в 9 раз;
o Воротан (Воротан) – от 3,34 (3.04) до 37,3 (10.04) – в 11,2 раза.
Таблица
Расход воды (м3/сек) в реках Армении весной 2003 г. по дням апреля
(данные Гидрометеослужбы Республики Армения)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
Река и
пункт наблюдения
ПамбакТуманян
Дебед- Айрум
Агстев –
Иджеван
КасахВарденис
Раздан- Раздан
РазданЛусакерт
Раздан- Ереван
МартуниГеховит
ГаварагетНорадуз
Азат-Гарни
АрпаДжермук
АрпаЕхегнадзор
Арпа- Арени
ЕхегисЭрмоне
Ехегис- Шатин
Вохчи- Капан
ВоротанГорайк
ВоротанВоротан
ВоротанВоротан
Цхук-Цхук
ГорисгетГорис
3.04
4.04
7.04
8.04
9.04
10.04
11.04
12.04
14.04
15.04
16.04
17.04
9,13
16,2
98.0
76,6
79,7
97,6
73,5
52,4
-
40,9
35
35
43,8
51,7
184
149
165
155
135
114
102
99
89,2
89,2
15,4
17.3
147
70,2
80,2
64,7
90,2
65,0
70,2
55,9
33,7
33,7
0,49
0,49
-
22,4
24,5
7,1
4,03
-
1,88
2,98
1,72
1,72
2,41
2,61
42,2
50,5
65,9
68,7
66,6
52
52
54,8
45,2
45,2
4,12
4,54
6,94
13,0
30
19,9
34,2
-
13,7
13,7
12,2
12,2
3,92
3,73
7,20
40,0
100
-
80
75
60
63
63
63
0,57
0,57
0,66
0,66
1,65
1,54
1,38
1,8
1,46
1,65
1,65
1,65
4,12
4,12
5,45
5,14
10,5
10,9
10,3
9,8
4,94
4,47
4,47
4,47
2,65
2,68
-
3,04
28,2
25,6
24,1
34
22,1
20,6
20,6
20,6
3,20
3,20
-
5,10
8,15
7,8
10,1
8,5
10,1
9,3
9,3
9,3
6,04
6,04
-
17,9
25,5
26,2
34,5
32
21,1
22,7
21,5
21,5
11,2
11,2
-
37,6
69,2
71,6
86,0
63
52,7
49,6
47,8
47,8
3,10
3,10
-
-
22,0
22,0
26
22
23,0
23
23
23
4,38
5,20
4,38
11,0
-46,9
26,0
44,7
48,2
45,5
45,5
23,8
45,5
46,9
24,5
31
26,0
27,7
26,8
25,5
24,5
22,4
24,5
22,4
2,82
2,82
2,82
2,82
2,82
2,82
2,82
4,2
5,88
5,88
4,2
4,2
3,34
3,18
3,34
3,34
3,34
37,3
22,3
9,5
4,0
3,75
3,5
3,5
17,0
25,2
15,0
14,0
8,0
25,5
48,8
30
34,2
28,2
28,8
28,8
0,88
0,88
0,94
0,94
0,94
0,94
0,94
1,6
1,6
1,4
1,4
1,4
0,84
0,37
1,40
1,40
1,72
1,92
1,56
1,56
1,25
1,25
1,25
1,25
5 марта 2004 г. в области Арагацотн за несколько часов температура воздуха повысилась на 1015 С, одновременно пошел сильный дождь и начался ураганный ветер. Все это вызвало интенсивное
таяние снегов на вулканическом массиве Арагац и способствовало формированию паводков и селей.
В р. Раздан уровень воды поднялся на 1,8-2,5 м. Были затоплены прилегающие к руслу реки приусадебные участки, жилые и подсобные помещения, повреждены мосты, а в Ереване пострадали различные кафе и рестораны, построенные в долине реки.
Паводки и сели в 2005 г. сопровождались также человеческими жертвами.
В 2006 г. паводки начались со второй декады апреля и достигли значительной силы на реках
Ахурян, Мецамор, Арпа, Агстев, Касах, Раздан, Веди, Дебед и др.
Река Мецамор размыла свой правый берег у с. Ранчпар, создав угрозу для единственной здесь
проселочной дороги, а р. Веди уничтожила часть проселочной дороги у с. Авшар, подмыв свой левый
борт (рис. 2).
2007 г. отличился снегопадом в конце апреля в Араратской долине, паводками и размывом дороги у г. Мегри 14 мая, паводком в Тавуше (погиб человек), а в Лори утонуло несколько десятков овец.
Сильные дожди спровоцировали смещения крупных оползней у с. Овк (была перекрыта автомобильная трасса) и у с. Агарцин (здесь оползень запрудил русло р. Агстев, что вызвало затопление
22 строений).
На участке между городами Дилижан и Иджеван автомобильная трасса после проливных дождей в конце апреля местами напоминала реку (рис. 3).
Значительные затопления в весенние дни 2007 г. отмечались почти повсеместно в республике.
Под водой оказались тысячи гектаров посевных площадей, сотни жилых домов и приусадебных участков, во многих районах были повреждены мосты и автомобильные дороги, газопроводы.
0
60
а
б
Рис. 2. Последствия поднятия уровня воды: а – на р. Мецамор, б – на р. Веди.
Рис. 3. Характерная картина в конце апреля 2007 г. в долине р. Агстев.
Таким образом, за последние годы в Армении отмечается резкое изменение опасных гидрометеорологических явлений, увеличение их разрушительной силы и частоты проявлений, а также возрастание экономического ущерба от них. Они способствуют формированию паводков и селей с соответствующими негативными последствиями. Поэтому необходимо разработать защитные и профилактические меры от этих природных явлений. Хороший результат будет получен, если определить
зону опасности и риска с использованием материалов аэрокосмических съемок и крупномасштабных
топографических карт и в пределах этой зоны убрать все то, что может пострадать, или защитить при
помощи различных мер те объекты, которым угрожает опасность. Это будет дорого, но в итоге дешевле, чем ежегодно восстанавливать поврежденные объекты или выплачивать населению суммы
ущербов. Работы по определению зоны опасности и риска от опасных гидрометеорологических явлений по отдельным административным областям республики и по речным бассейнам в настоящее
время начаты сотрудниками кафедры геоморфологии и картографии ЕГУ под руководством автoра
данной статьи.
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ И СТРОЕНИЯ РЕЧНОЙ
СЕТИ АРМЯНСКОГО НАГОРЬЯ
Бойнагрян В.Р., Бойнагрян А.В.
Ереванский госуниверситет, Ереван, Республика Армения, vboynagryan@ysu.аm
’’Армянское нагорье’’ – это название одной из физико-географических областей Передней
Азии, которое ввел в литературу в 1853 г. Г. Абих – один из первых исследователей геологии наго-
61
рья. Нагорье возвышается в виде “ острова гор” над соседними территориями и является для последних своеобразной “водонапорной башней”.
Наиболее крупными реками нагорья являются Евфрат, Тигр, Кура и Аракс, о которых говорится и в Библии [1] как о реках Рая:
• имя одной Фисон (Кура), она обтекает всю землю Хавила (Колхида), ту, где золото;
• имя второй реки Гихон (Геон, Аракс), она обтекает всю землю Кум;
• имя третьей реки Хиддекель (Тигр), она протекает перед Ассирией;
• четвертая река – Евфрат.
Реки Армянского нагорья в основном горные, с большим падением, бурным течением; русла их
выделяются невыработанностью продольного профиля, в них встречаются многочисленные водопады, пороги, быстрины.
При прохождении через межгорные котловины реки нагорья приобретают черты равнинных
рек с замедленным течением и извилистым руслом.
На формирование и строение речной сети нагорья, на ее плановый рисунок существенное воздействие оказали положение и простирание горных хребтов и межгорных котловин, наличие многочисленных разрывных нарушений и их орентировка, большая пестрота горных пород с разной устойчивостью к процессам выветривания и размыва, направленность и интенсивность неотектонических
движений и т. п.
На Армянском нагорье отмечается в целом широтное и субширотное простирание большинства
складчато – глыбовых хребтов и разделяющих их межгорных котловин. Это связано с горизонтальным давлением северного клиновидного выступа Аравийской тектонической плиты на нагорье, зажатое между ним и южным выступом Евразиатской плиты, и поперечным сжатием протоорогенных
структур подвижного пояса [2]. Лишь ряд хребтов (Васпураканский и Курдистанский, Восточно –
Севанский, Карабахский, Зангезурский и несколько других небольших хребтов) имеют меридиональное или близкое к нему простирание. Соответственно ориентированы и долины наиболее крупных
рек – параллельно горным хребтам по разделяющим их межгорным котловинам и с притоками, дренирующими склоны этих хребтов.
Плавный рисунок речной сети нагорья довольно тесно связан с морфоструктурами, системой
трещин или разломов, блоковым строением территории, тектоническими сдвигами, литологическим
составом горных пород, направленностью неотектонических движений и т. п.
Для вулканических массивов и куполовидных поднятий характерен радиальный (центробежный) тип рисунка речной сети (рис. 1 а). Вытянутые синклинальные и грабен – синклинальные прогибы предопределили перистый тип рисунка речной сети (рис. 1 б).
Разнообразие литологического состава горных пород, сложное геологическое и морфологическое строение крупных бассейнов способствовали формированию дендрического типа речной сети
(Арпа, Арацани-Мурат, Берта, Аджарисцкали, Олту, Мунзур и др.)- рис. 1в.
Центростремительный рисунок имеют Арацани (Мурат) в Алашкертской котловине, Агару
(Акера) выше с. Лачин, Масрик и др. Такой тип характерен для небольших межгорных или брахисинклинальных прогибов.
Гребенчатый рисунок характерен для моноклинальных сбросово-глыбовых морфоструктур
(притоки здесь впадают в главную реку с одной стороны) – Евфрат в верхнем течении, Тигр на параллели Дахука и др.
Для нагорья свойственен также прямоугольный решетчатый тип, обусловленный характерной системой трещин и разломов и отражающий блоковое строение бассейна (например, среднее течение р. Хамур – левого притока р. Тигр).
Ряд рек нагорья и их притоки образуют параллельный тип рисунка (например, рр. Чорох и Тортум в своих верхних течениях, Памбак и Дзорагет, притоки р. Куры между Акстафой и Боздагом и др.).
На нагорье отмечаются также резкие повороты рек, обусловленные сменой морфоструктур, обтеканием участков поднятий или крупных морфоструктур, сдвигами (рр. Ахурян и Касах обтекают
вулканический массив Арагац с запада и востока, р. Воротан обтекает Карабахский массив, р. Кура –
Эрушетский массив, р. Тартар-Тертер – Мровдагский хребет).
Широко распространены сдвиги речных долин, обусловленные современными тектоническими
движениями (долина р. Чорох у Испира, р. Олту к юго-западу от гор. Олту, р. Ахар – к западу от гор.
Ахар, р. Хошаб и др.) (рис. 2).
Для ряда хребтов и речных долин отмечаются их параллельное соотношение (р. Гайлгет – Келькит и Восточно – Понтийские горы, р. Памбак и Памбакский хребет, верховья р. Бол. Заб и Башка-
62
линский хребет и др.), связанное с соответствием речных долин и линейных хребтов крупным морфоструктурным унаследованным зонам [4].
Рис. 1. Некоторые типы речной сети Армянского нагорья [3]: а – радиальный (центробежный), б – перистый, в – дендрический, г – параллельный.
Рис. 2. Сдвиги речных долин [3]: а – р. Чорох, б – р. Олту, в – р. Ахар.
63
В других случаях речные долины приурочены к более молодым тектоническим нарушениям и
пересекают горные сооружения поперек или по диагонали, формируя антецедентные участки (р. Кура
на участке Боржомского ущелья, р. Тигр у своих истоков – пересечения Армянского Главного Тавра,
р. Аракс между Ордубадом и Минджеваном и др.).
Таким образом, формирование и строение речной сети нагорья обусловлены особенностями его
геологии и геоморфологии.
Литература
1. Библия. Книги Ветхого Завета. Бытие 2. – 1990.
2. Бальян С.П., Лилиенберг Д.А., Милановский Е.Е. Новейшая и современная тектоника сейсмоактивных
орогенов Армении и района Спитакского землетрясения // Геоморфология. – 1989. – № 4. – С. 3-16.
3. Бойнагрян В.Р. Реки и речные долины Армянского нагорья. – Ереван: Изд-во ЕГУ, 2009. – 154 с.
4. Зограбян Л.Н. Орография Армянского нагорья. – Ереван: Изд-во АН АрмССР, 1979. – 119 с.
НАЛЕДИ ЗАБАЙКАЛЬЯ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА РЕЛЬЕФ В УСЛОВИЯХ
СОВРЕМЕННЫХ ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА
Верхотуров А.Г.
Читинский государственный университет, г. Чита; [email protected]
Наледность территории Забайкалья характеризуется значительной изменчивостью (табл.). Выделение наледных бассейнов в Забайкальском крае выполнено по основным водотокам. Порядок водотока [8] в данной работе определен по картам м-аба 1 : 500 000. При оценке относительной наледности Забайкалья (отношение площади наледей к площади водосборного бассейна [f =(Sн/S)×100, %])
использованы данные существующих каталогов [5, 6], результаты дешифрирования аэрофотоснимков
и маршрутных исследований на наледных участках. В расчет принимались наледи, формирующиеся
за счет подземных вод, и наледи, имеющие смешанный тип питания.
Основными условиями широкого распространения наледных явлений в северном Забайкалье
служат: 1) сплошной характер распространения ММП, 2) высокая обводненность сквозных и несквозных подрусловых таликов, 3) интенсивная неотектоника и высокая современная сейсмичность и
4) особенности формирования ледникового рельефа в плейстоцен-голоценовое время. Мощность
многолетнемерзлых пород в пределах хребтов, по некоторым данным, достигает 1200 м, температура
-10 оС. В пределах межгорных впадин мощность ММП составляет 300-500 м, температура -2 оС. Талики отмечаются только под руслами крупных рек, под озерами и на участках разгрузки подземных
вод глубокого стока. Реже встречаются радиационно-тепловые талики на склонах южной экспозиции
с отметками 800-1000 м. Все эти особенности влияют на характеристики относительной наледности
северного Забайкалья, составляющей 0,68-1.04 %. Максимальная мощность природных наледей в пределах впадин редко превышает 2 м. В пределах хребтов она может достигать 5 м и более.
Таблица
Распространение и характеристика основных наледных бассейнов Забайкалья
Наледные бассейны
Регион
VII порядка
Северное
Забайкалье
(56−59о с. ш.)
Центральное
Забайкалье
(52−56о с. ш.)
Южное и ЮгоВосточное
Забайкалье
(49−52о с. ш.)
Количество
наледей
Объем наледей,
млн. м3
Средний объем
наледи, тыс. м3
Верхнечарский
Куандинский
220
207
171
68,7
777,3
331,9
Относительная
наледность
бассейна, %
1,04
0,68
Ингодинский
Хилокский
452
347
19,0
15,9
42,0
45,8
0,09
0,07
Чикойский
Ононский
ГазимурАргунский
397
588
672
15,3
30,1
26,4
38,5
51,2
39,3
0,09
0,04
0,025
В центральном и южном Забайкалье относительная наледность на порядок меньше, чем в северном и составляет 0,025-0,09 %. Мощность природных наледей здесь изменяется от первых десят-
64
ков сантиметров до 1,1 м и в среднем равна 0,5-0,6 м. Площадь наледей изменяется от первых сотен
до первых тысяч квадратных метров. Параметры наледей на юго-западе (Чикойский и Хилокский наледные бассейны) и на юго-востоке (Ононский и Газимурский и Аргунский наледные бассейны) мало отличаются от аналогичных параметров наледей центрального Забайкалья.
Влияние наледей на рельеф зависит от их объемов, состава пород, слагающих ложе и борта наледной поляны, уклонов русла и парагенетически связанных с наледеобразованием процессов. К ним
относятся: криогенное выветривание, морозное трещинообразование, пучение, инъекционное льдообразование, термокарст, термоэрозия, термоабразия, суффозия и эрозионные процессы. Геологогеоморфологическая деятельность наледей на сегодняшний день наиболее полно охарактеризована в
работах [1,4,7] и др. В горноскладчатых областях криолитозоны она проявляется в разрушении склонов речных долин, переработке русловых и пойменных аллювиальных отложений, формировании
наледного аллювия и зависит от широтной зональности и высотной поясности. Воздействия наледей
на рельеф проявляются в том, что на охлажденные горные породы, иногда до минус 30 оС, изливаются наледеобразующие воды с температурами близкими к 0 оС, которые проникают в поры и трещины,
замерзают там, вызывая "тепловой удар" [1]. Этот динамический вид воздействия зависит: от разности температур горных пород и изливающихся вод, обнаженности горных пород, мощности снежного
покрова и его плотности, трещиноватости и пористости горных пород, мощности слоя наледеобразующих вод и скорости их движения. Ежегодно динамическое воздействие проявляется в процессе
формирования наледи в данной точке массива горных пород однократно. Интенсивность воздействий
такого типа на горные породы в вертикальном разрезе определяется числом излияний, мощностью
слоев наледеобразующих вод, которые существенно отличаются для северного, центрального и южного Забайкалья.
Воздействие наледей на горные породы при замерзании в их порах и трещинах талых наледных
вод после радиационных оттепелей или при заморозках в период разрушения наледи можно считать
статическим. Количество циклов замораживания-оттаивания в контуре наледной поляны может достигать 35 в год и более [4] и зависит от высотного положения наледи. Данный вид воздействия характерен для нивальных условий криогенеза. В вертикальном разрезе на бортах, ограничивающих наледную поляну, разрушение горных пород проявляется на разных уровнях и, в основном, приурочено
к верхней части наледи. Это обусловлено более жесткими колебаниями температур воздуха в начальный период таяния наледи, что приводит к формированию характерных нивационных «забоев» на
бортах наледных полян. Изменения морфометрических параметров наледей в многолетнем цикле
приводит к смещению высотного положения нивационных «забоев».
По данным лабораторных и полевых исследований, скорость криогенного выветривания на наледных полянах, зависящая от комплекса вышеперечисленных факторов, составляет от 0,5 мм/год
для наиболее прочных пород до 3,3 мм/год для более слабых, например песчаников аунакитской свиты (PR1). При "тепловом ударе" и последующем замораживании образцов интенсивность их разрушения на порядок больше, чем при замораживании в нивальных условиях при одинаковом числе
циклов замораживания-оттаивания [3]. Тонкодисперсный материал, который образуется при выветривании, сразу удаляется талыми наледными водами, обеспечивая возможность непрерывности процесса. Ориентировочный объем выветрелого материала, удаляемого с единичной наледи, в северном
Забайкалье составляет 250-600 м3, а в южном и центральном – 30-60 м3. Процесс проявляется по всей
поверхности наледной поляны или той ее части, где формируется наледь, в виде десквамации и шелушении валунов, дезинтеграции обломков и формировании наледного аллювия. Ложе наледной поляны при значительной мощности наледи подвергается менее интенсивному криогенному выветриванию, чем склоны. Этот процесс приводит к тому, что продольный уклон наледных полян значительно меньше, чем на прилегающих участках выше и ниже по течению.
В весенний период на наледных участках в результате создания подпора движению поверхностных вод, происходит образование эрозионных промоин и маргинальных каналов в теле наледи или
происходит выход потока за её пределы. Это с одной стороны обеспечивает вынос продуктов разрушения с периферийных частей наледей, а с другой избирательную аккумуляцию аллювиальных отложений на наледных полянах. Аккумуляция наносов происходит в результате резкого снижения
скоростей течения речных вод из-за уменьшения уклонов продольного профиля русла на наледных
полянах.
Анализ влияния наледей на рельеф в северном Забайкалье сделан на основе стационарных исследований геологической деятельности наледей, выполненных на этой территории. Известно, что
форма наледей оценивается коэффициентом формы (Кф), который определяется отношением длины
наледи к ее ширине. С увеличением абсолютной высоты местности наблюдается рост коэффициента
65
формы [6]. В горных частях бассейна наледи обычно образуются в узких V-образных речных долинах
и примыкают непосредственно к склонам. Типичным примером горно-долинной наледи является Намингинская наледь, площадь которой составляет более 1,5 км2, а объем превышает 3 млн м3. Горнодолинные наледи обычно представлены системой, так называемых наледных линий, например, на р.
Апсат, Сюльбан и др. Наледные поляны располагаются, как правило, ниже участков пересечений
речных долин тектоническими нарушениями или расположены ниже ванн выпахивания ледниковых
долин-трогов. Коэффициент формы таких наледей, как правило, больше 18, но в узких ущелистых
долинах Кф может достигать 240 [5, 6]. Геолого-геоморфологическая деятельность горно-долинных
наледей осуществляется по контуру наледного массива, практически совпадающего с контуром наледной поляны и незначительно изменяющимся в многолетнем цикле. Наледями и сопутствующими
криогенными процессами осуществляется подрезка склонов, их разрушение. Это обусловливает расширение речных долин, существенно уменьшает крутизну их продольного профиля в пределах наледных полян. В поперечном сечении долины рек становятся корытообразными. В итоге формируются ступеньчатовидные долины горных рек. Исключение составляют крупные долины-троги, где на
расширенных участках наледи имеют относительно низкие значения Кф. К днищам долин-трогов и,
особенно, к их устьевым частям приурочены наиболее крупные наледи региона, например Нижнеингамакитская и др. В крупных троговых долинах площади наледей меньше площадей наледных полян
Наледи, формирующиеся во впадинах байкальского типа, характеризуются Кф< 18. Примером
равнинно-котловинной наледи является Среднесакуканская наледь, суммарная площадь которой составляет более 4,5 км2, а объем около 9 млн м3. Геоморфологическая и геологическая деятельность
наледей в межгорных впадинах, в большинстве случаев, протекает в контурах наледных полян, как и
в крупных долинах-трогах. Здесь площади наледных полян превышают площади наледей. Воздействие наледи проявляется, как правило, по одному из бортов наледной поляны, где летом отмечается
интенсивная речная эрозия. В переформировании руслового аллювия и образовании наледного аллювия определяющую роль играет энергия водных потоков и криогенное выветривание. На периферии
наледных полян, где энергия водных потоков незначительна, окатанные обломки пород практически
отсутствуют. Процесс сглаживания острых граней обломков протекает здесь достаточно слабо, в отличие от процесса физического дробления при циклическом промерзании и оттаивании горных пород
в периоды роста и разрушения наледи. Литологическое строение наледного аллювия может быть самым разнообразным и, часто, в пределах одной и той же наледной поляны существенно отличаться
друг от друга. Для наледных полян в межгорных впадинах характерен констративный тип аллювия.
На наледных полянах в хребтах обычно формируется перстративный аллювий, а выше и ниже по
руслу идет образование инстративного. Таким образом, наледеобразование является существенным
фактором мофогенеза.
В центральной, юго-западной, южной и юго-восточной частях Забайкалья, где наледеобразование происходит, в основном, по южному варианту [7], наледные поляны имеют нечетко выраженные
границы и могут менять свое местоположение. Геоморфологическая и геологическая деятельность
наледей здесь выражена значительно слабее. Это связано со значительными колебаниями площадей и
объемов наледей, которые зависят от количества осадков предшествующего периода и температур
воздуха в период образования наледей. В северном Забайкалье таких прямых зависимостей между
летним количеством осадков и объемами наледей не выявлено.
Цикличные изменения климата влияют на динамику наледных процессов, морфометрические характеристики наледей и интенсивность их воздействия на горные породы. В Забайкалье, учитывая его значительную протяженность с запада на восток и в широтном направлении, отмечается разновременность наступления периодов активного (иногда катастрофического) образования
наледей для различных районов. Разрыв может составлять несколько лет. Это связано с особенностями циркуляции атмосферных фронтов в годовых циклах, которые определяют различную тепло- и
влагообеспеченность территории.
Повышенная интенсивность наледеобразования в центральном и южном Забайкалье наблюдается в годы со значительным количеством осадков в предшествующий летне-осенний период. Циклы
повышенной активности наледеобразования наблюдаются через пять и десять лет. Особенно сильно
активность наледеобразования проявляется в конце десятилетних циклов, которые отмечались в 1989
и 1999 гг. Очередное возрастание активности наледеобразования в центральном Забайкалье было отмечено зимой 2008-2009 гг., когда была нарушена эксплуатация некоторых линейных сооружений на
территориях г. Чита, с. Красный Чикой и других населенных пунктах.
В северном Забайкалье умеренная активность наледных процессов наблюдается один раз в два
года, высокая − один раз в семь лет [2].
66
В последнее десятилетие средняя годовая температура воздуха в Забайкалье возросла на 2 оС.
Тренд повышения температуры, по данным Росгидромета, в среднем составляет 0,52 оС/10 лет. Это,
как показали проведенные исследования в центральном и южном Забайкалье, привело к опусканию
кровли многолетнемерзлых пород на 0,5-6 м. Формирование несливающихся мерзлых толщ, а на отдельных участках и их полная деградация, вызвали существенное снижение наледности территории.
В северном Забайкалье за этот период снизилась интенсивность промерзания горных пород на
участках сквозных и несквозных таликов, что способствовало увеличению продолжительности транзита подруслового стока, уменьшению мощностей наледей и времени их существования. Повышение
среднегодовых температур в северном Забайкалье наиболее существенно сказалось на формировании
наледей речных вод и наледей имеющих смешанный тип питания. Ранее вероятность их образования
составляла 100 % [2]. В 2010 г. в районе с. Чара они практически не формировались. Значительно сократились объемы наледей, в том числе и гигантских – Среднесакуканской, Нижнегамакитской, Муруринской. Это сокращение составляет от 20 до 30 %, что значительно выше обычных колебаний в
многолетнем цикле. Площади наледей существенно уменьшились только в пределах впадин, а в горных частях северного Забайкалья изменения площадей практически не произошло, но понизились
мощности. Наледи подземных вод, имеющие малые площади и объемы вообще перестали формироваться (р. Анарга) или образуются только в пределах русловой части водотока (р. Клюквенный). Изменение объема наледей приводит к снижению их роли в преобразовании рельефа.
Литература
1. Алексеев В.Р. Наледи как фактор долинного морфолитогенеза // Региональная геоморфология Сибири.
– Новосибирск: Иркутск, 1973. – С. 99-134.
2. Алексеев В.Р., Соколов Б.Л. Наледи и закономерности их развития // Геология и сейсмичность зоны
БАМ: Гидрогеология. – Новосибирск: Наука, 1984. – С. 58-79.
3. Верхотуров А.Г. Воздействие наледей на инженерные сооружения // Материалы Междунар. конф.
«Криогенные ресурсы полярных и горных регионов. Состояние и перспективы инженерного мерзлотоведения»
(21-24 апреля 2008 г.). – Тюмень: Институт криосферы Земли, 2008. – С. 69-71.
4. Выркин В.Б. Современное экзогенное рельефообразование котловин байкальского типа. − Иркутск:
Изд-во Ин-та географии СО РАН, 1998 – 175 с.
5. Дейкин Б.Н., Марков М.Л. Распространение наледей в бассейне р. Куанды (по результатам
аэровизуальных обследований) // Труды ГГИ. – Л.: Гидрометеоиздат, 1983. – Вып. 290. – С. 68-83.
6. Каталог наледей зоны БАМ: Наледи верхней части бассейна р. Чары. – Л.: Гидрометеоиздат, 1980. –
Вып. 1. – 62 с.
7. Романовский Н.Н. Подземные воды криолитозоны. – М.: Изд-во МГУ, 1983. – 231 с.
8. Хортон Р.Е. Эрозионное развитие рек и водосборных бассейнов. Гидрофизический подход к количественной морфологии. – М. – Л.: Изд-во иностр. лит., 1948. – 158 с.
ФОРМИРОВАНИЕ РЕЛЬЕФА И ИНТЕНСИВНОСТЬ ГОРИЗОНТАЛЬНЫХ
ДЕФОРМАЦИЙ РУСЕЛ ГОРНЫХ РЕК ПРИ ИЗМЕНЕНИИ КЛИМАТА
Виноградова О.В1., Виноградова Н.Н2.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, географический
факультет, г. Москва, [email protected]
Формирование речных долин является длительным и многофакторным процессом. Речные системы нередко имеют древний возраст заложения и длительную историю развития. Особенностью
формирования речных долин является дискретность процесса рельефообразования, обусловленная
периодами заполнения долин рыхлыми отложениями либо гляциального, либо морского генезиса. В
различные эрозионные циклы реки, врезаясь в коренные породы, формируют морфодинамические
типы русел, характеризующиеся определенной интенсивностью горизонтальных деформаций. Основными факторами, определяющими формирование тех или иных типов русел являются литологотектоническое строение и климат. Некоторые вопросы, касающиеся изменения морфологии русел и
их деформаций в зависимости от изменений климата, рассмотрены для равнинных рек [1]. В результате исследований на ряде рек Русской равнины выявлено резкое увеличение размеров палеомеандр,
связанное с эпохой увлажненности в послеледниковый период. Между тем вопрос о реакции русел
небольших горных рек на изменения климата практически не изучен. Эта проблема остро стоит сей-
67
час для многих горных районов, в которых в связи с потеплением климата увеличивается интенсивность и повторяемость катастрофических явлений – паводков, селей, обвалов, оползней, представляющих угрозу, как для хозяйства, так и для жизни людей. В связи с этим изучение реакции русел
горных рек, в особенности интенсивности их деформаций, на изменения климата является актуальной проблемой.
Глобальное потепление климата, о котором сейчас так много пишут в научной литературе, не
является уникальным явлением в истории нашей планеты. Известно, что на протяжении ее существования происходила неоднократная смена холодных и теплых эпох, характеризующихся различной
степенью увлажненности. Основываясь на принципе цикличности изменения климата, анализ реакции русел горных рек на его изменение можно проводить в двух временных аспектах – геологическом и современном. Изучение климатических условий прошлых геологических периодов, выяснение
хронологической последовательности развития ландшафтов, реконструкция морфологических и
морфометрических характеристик рек позволяют выявить тенденции изменения их русел в разные
климатические эпохи, и на основании этого дать обоснованный прогноз современных механизмов
изменения рек в условиях потепления климата. На современном этапе стационарные исследования
изменений морфологии русел и их деформаций позволили провести более точный анализ происходящих в горных реках процессов.
Реакция рек на изменение климата в геологическом масштабе времени
Исследования проведены в Ленском золотоносном районе, расположенном в пределах Патомского нагорья на правобережье р. Витим. Результаты исследований базируются на реконструкции
палеоклиматов, существовавших в разные геологические периоды, и анализе палеорусел, функционировавших в эти периоды. Такое сопоставление позволило установить наиболее существенные закономерности изменения морфодинамических типов русел и их деформаций, которые не могут быть
прослежены на протяжении коротких отрезков времени. Материалом для реконструкции палеорусел
послужили геолого-разведочные разрезы, полученные при разведке погребенных россыпей. Горные
реки характеризуются большими скоростями течения и бурными потоками, врезаются в твердые, обладающие высокой противоэрозионной стойкостью скальные породы, формируя скульптурноэрозионный рельеф [2]. Основной транспорт наносов в реках осуществляется в русле. Наиболее обогащенные золотом струи аллювия приурочены к палеоруслам – эрозионным бороздам, поэтому при
разведке геологи прослеживают их с большой детальностью, что позволило реконструировать морфологию русел и проследить изменения их положения и морфометрических характеристик в разные
геологические периоды. Палеоклиматические обстановки реконструировались на основе литературных данных, сведениях, содержащихся в геологических отчетах, и по данным споро-пыльцевых анализов.
В истории Ленского района выделяются периоды с различными климато-ландшафтными обстановками (табл. 1).
Таблица 1
Климато-ландшафтные характеристики основных этапов формирования долин
Ленского золотоносного района
Основные этапы формирования долин
Ранний плейстоцен
Средний плейстоцен
Поздний плейстоцен
Характеристики
климатов
Теплый, влажный
Континентальный, умеренно
влажный
Умеренно холодный, сухой
Годовое кол-во
осадков (мм)
800
440-550
200-400
Современный районаналог
Среднее Приамурье
Патомское нагорье
Район верхней Лены
Возраст долин
(млн. лет назад)
0,2
0,05
0,02
Проведенный анализ палеорусел показал высокую степень унаследованности морфодинамических типов на протяжении всей истории формирования долин. Несмотря на изменение климата и количества осадков морфодинамический тип русла, свойственный тому или иному участку, формируется при заложении долин, приспосабливаясь к тектоническому плану и литологии пород. В последующие эрозионные циклы, при врезании русел, реки вновь и вновь попадают в те же условия и неизменно формируют тот же самый тип русла. Проведенный морфометрический анализ изменения
параметров русловых форм для каждого этапа врезания показал, что ширина днища долин определяется русловыми деформациями уже в течение первого эрозионного цикла и испытывает незначительные изменения в последующие периоды врезания (табл. 2).
68
Таблица 2
Соотношение ширины погребенного и современного днища на участках расширений долины
р. Малого Патома (Ленский золотоносный район)
Участок
Соловьиная поляна
Центральная поляна
Мариинская поляна
Ширина погребенного Ширина современного
днища, км
днища, км
1,0
1,0
1,3
1,4
3,0
3,2
Морфометрические показатели меандр для периодов с разным климатом в Ленском золотоносном районе остаются практически без изменений. В разные этапы формирования они могут менять
положение вершин то к одному, то к другому берегу, оставаясь подобными друг другу по своим
формам и размерам (табл. 3). В таблице приведены размеры меандр, сформированных в периоды с
разными климатическими условиями для двух участков русел.
Таблица 3
Морфометрические показатели меандр
Название реки
Р. Малый
Патом
Р. Бодайбо
Время формирования
Средний плейстоцен
Поздний плейстоцен
Средний плейстоцен
Поздний плейстоцен
Ширина
днища, м
Шаг меандры, м
Стрела прогиба, м
375
Радиус
кривизны,
м
250
500
275
390
250
500
200
2250
650
1000
500
2275
625
1125
600
Таким образом, можно сказать, что в геологическом масштабе времени изменение климатических условий практически не сказывается на морфологии и морфометрических характеристиках русла, которые, прежде всего, определяются литолого-тектоническим фактором. В этом отличие горных
рек от равнинных, для которых изменение климата играет существенную роль в формировании рельефа русел.
Реакция горных рек на изменение климата на современном этапе
Полученные выводы подтверждаются, а в ряде случаев детализируются результатами стационарных исследований на одной из горных рек Кавказа [3]. В результате почти 30-ти летних наблюдений за деформациями русловых форм и слагающими их наносами р Бзыби подтверждены незначительные темпы горизонтальных деформаций, несмотря на изменение климатических показателей.
Изменения климата от теплого влажного к суровому сухому, происшедшие в плейстоцене в Ленском
золотоносном районе и сопровождающиеся уменьшением количества осадков в три раза (от 800 до
200 мм), представляются гораздо более значительными, чем на современном этапе. Так, отклонение
сумм осадков от многолетней нормы за время стационарных наблюдений в периоды различной увлажненности не превышало 19-22 %, т.е. было существенно ниже, чем за геологические этапы. На
протяжении периода наблюдений, на основании данных многолетних наблюдений Госкомгидромета
о гидрологическом режиме реки и осадках, были выделены периоды повышенной, средней и пониженной водности и увлажненности, связанные с циклическими изменениями климата. Однако, несмотря на различия характеристик гидрологического режима (расходов воды и наносов, количества и
интенсивности паводков и т.п.) и осадков (общего количества, количества дождей и ливней и т.п.) в
разные периоды, изменения морфодинамического типа русел не происходило. Также на горных участках русла не были отмечены существенные горизонтальные деформации.
Стационарные исследования позволили проследить особенности формирования и темпы смещений отдельных русловых форм. В течение периода наблюдений за динамикой русловых форм р.
Бзыби на участках горного и полугорного меандрирующего типа русел плановое положение побочней и осередков было практически стабильным. Отмечались лишь небольшие деформации побочней
и осередков за счет размыва и аккумуляции наносов по их внешнему краю в приурезовой полосе. Более сложные переформирования отмечены на участках многорукавного русла в нижнем течении реки. Происходящие здесь интенсивные плановые изменения русловых форм позволяют судить о меха-
69
низме формирования этого типа русла. Деформации русловых форм выражаются в образовании новых осередков, причленении осередков к побочням, их отторжении в результате блуждания рукавов и
возникновении новых проток и рукавов. Однако, смещение побочней вниз по течению здесь также не
отмечено. Русловые формы в меандрирующих руслах горных рек характеризуются высокой степенью
устойчивости. Стабильность русловых форм обусловлена их формированием в условиях жесткого
каркаса скального ложа, образующегося при врезании рек в коренные породы. Побочни и осередки в
горных реках являются ареной транспорта наносов, который осуществляется путем обмена между
наносами, транспортируемыми в русле и слагающими русловые формы. Сами же русловые формы
оставались стабильными благодаря цокольным основаниям.
Проведенные исследования свидетельствуют о высокой степени унаследованности морфодинамических типов русел горных рек и их незначительных горизонтальных деформациях, как в геологическом масштабе времени, так и на современном этапе. Эти факты могут служить надежным критерием для прогноза изменения русел горных рек при глобальном потеплении климата. Исключение
составляют верховья долин, находящиеся в зоне отступания ледников, селевые и оползневые участки
русел. Внешнее вмешательство этих процессов на рельефообразование в днищах долин вызывают
значительные изменения формы русла, вплоть до смены его морфодинамического типа, способствуют интенсивным смещениям русел. Такие участки требуют проведения особенно тщательных исследований для прогнозной оценки.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 10-05-00357) и гранта президента РФ для поддержки ведущих научных школ (проект НШ-3284.2010.5).
Литература
1. Сидорчук А.Ю., Панин А.В и др. Сток воды и морфология русел рек Русской равнины в поздневалдайское время и в голоцене // Эрозия почв и русловые процессы. – М.: Изд-во МГУ, 2000. – Вып. 12. – С. 196-230.
2. Виноградова О.В., Хмелева Н.В. Русловые процессы и формирование аллювиальных россыпей золота.
– М.: Изд-во МГУ, 2009. – 170 с.
3. Хмелева Н.В., Виноградова Н.Н. и др. Бассейн горной реки и экзогенные процессы в его пределах. –
М.: Изд-во МГУ, 2000. – 186 с.
ФОРМИРОВАНИЕ ДОЛИН И РОССЫПЕЙ В ОБЛАСТЯХ ПРОЯВЛЕНИЯ
НОВЕЙШЕГО ВУЛКАНИЗМА
Воскресенский И.С.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва,
[email protected]
Формирование долин и россыпей областей новейшего вулканизма изучено на Витимском плоскогорье (долина р. Амалат) и в Закавказье (долина р. Храми). Строение долин и отложений выявлено
в результате специализированных исследований по оценке геоморфологических условий россыпеобразования и прогнозу россыпной золотоносности (Воскресенский А.И., Лукацкий С.Б., Федосеев И.И.
на Витимском плоскогорье), литолого-минералогического анализа (Э.Г. Ананьева) и определения
абсолютного возраста методом РТЛ (О.А. Куликов).
1. Витимское плоскогорье. Приуроченность россыпей золота к погребенным древним долинам
плиоцен-плейстоценового возраста было показано еще в 60-ые годы ХХ в. С.Г. Мирчинк. Однако до
настоящего времени специализированных геоморфологических работ по оценке условий россыпеобразования не проводилось. Долина р. Амалат на изученном участке ниже слияния рек Б. и М. Амалат
располагается в юго-восточной части Витимского плоскогорья к северу от границы эоплейстоценового вулканогенного покрова андезитобазальтового состава, который в долине р. Амалат перекрывает
фрагмент древней долины с россыпью. Изученный отрезок долины занимает участок равнины Амалатской впадины, обрамленной расчлененным низкогорьем.
В пределах Амалатской впадины установлены: а) «белесая» толща верхнеэоплейстоценового
возраста пролювиального генезиса, которая сложена глыбово-галечными и гравийно-галечными отложениями. Она образует на отдельных участках долины цоколь низких террас. «Белесая» толща
имеет пролювиальный генезис, о чем свидетельствуют линзовидно-параллельная текстура, слабая
окатанность и однородный петрографический состав обломков (гранитоиды, сланцы и гнейсы, кварц
70
и полевые шпаты). По литолого-минералогическим признакам толща сходна с сазанковской свитой
Приамурья и манзурской свитой Прибайкалья; – «красными галечниками» плиоценраннеплейстоценового возраста – галька и мелкие валуны гранитоидов имеют красную или бурую
«рубашку», состоящую из окислов и гидроокислов железа; б) «краснобурые» сильновыветрелые галечники преимущественно гранитоидного состава. Галька хорошо окатана (3-4 класс), что свидетельствует об аллювиальном генезисе. Галечники залегают в цоколе низкой 1-ой террасы на коренных
породах палеозоя, нижнего мела или «белесой толще» верхнего эоплейстоцена-начала нижнего неоплейстоцена. На бортах долины они прослеживаются до отн. высоты 50-60 м над современным урезом;
в) толща «серо-бурых галечников» аллювиально-пролювиального генезиса залегает в цоколе поймы и
террас (террасоувала) отн. выс. до 40-50 м. Толща перекрывает коренные породы мела и толщи «белесых» и «красно-бурых» галечников. Ее накопление происходило в первой половине среднего неоплейстоцена. В отличие от эоплейстоцен-неораннеплейстоценовых толщ в ней присутствует галька
андезито-базальтов, что свидетельствует об изменении области сноса; г) толща «серых галечников»
аллювиально-пролювиального генезиса заполняет погребенный врез, днище которого вскрыто на
глубине – 10 м относительно современного уреза р. Амалат. Толща поднимается в пределах террасоувала до отн. выс. 25 м. Петрографический состав гальки сходен с толщей «серо-бурых» галечников.
Накопление толщи происходило во второй половине среднего неоплейстоцена. Нижняя часть толщи,
заполняющей погребенный врез с россыпью, ранее была вскрыта при поисковых работках. Верхняя
часть толщи была изучена нами. Это аллювиально-пролювиально-озерные галечники, перекрытые
мерзлыми слоистыми супесями и суглинками. Суммарная мощность аккумулятивной толщи второй
половины среднего плейстоцена составляет не менее 40 м. Наличие среднеплейстоценового аллювия
в погребенном врезе – широко распространенное явление для всех золотоносных районов Сибири и
Дальнего Востока, а также других районов Северной Евразии. Аллювий поймы сформирован во второй половине голоцена в постатлантическое время.
Фрагменты древних долин эоплейстоцен-раннеплейстоценового и средненеоплейстоценового
возраста сохранились в виде цоколей днищ древней долины р. Амалат и его притоков. Фрагменты
эоплейстоценового, раннеплейстоценового и первой половины среднего неоплейстоцена представлены цоколями днища долины р. Амалат, которые имеют относительную высоту близкую к современному урезу +1 – +5м. Фрагменты глубокого вреза представлены днищами долин второй половины
среднего неоплейстоцена. Они имеют относительную глубину днища -8-10 м.
Последовательность формирования долин, промежуточных коллекторов и россыпей. Результаты работ позволяют установить не менее 4-ех эпох врезания и аккумуляции в позднем эоплейстоцене-неоплейстоцене в истории формирования долины р. Амалат. Первые две соответствуют времени
до эпохи формирования лавового покрова в верховьях р. Б. Амалат.
Эпоха врезания долин в эоплейстоцене предположительно от поверхности локального выравнивания привела к формированию днищ долин на уровне 2-8 м над современным урезом. В эпоху
аккумуляции долинная сеть была выполнена «белесой» толщей. Последующий цикл врезания и аккумуляции в конце эоплейстоцена-начале неоплейстоцена соответствует времени врезания и последующего накопления толщи «красных галечников». Временной отрезок раннего неоплейстоцена и
первой половины среднего неоплейстоцена остается не охарактеризованным. С данным временем
связываются поэтапные межбассейновая и междолинная перестройки, одними из причин которых,
вероятно, являются формирование лавового покрова в верховьях современного р. Бол. Амалат и оледенения в бассейне Верхнего Витима. Перестройка долинной сети находит выражение в изменении
питающей провинции. В аллювии среднеплейстоценового возраста появляется галька, а аллювии
поймы и прирусловых отмелей доля галька андезито-базальтов (из верховьев р. Бол. Амалат) достигает 25-45 %%. Плановые очертания бассейна р. Амалат и направление стока приобретают современный вид. Для двух циклов врезания-аккумуляции во второй половине среднего неоплейстоцена амплитуды врезания составили не менее 50-60 м и амплитуды аккумуляции – не менее 30-40 м. В последнюю эпоху врезания в конце среднего неоплейстоцене в долине р. Амалат был сформирован
«глубокий врез».
Россыпепроявления. Установлено преобладание пластинчатой и таблитчатой формы золотин в
современном русловом аллювии. Во всех изученных разрезах весовые содержания золота приурочены к плотиковой фации аллювия эоплейстоцен – раннеплейстоценового и среднеплейстоценового
возраста. В пределах погребенного днища долины среднеплейстоценового возраста (по данным геологоразведочных работ) распределение содержаний в пласте россыпепроявлений имеет «гнездовый»
вид. Мощность пласта в «гнездах» увеличивается по сравнению с соседними участками от менее 1 м
71
до 2-3 м. Подобный характер распределения мощности пласта установлен для каньонообразного в
поперечном профиле среднеплейстоценового погребенного вреза долины р. Амалат.
Россыпепроявления в современном русловом аллювии р. Амалат и его притоков приурочены к
тем участкам долины, где пойма пересекает днища долин эоплейстоценового и раннеплейстоценового врезов. Участок долины р. Амалат с россыпепроявлением в днище «среднеплейстоценового вреза»
пространственно совпадает с реконструированными контурами древних долин р. Амалат эоплейстоценового и раннеплейстоценового возраста.
Промежуточные коллектора. В результате работ установлена знаковая золотоносность «краснобурых галечников» эоплейстоцен – раннеплейстоценового возраста. Таким образом, для данного
участка подтверждается выявленная ранее для бассейна Амалат золотоносность «красно-бурых галечников». Это позволяет рассматривать толщу в качестве промежуточного коллектора для россыпей
днищ врезов среднеплейстоценового возраста, а область ее распространения в бассейне р. Амалат как
перспективную территорию формирования аллохтонных россыпей.
2. Передовые хребты Малого Кавказа. Изученный участок долины р. Храми в среднем течении
располагается в предгорьях Триалетского хребта и прилегающей с юга Ахалцихской котловины. Долина р. Храми и ее притоки врезаны в мощную (десятки метров) толщу вулканогенно-осадочных пород позднего эоплейстоцена, которые представлены переслаиванием лавовых покровов и лахаров.
Вулканогенно-осадочная толща перекрывает расчлененный рельеф предгорий Триалетского хребта.
В предгорьях хребта в эрозионно-денудационных «окнах» вулканогенно-осадочного покрова в бортах современных долин левых притоков р. Храми установлены выходы галечников и конгломератов,
сходных по петрографическому составу с конгломератами и галечниками миоценового возраста в
пределах Картлийских впадин в бассейне р. Кура. Россыпи золота в галечниках и конгломератах ранее разрабатывались старателями. Коренные источники, которые были ранее выявлены, представлены кварцевыми жилами по периферии гранитоидных интрузий, прорывающих вулканогенноосадочные породы мелового возраста.
Типоморфизм золота (низкая окатанность, наличие сростков с кварцем) и минералогический
состав тяжелой фракции аллювия свидетельствуют о двух типах коренных источников россыпного
золота в бассейне р. Храми на изученном участке: 1) низкотемпературные вулканогенные гидротермальные золотосеребряного типа с пробой менее 700; 2) малоглубинные низкотемпературные гидротермальные золотосеребряные с пробой более 700. Выявленная ранее золотоносность конгломератов
миоценового возраста позволяет рассматривать их как промежуточный коллектор.
На изученном участке (на протяжении 80-100 км) долина р. Храми в среднем течении выработана в вулканогенно-осадочной толще эоплейстоцена и, предположительно, конгломератах миоцена,
а в нижнем течении – в коренные породы мела.
Верхний по течению изученный отрезок долины р. Храми, на котором ранее были установлены
россыпи золота, располагается в непосредственной близости от границы распространения эоплейстоценовых лавовых покровов. Эта особенность положения отражается в строении долины, которая
представляет собой ущелье глубиной до 200 м. При этом долина р. Храми и ее притоки на этом участке частично наследуют палеодолины бассейна р. Храми, сформированные до образования эоплейстоценовых лавовых покровов. В пределах сохранившихся фрагментов палеодолин залегают толщи
хорошо окатанных валунных галечников, сходных по петрографическому составу и окатанности с
миоценовыми галечниками. В долине чередуются участки сужений и расширений. На участках расширений в пределах днища располагаются фрагменты пойм (отн. выс. до 2-3 м) и узкие фрагменты
аккумулятивной первой террасы (отн. выс. до 5-10 м). На участках сужений распространены узкие
сегменты поймы и фрагменты низкой цокольной первой (до 10-12 м) террасы. Это участки резкого
увеличения современного уклона поймы, который достигают 15 м/ км, при среднем уклоне днища
долины до 10 м/км. На них же в пределах поймы встречаются останцы коренных меловых пород, которые отделяют современное русло и низкую пойму от погребенного вреза. В результате геологоразведочных работ в пределах днища долины (поймы и первой террасы) установлен каньонообразный
погребенный врез относительной глубиной до 10 м. В плане он состоит из коротких прямолинейных
участков, которые чередуются с резкими коленообразными изгибами. Россыпь приурочена к погребенному врезу. Высокие содержания золота (до 12 г/куб. м) образуют «гнезда» – «бонанцы» вытянутой вдоль вреза формы. Максимальная мощность пласта достигает 7 м при ширине до 10 м. Длина
обогащенного участка не превышает 20-ти метров. «Гнезда» располагаются непосредственно ниже по
течению после коленообразного поворота погребенного вреза. Формирование «гнезд», по-видимому,
связано с резким падением скорости потока после его поворота. Таким образом, морфология совре-
72
менной долины и погребенного вреза непосредственно определяют морфологию россыпи и резкие
колебания содержаний золота, что при проведении геологоразведочных работ не учитывалось.
Нижний участок долины сформирован в результате врезания в коренные породы мела. Морфология долины и погребенного вреза по сравнению с верхним участком достаточно резко изменяется.
Это связано, по-видимому, с устойчивым унаследованным врезанием при отсутствии влияния лавового покрова. Долина образует каньон глубиной до 400 м. В долине чередуются участки сужения (до
200 м) и расширения днища. В пределах поймы и фрагментов первой террасы установлены фрагменты днищ погребенных врезов относительной глубиной до 10-16 м. На бортах погребенного вреза долины прослеживаются фрагменты террасовидных площадок, выработанных в коренных породах. Их
относительная глубина 6-10 м относительно современного уреза. Морфология погребенного вреза
долины р. Храми сходна со строением долин в других золотоносных районах, в которых изучены
россыпесодержащие врезы древних долин и цоколи врезов под террасоувалами в Ленском золотоносном районе, в бассейне Верхней Колымы, но отличается от них меньшей в 2,0-2,5 раза глубиной
погребенного вреза и шириной вреза. Пространственно погребенный врез на отдельных участках
смещен в сторону одного из бортов долины и отделен от русла выступом коренных пород, поднимающимся над уровнем поймы. В продольном профиле глубокого вреза р. Храми фиксируются резкие изменения уклонов днища. Это свидетельствует о проявлении блоковых неотектонических движений или перестройке долинной сети.
Достаточно большой объем горных выработок позволил проанализировать морфологию погребенного вреза и распределение пластов россыпи золота в его пределах. Выявлены следующие основные виды распределения золота в рыхлой массе: 1) Содержание золота (0,2-2 г/куб. м) образует линзовидные пласты неправильной формы. Их максимальная мощность в линзе достигает 2-5 м при минимальной мощности 0,5-1,0 м. Они достигают ширины от 20 до 80 м. Пласты располагаются в пределах погребенного вреза. В поперечном сечении они имеют асимметричную форму в виде «конского
хвоста». Размеры пластов приблизительно соответствуют размерам валунно-галечных прирусловых
отмелей в долине р. Храми. Характерно выдержанное положение основного россыпного тела в глубоком врезе при относительном колебании вертикальных запасов в «пласте». Распределение в продольном профиле для линз в голоценовом аллювии также достаточно выдержано. Внутри толщи
рыхлых отложений, заполняющих погребенный врез, продольная выдержанность пластов прослеживается на расстоянии до 200-400 м. В продольном разрезе пласты по вертикали распределены
кулисообразно. Они занимают пространство между нижним пластом россыпи на днище глубокого
вреза и пластом россыпи, приуроченной к пойменному голоценовому аллювию. Подобные размеры
и распределение россыпных пластов с весовыми содержаниями золота достаточно часто встречаются в многопластовых россыпях долин впадин, в том числе и в погребенных каньонах, золотороссыпных провинций Дальнего Востока России. Превышение нормальной мощности аллювия на всем
изученном протяжении долины р. Храми свидетельствует, что аллювий, заполняющий погребенный врез, накапливался в констративную динамическую фазу. Это объясняет характер распределения и колебания содержания золота в кулисообразно расположенных линзах и рассеянную золотоносность в аллювии в целом. Основная россыпь располагается на днище погребенного вреза. Она
приурочена к горизонту аллювия, формировавшегося в инстративную и перстративную динамические фазы. Для них типично накопление повышенных содержаний в плотиковой и русловой фациях
аллювия.
Выводы.
1) В эоплейстоцене в бассейнах рек Амалат и Храми формировался вулканогенный и эрозионно-денудационный рельеф. Условия формирования сходны с условиями Притуранья и юго-восточной
части Амуро – Буреинской равнины. Наиболее общей чертой является перекрытие, иногда частичное,
речных долин лавовыми покровами. В долинах рек устанавливаются от одного до двух эоплейстоценнеораннеплейстоценовых циклов врезания – аккумуляции.
2) В долинах рек выявлены фрагменты днищ древних долин, в том числе погребенных врезов –
каньонов неосреднеплейстоценового возраста.
3) Россыпь в днище глубокого вреза формировалась в среднем эоплейстоцене, что связано с переработкой промежуточного коллектора и коренных источников, расположенных в бортах долины
или в долинах притоков.
4) Формирование толщи с линзовидными россыпными телами связано с эпохой аккумуляции в
среднем неоплейстоцене. Амплитуда аккумуляции достигала первых десятков метров.
73
РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ РЕК ОЗ. СЕВАН В УСЛОВИЯХ
ИСКУССТВЕННОГО ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ОЗЕРА
Гагинян Р.Х.
Ереванский государственный университет, г. Ереван, Республика Армения,
[email protected]
Для правильного понимания происхождения и развития эрозионных форм рельефа, состоящих
из двух групп – собственно эрозионных и аккумулятивных, необходимо иметь ясное представление о
характере работы текучей воды и тех законах флювиальной геоморфологии, которые лежат в ее основе.
До недавнего времени казалось, что процесс формирования эрозионных форм рельефа хорошо
известен. Но последние исследования ряда ученых [1, 2] показали новые стороны деятельности водных потоков и значительно видоизменили взгляды на существо эрозионного процесса.
Действие глубинной и боковой эрозии и аккумуляции предопределяет образование определенного типа продольного профиля реки – различного на разных этапах развития эрозионного процесса.
В характере этого профиля раскрываются многие особенности эрозионного процесса. Возникновение
флювиальных рельефообразующих процессов связано с нарушением динамического равновесия в
результате изменений физико-географических условий, которые влияют на силу водных потоков, а
также на интенсивность выветривания и денудации на склонах. Деятельность человека, изменения
климата, тектонические движения, такие процессы развития рельефа, как рост дельт, постепенное
выполаживание склонов в результате их дендуации – все эти и многие другие явления могут вызывать изменение баланса рыхлого материала и, следовательно, быть причинами возникновения того
или иного рельефообразующего процесса.
Н.И. Маккавеев [3], рассматривая механизм формирования выработанного продольного профиля, показал, что в его основе лежит процесс автоматического регулирования транспортирующей способности потока. Участки, где поток содержит наносов меньше, чем мог бы перенести, углубляются
тем интенсивнее, чем больше дефицит насыщения потока наносами. По мере углубления уклон
уменьшается, что вызывает его увеличение на вышележащем участке реки и возрастание транспорта
наносов. На тех участках русла, где удельная транспортирующая способность потока недостаточна
для транзита поступающих с вышележащего участка наносов, дно постепенно повышается.
Наиболее распространенной причиной резких нарушений баланса рыхлого материала являются
тектонические движения. Они изменяют уклоны рек и, следовательно, количество выносимого ими
материала. Поэтому даже незначительные изменения уклона способны вызывать врезание русла или
накопление аллювия. Однако этот процесс происходит в течение долгого геологического времени.
Более наглядно эти явления наблюдаются при непосредственной деятельности человека, например,
при искусственном понижении уровня приемного бассейна. Тогда изменение уклонов рек происходит за очень короткое время.
С этой точки зрения оз. Севан представляет наглядный пример, так как начавшееся с 40-х годов
искусственное понижение уровня озера Севан на 18 м, проводившееся на протяжении более 20 лет,
привело к существенному нарушению естественного режима озера и к изменению установившегося в
пределах бассейна физико-географических процессов. Такое быстрое понижение базиса эрозии позволило наблюдать рельефообразующие процессы деятельности рек за очень короткое время, тогда
как в естественных условиях они длятся тысячелетиями.
Разнообразие геолого-геоморфологической обстановки привело к тому, что характер современных рельефообразующих процессов, интенсивность их проявления, тем самым и созданные ими
формы рельефа оказались на различных участках неодинаковыми и имеют свою специфику. По этим
признакам на территории бассейна оз. Севан выделяются три вертикальных пояса: верхний – склоны
окружающих гор и равнин, средний – низменности и равнины прибрежной полосы озера, нижний –
обнажившаяся полоса дна озера [4]. Понижение базиса эрозии наиболее существенно сказалось на
рельефе и почвенном покрове прибрежной полосы оз. Севан (нижнего и среднего пояса), хотя косвенно отразилось и на территориях более удаленных от озера.
Наибольшее разнообразие процессов рельефообразования и интенсивность их проявления характерны для нижнего пояса. Здесь буквально на глазах происходило образование новых форм рельефа – речных долин с серией террас, береговых валов и лагун, конусов выноса, активизировались и
процессы почвообразования.
Заметное оживление, а местами существенное изменение процессов рельефообразования, происходило и в пределах среднего пояса. Там, где раньше преобладали процессы аккумуляции, активно
74
шли процессы эрозии, на крутых склонах террас и древних конусов выноса усилились процессы оврагообразования.
Верхний пояс по сравнению с двумя предыдущими отличается наименьшими изменениями в
рельефе.
Для изучения изменения нижнего пояса были определены уклоны впадающих в озеро рек выше
линии понижения уровня и на освобожденных территориях, а также некоторые морфометрические и
гидрологические показатели (рис.).
Рис. Поперечные профили низовьев рек бассейна оз. Севан.
Представление о том, что понижение уровня приемного бассейна вызывает врезание впадающих
в него рек, а повышение – аккумуляцию, все еще пользуется известной популярностью. Но положение
о зависимости рельефообразующей деятельности рек от баланса рыхлого материала говорит об ошибочности таких однозначных оценок. В результате понижения уровня приемного бассейна возникают
новые участки суши и новые низовья речных долин. Баланс рыхлого материала этих новых участков
речных долин будет зависеть от уклона возникшей суши. При достаточно крутом уклоне он будет отрицательным, что действительно вызовет наступление врезания, которое вскоре распространится вверх
по течению. Если же уклон возникшей суши меньше уклона прежних низовьев речных долин, то результатом этого понижения базиса эрозии будет аккумуляция. Из профилей рек видно, что в бассейне
оз. Севан глубинная эрозия развивается у тех рек, в которых из-за снижения уровня озера происходит
приращение уклонов вновь возникшей суши. Если течение реки имеет более пологий (по сравнению с
вышерасположенным) средний уклон продольного профиля, то происходит аккумуляция.
75
На западном и южном побережьях озера обнажившаяся полоса имеет большие уклоны, чем
расположенная выше и поэтому в реках происходит интенсивная глубинная и боковая эрозия. При
одинаковой геологической обстановке (речные и озерные отложения) врезание происходит не одинаково (от 3 до 12 м). Это зависит от среднемноголетнего максимального весеннего расхода рек и разницы уклонов между старой и новой сушей. Почти у всех рек регрессивная эрозия начинается с двух
точек – от уреза воды и от прежней береговой линии, волна от которой распространяется вверх по
долине. Глубина вреза достигает своего максимума там, где разница уклонов больше.
Если на освобожденных от воды территориях вниз по течению рек происходит постепенное наращивание уклонов, то интенсивное врезание начинается от уреза воды (реки Цаккар и Мартуни), а
при убывании уклонов – от прежней береговой линии (реки Аргичи, Золакар, Личк и др.).
Одновременно с глубинной, более интенсивно идет и боковая эрозия. Вследствие этого в устьевых частях крупных рек образуется веер террас, открытый к устью рек. Наряду с эрозией отмечается
и активная аккумуляция наносов. Слабая устойчивость пород ложа рек, освобожденного от воды прибрежной зоны, и мелкий русловой аллювий обусловливают преимущественную роль потока в русловом процессе (блуждание русла, разветвление на рукава, нарастание дельт и т.п.). Развиты все комплексы русловых форм.
На восточном побережье обнажившаяся полоса озера узкая и крутая, но реки выше освобожденной от воды территории имеют более крутые уклоны, и по этой причине происходит аккумуляция
наносов. Этому способствует и селеносность рек, которые откладывают переносимый ими твердый
материал [5]. Однако главную роль здесь играет разница уклонов старой и новой суши. На большинстве рек восточного побережья глубинная эрозия проявилась кратковременно, на небольшом отрезке
реки, на границе старой и новой суши, где уклоны на освобожденных от воды территориях круче
вышележащих. Ниже по течению этих рек уклоны уменьшаются и происходит аккумуляция, волна
которой смещается вверх по течению. Однако на реке Драхтик, где уклоны на всем отрезке освобожденной от воды территории круче, чем на вышележащем, происходит врезание (до 10 м).
Активность процессов эрозии причиняет большой вред хозяйственным объектам. В результате
сильной глубинной и боковой эрозии рек бортовые крепления мостов на шоссейных дорогах деформируются. Для укрепления русла и берегов рек выполняются различные гидротехнические работы.
Таким образом, понижение базиса эрозии оз. Севан подчиняется третьему закону флювиальной
геоморфологии [6], закону факторной относительности, суть которого заключается в неодинаковой и
неодновременной реакции флювиального рельефа, соответствующего различным звеньям эрозионноаккумулятивных рельефообразующих процессов, влияющих на изменения условий географической среды.
Литература
1. Маккавеев Н.И. Общие закономерности эрозионно-русловых процессов // Тр. IV Всесоюз. гидрол.
съезда. – Л.: 1976. – Т. 10. – С. 8-12.
2. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. – М.: 1979. – 232 с.
3. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия ее бассейна. – М.: 1955. – 348 с.
4. Казакова Н.М., Зограбян Л.Н., Мстанджян В.А. Изучение методики современных рельефообразующих
процессов в бассейне оз. Севан //Докл. VII Пленума Геоморф. комиссии при отд. наук о Земле АН СССР. – Киев, 1968. – С. 121-122.
5. Габриелян Г.К. Русловая эрозия // Вопросы географии (вып. 1-2, эрозионные и селевые явления Севанского бассейна). – Ереван, 1984. – С. 120-131.
6. Чалов Р.С. Законы флювиальной геоморфологии // Проблемы теоретической геоморфологии. – М.:
1988. – 257 с.
РОЛЬ РЕЧНОГО СТОКА В ФОРМИРОВАНИИ РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ
ВЫСОКОГОРНОЙ ОБЛАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА
(В ВЕРХОВЬЯХ РЕК ИРКУТА, КИТОЯ, ОКИ)
Захаров В.В., Кичигина Н.В.
Институт географии им. В.Б.Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Территория исследования – высокогорная местность Восточного Саяна у истоков рек Иркута,
Китоя и Оки. Река Иркут (р. Черный Иркут) берет начало из оз. Ильчир (высота над уровнем моря
1693 м, ширина до 1 км, длина 7 км). В этом же районе находятся еще несколько небольших озер,
разделенных узкими перешейками. Река Ока берет начало из небольшого высокогорного Окинского
76
озера, расположенное на высоте 1933 м. Река Китой образуется слиянием рек Улзыта и Самарта, также берущих начало из небольших высокогорных озер. Для рассматриваемой территории в целом характерно повсеместное распространение озер, представляющих собой ванны ледникового выпахивания, зачастую окаймленные моренами.
Истоки рек расположены в области высокогорных «тундро-сарамов» («сарамы» – плоские заболоченные высокогорные участки с типично тундровым ландшафтом). Район исследований входит в
зону Тункинских и Китойских хребтов. Характерной особенностью рельефа местности является преобладание горных массивов с плоскими и куполообразными вершинами, расчлененных глубокими
речными долинами. Наиболее высокие горные массивы, поднимающиеся выше границы леса, представляют собой гольцы, покрытые каменными россыпями.
Значительная часть рассматриваемой территории занята Окинским плоскогорьем. Оно окружено со всех сторон горными хребтами (Большой Саян, Окинский, Кропоткина, Шэлэ, Тункинские
Гольцы). Горный массив расчленен узкими и глубокими ущельями с крутыми склонами, часто недоступными. Современные морфологические особенности здесь в значительной степени определены
гляциальными и флювиальными процессами. Плоскогорье представляет собой обширную слабоволнистую поверхность, полого наклоненную к северу расчлененную на отдельные фрагменты глубокими ледниково-эрозионными долинами, на дне которых сохранились моренные образования (верховья
Иркута). Отметки поверхности понижаются в северном направлении от 2500–2600 до 1800–1900 м, а
расчлененность рельефа – повышается, так как речная сеть все глубже врезается в плоскогорье. И,
таким образом, превышение водораздельных поверхностей над днищами долин увеличивается от
200–400 до 500–700 м [1]. Многолетняя мерзлота обычно залегает на глубине от 0,2 до 1,5–1,7 м, в
связи с чем, встречается значительная заболоченность не только долин, но и склонов и водоразделов
[2]. Окрестности покрыты низкорослым лесом, занимающим не более 30 % всей площади. Речная
сеть хорошо развита, долины имеют горный характер с рядом сужений и расширений.
Реки территории принадлежат к типу рек преимущественно дождевого питания, что является
следствием значительного преобладания жидких осадков над твердыми. По режиму рассматриваемые
реки характеризуются весенне-летним половодьем, обязанным своим происхождением главным образом выпадению дождей этого периода и в незначительной степени таянию снежного покрова, и паводками, тесно примыкающими к половодью и систематически его превышающими. Как правило, с
июля по сентябрь паводки следуют один за другим, водоносность рек в течение этого периода высокая.
Одним из основных агентов экзогенного рельефообразования являются природные воды, в различных видах своего существования (это и атмосферные осадки, склоновый сток, почвенная влага,
гляциальные образования, реки). Реки имеют значительное рельефоформирующее значение. Они вырабатывают свои долины (иногда наследуя долины ледников и древних рек, преобразуя их), формируют рельеф поймы и русловые образования. Эти процессы имеют разный временной масштаб, наиболее динамичными являются русловые процессы.
Русловые процессы зависят от географической среды, от конкретных особенностей, характеризующих ландшафт водосбора. Речной сток является одним из самых активных факторов русловых
процессов. Изменение водности реки, внутригодового распределения стока, степени его естественной
зарегулированности приводят к смене одного типа русла другим (извилистое трансформируется в
разветвленное, или наоборот), уменьшению или увеличению темпов русловых деформаций [3]. Географическая зональность русловых процессов обусловлена зональностью его активных факторов –
стока воды и наносов, региональные и местные особенности – ролью пассивных геологогеоморфологиченских и прочих факторов [4]. В каждый данный момент времени поле скоростей речного потока, помимо расхода воды и характера изменения расхода во времени, определено размерами, формой и шероховатостью русла. Однако само это русло с его размерами, формой и шероховатостью, есть продукт работы потока, и имеющееся скоростное поле служит орудием его дальнейшей
перестройки [5]. Рельеф долины и русла является, в основном, результатом деятельности самой же
текущей воды [6], сток воды как основной активный фактор русловых процессов определяет размеры
русла, которые находятся в прямой зависимости от его величины [7].
Русла горных рек составляют особый класс речных русел, характеризующихся специфическими формами проявления русловых процессов, русловой режим малых рек (каковыми являются рассматриваемые реки в их верховьях) полностью определяется местными природными условиями.
В верховьях рек Иркут, Китой, Ока в формировании русловых процессов большую роль играют летне-осенние паводки, к которым приурочен основной сток наносов. Во время половодья, проходящего
при не оттаявших грунтах, преобладают размывы в узкой пристрежневой полосе русла.
77
В июле 2010 г. проведены полевые изыскания в створах рек Китоя, Черного Иркута, Белого
Иркута, Толты, Гаргана с целью комплексного изучения гидрологических условий территории. В
рассматриваемом районе находится только один действующий гидропост р. Иркут – с. Монды, истоки рек не изучены. Основные гидрометрические характеристики рассматриваемых водотоков представлены в табл. Поперечный профиль русла, типичный для участков рек в Ильчир-Китойской котловине (реки Черный Иркут, Китой) представлен на рис.
Таблица
Характеристики исследуемых водотоков
Дата
ω,м2
Hср, м
B, м
Vср, м/с
Q,м3/с
i,‰
р. Белый Иркут –
выше моста
16.0710.
2,73
0,28
9,6
0,88
2,36
30,9
р. Гарган – устье
(пр. рукав / л. рукав)
15.07.10
10.3/
1.49
0.37/0.36
28/4.1
1.0/1.07
11,9
р. Толта – устье
15.07.10
5,52
0,39
14,3
0,91
5,01
10
р. Черный Иркут –
исток
р. Китой – летник
14.07.10
5,28
0,4
13,1
0,41
2,15
0,77
12.07.1
7,28
0,4
18,4
0.67
4.9
Река – створ
Примечание. ω – площадь водного сечения, м2 , В – ширина реки, м; Hср – средняя глубина, м; Vср –
средняя скорость течения, м/с; Q – расходы воды, м3/с.; i,‰ – уклон.
гл, м
0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
гл, м
10.1
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
28.5
0.02
0.09
0.38
0.46
0.51
0.69
0.72
0.65
0.54
0.5
0.43
0.3
0.3
0.5
0.4
0.36
0.22
0.15
0.08
0.05
Рис. Поперечный профиль русла р. Китой в створе р. Китой – летник.
Реки характеризуются большим диапазоном скоростей течения и особенно уклонов. Так, на
участке р. Белый Иркут, стекающей со склонов горного массива Мунку-Сардык уклон русла составляет 30 ‰, а в истоке р. Черный Иркут, протекающей в котловине, – 0,77 ‰.
Для рек исследуемой территории характерно разнообразие русловых процессов и частая их
смена по течению. Быстрая смена типов руслового процесса обусловлена особенностями геологического строения территории и частой сменой уклонов реки и ее ложа. Легкоразмываемые берега горных рек приурочены к внутригорным котловинам, что характерно, в частности, для р. Черный Иркут.
Для верхнего течения р. Черный Иркут, протекающей в широкой горной долине, характерно меандрирование, меандры местами имеют врезанный характер, участками наблюдается вынужденное меандрирование. Аллювий здесь галечный и скорости размыва берегов меньше, чем на равнинных реках. Притоки р. Черный Иркут в устьевой части имеют значительные уклоны, часто эти участки рек
являются прямолинейными с не развитыми аллювиальными формами. В устьевой части притоков (р.
Горган Иркутный) наблюдается многорукавность, которая связана с образованием сложных косых
перекатов и трудно размываемых галечнико-валунных отложений. Русловая многорукавность характерна и для участков рек, протекающих по котловинам, при изменении уклонов дна долины она часто
сменяется на меандрирование. Русловая многорукавность в меженный период наблюдается на р. Белый Иркут в ущелье и в устьевой части.
Изучение русловых процессов и связанных с ними русловых деформаций на исследуемой территории является весьма важной задачей. Актуальность определяется с одной стороны слабой изу-
78
ченностью особенностей русловых процессов данной территории, с другой стороны активизацией ее
освоения в последнее время. Дорожная сеть и линии электропередач района проводятся в основном
по долинам рек, что приводит к увеличению риска размыва дорожного полотна и разрушения оснований опор. Горнопромышленные работы часто приводят к изменению условий формирования русловых процессов.
Литература
1. Гросвальд М.Г. Развитие рельефа Саяно-Тувинского нагорья. – М., 1965. – 164 с.
2. Ресурсы поверхностных вод СССР. – Л.: Гидрометеоиздат, 1972. – Т. 16, вып. II. – 586 с.
3. Маккавеев Н.И. Русловые процессы / Н.И. Маккавеев, Р.С. Чалов – М.: Изд-во МГУ, 1986. – 264 с.
4. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. – М.: Изд-во МГУ, 1979. – 234 с.
5. Гришанин К.В. Динамика русловых потоков. – Л.: Гидрометеоиздат, 1969. – 428 с.
6. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. – М.: Изд-во АН СССР, 1955. – 353 с.
7. Чалов Р.С. Русловедение теория, география, практика. – М.: Изд-во ЛКИ, 2008. – 607 с.
ОЦЕНКА ИНТЕНСИВНОСТИ РУСЛОВЫХ ДЕФОРМАЦИЙ РЕКИ АРГУНЬ
В РАЙОНЕ БОЛЬШОГО ОСТРОВА
Зима Ю.В.
Читинский Центр по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды
с региональными функциями, г. Чита, [email protected]
Река Аргунь (в пределах Китая Хайлар) – берет начало с юго-западного склона хребта Большой
Хинган, сливаясь с р. Шилка, дает начало р. Амур. На 951 км от устья она вступает в пределы России
и ниже является естественной границей между Россией и Китаем [1]. Для выявления механизма русловых деформаций под влиянием гидравлического и водного режима потока и для более детального
изучения этих определяющих факторов выбран участок реки Аргунь в районе Большого острова. Он
расположен в верхнем течении, т.е. самого истока реки Аргунь.
Река Аргунь в районе Большого Острова течет двумя крупными рукавами (левобережный называется протока Прорва, правобережный – собственно река Аргунь) по болотистой и безлесной долине, шириной 5–6 км с низкими заливаемыми берегами до слияния их в одно русло. Общая протяженность участка составляет около 20 км. Пойма представлена преимущественно большими островами с несимметричным чередованием значительных по площади фрагментов на разных берегах. Ее
поверхность сильно заболочена, изобилует протоками, старицами, озерами. Особенностями водного
режима рассматриваемого участка являются: большая аккумулирующая способность поймы; ускоренная разработка новых и заиление отмирающих рукавов; значительное перераспределение стока.
Зимой на пр. Прорва отмечается перемерзание русла на отрезке от истока до впадения р. Мутной
(протяжённостью 6,8 км). Измерения расходов воды показали, что сток воды в пр. Прорва зимой
осуществлялся за счёт стока р. Мутной. Это подтверждает вывод о том, что в отдельные годы вода из
р. Хайлар зимой поступает только в правобережный рукав р. Аргунь. В соответствии с классификацией И.В. Попова и Н.Е. Кондратьева русловой процесс на рассматриваемом участке реки относится
к пойменной многорукавности с элементами незавершенного меандрирования больших рукавов. Это
подтверждается наличием множества рукавов как действующих, так и отмерших в виде стариц, с
преобладанием излучин ранней и средней стадий развития и отсутствием завершенных излучин. Установленный тип руслового процесса обусловлен взаимодействием водности реки (паводочным режимом), слабыми уклонами водного потока, низкой высотой поймы и преобладающим составом мелких фракций донных отложений (песков, супесей, илов) [2].
Анализ картографического материала. Одним из надежных способов оценки плановых деформаций русел рек является использование картографического материала за разные годы. Эти материалы дают возможность точно установить изменения в конфигурации излучин, определить места
наиболее интенсивных размывов берегов, выявить максимальные скорости размыва берегов. Данный
способ был применен при выявлении особенностей русловых деформаций р. Аргунь в районе острова
Большой. С этой целью использовались топографические карты м-ба 1:25000 съемок 1945, 1961, 1975
гг. Выделенные излучины получили свои номера и для каждой из них были определены основные
морфометрические характеристики. Проведенное сравнение карт позволило выявить излучины, под-
79
вергающиеся наиболее существенным плановым деформациям. Были установлены участки в их пределах с максимальными скоростями размыва берегов и количественно оценена их интенсивность.
Проведенный анализ показал, что наиболее интенсивное развитие излучин происходит в русле
р. Аргунь на участке в верхней части Большого острова и в районе ниже водозабора (рис.). Отдельные излучины существенно изменили свою конфигурацию, длину и шаг. В протоке Прорва русловые
деформации проявились менее интенсивно. В результате совмещения, указанных выше топографических карт установлено, что наиболее интенсивно размываемый участок реки Аргунь расположен в
излучине № 3. Размыв вогнутого берега достигает здесь 250 м. Значительным за этот период был
также размыв берегов в пределах излучин № 4, 6-8. Смещение береговых бровок за 30 лет составило
50–80 м. Размыв бровки берега в протоке Прорва произошел также на излучинах № 6-8 и составил от
43 до 65 м. Смещение берега на величину от 50 до 75 м установлено для излучин Прорвы № 10, 11.
Сравнительные величины морфометрических характеристик излучин р. Аргунь, определенных по
картам съёмок 1945 и 1961 гг.,
показывают,
что
развитие
их
происходит разнонаправлено. Так,
длина излучин № 2, 5, 6, 8 за этот
период увеличилась, а № 1, 3, 4, 7,
наоборот, уменьшилась. При этом отмечается чередование излучин по
длине реки с разной направленностью в
изменении длины. Изменение шага
излучин в целом соответствует этой
закономерности [3].
Рис. Плановые деформации русла р.
Аргунь у Большого острова (цифрами
указаны номера излучин).
Величины смещения бровок берега были рассчитаны по картам съемок 1945 и 1975 гг. Они позволили оценить скорость размыва за многолетний отрезок времени. Полученные данные приведены
в табл. 1 и 2.
Таблица 1
Морфометрические характеристики излучин реки Аргунь
(верхний участок Большого острова)
№
п/п
80
1
№
излучины
2
1
2
3
3
4
5
6
7
8
9
0
1
2
3
4
5
6
7
8
Длина
Шаг
Угол
Угол
Смещение бровки
излучины, излучины, входа, выхода, берега, м (по съёмм
м
град.
град.
кам 1945 и 1975 гг.)
3
4
5
6
7
по топографической карте съемки 1945 г.
1075
837
40
57
775
575
42
53
450
350
40
61
375
300
66
48
500
460
11
4
425
400
11
17
600
575
21
14
775
725
29
32
875
650
53
55
Ср. скорость смещения бровки берега за
30 лет, м/год
8
Окончание таблицы 1
1
2
3
1
2
3
4
5
6
7
8
9
0
1
2
3
4
5
6
7
8
1075
700
475
250
350
650
725
675
950
4
5
6
7
по топографической карте съемки 1961 г.
825
47
64
50
600
39
59
15
425
50
65
250
225
52
67
75
300
4
10
10
625
13
12
50
700
16
19
60
625
40
30
80
725
52
63
8
1,7
0,5
8,3
2,5
0,3
1,7
2,0
2,7
Таблица 2
Морфометрические характеристики излучин протоки Прорвы
(верхний участок Большого острова)
№
п/п
№
излучины
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Длина
Шаг
Угол
Угол
Смещение бровки бе- Ср. скорость смещеизлучины, излучины, входа, выхода, рега, м (по съёмкам ния бровки берега за
1945 и 1975 гг.)
30 лет, м/год
м
м
град.
град.
по топографической карте съемки 1945 г.
750
500
39
52
500
375
51
76
900
575
102
52
650
400
62
61
1050
750
52
84
625
325
64
90
375
275
43
59
625
450
68
36
600
475
33
81
675
400
63
80
625
350
84
63
600
525
50
45
по топографической карте съёмки 1961 г.
625
500
56
43
40
1,3
475
350
68
63
42
1,4
775
550
103
70
45
1,5
625
425
52
69
45
1,5
1025
750
58
78
45
1,5
525
350
66
85
43
1,4
375
275
57
56
65
2,2
600
475
76
32
65
2,2
625
425
34
88
33
1,1
650
450
55
90
50
1,7
650
350
92
73
75
2,5
625
550
48
58
Наибольшая скорость смещения бровки берега для р. Аргунь за 30-летний период составила
более 8 м/год, наименьшая – 0,3 м/год, для протоки Прорвы соответственно – 2,5 и 1,1 м/год. В целом, в протоке Прорва деформация берегов происходит более умеренными темпами по сравнению с
главным руслом р. Аргунь. Наибольшая величина размыва берегов по результатам расчетным дан-
81
ным приходится на годы с высокой водностью при 3-10 % обеспеченности паводков. В табл. 3 представлены годы с наибольшей интенсивностью размыва. Для р. Аргунь (пост с. Кайластуй) максимальные расходы воды редкой обеспеченности отмечались в 1983, 1984, 1989, 1990, 1998 гг.
Средняя величина смещения бровки берега с учетом только паводков редкой повторяемости
составляет 16 м, т.е. деформация главным образом происходит в годы больших паводков, в остальные годы изменение положения русла происходят значительно медленнее.
Таблица 3
Величина размыва берега р. Аргунь в годы с наиболее интенсивными паводками
Обеспеченность
паводков, %
3
3
7
10
11
Годы с повышенной
водностью
1998
1983
1989
1990
1984
Величина размыва, м
20-28
20-28
около 16
7-10
7-10
Стационарные наблюдения. Также проводились стационарные исследования русловых процессов р. Аргунь в районе Большого острова с 2001 г. по 2007 г. С этой целью были выбраны морфостворы
для проведения многолетних наблюдений.
На каждом морфостворе производились инструментальные геодезические измерения – расстояние
от постоянно закрепленного репера до уступа берега. Осуществлялись также гидрометрические работы,
в состав которых входило измерение глубин реки по профилю, расходов воды и др.
Наблюдения на морфостворах проводились в летний и зимний периоды, они охватывали различные фазы водного режима реки – межень и небольшой паводок.
Инструментальные наблюдения за деформацией русла р. Аргунь в районе Большого острова
показали, что, несмотря на пониженную водность в эти годы, русловые процессы были достаточно
активны. Вблизи выхода реки на пограничный участок за период с 2001 г. по 2007 г. размыв левого
(российского) берега составил 5,7 м.
На протоке Прорва только с 2003 г. по 2007 г. отступание бровки берега достигло 5,5 м [4]. В
таблице 4 представлены количественные характеристики плановых изменений русла р. Аргунь и протоки Прорва (Большой остров) по данным стационарных наблюдений.
Таблица 4
Количественные характеристики размыва берегов основного русла
р. Аргунь и протоки Прорва
Годы
2003-2004
2004-2005
2005-2006
2006-2007
2001-2003
2003-2004
2004-2005
2005-2006
2006-2007
Величина размыва берега, м
протока Прорва
2,8
2,2
0,2
0,3
река Аргунь
3 (1,5)
1,4
0,6
0,3
0,4
Таким образом, средняя скорость размыва берегов на всех морфостворах изменялась от 0,1 до
1,4 м/год. Инструментально измеренные данные соответствуют результатам, полученным при анализе картографического материала.
Постепенный размыв грунта по всей высоте и длине подмываемого вогнутого участка берега
происходит в период высокого уровня воды и является результатом прямого воздействия скоростного
поля на грунты, представленные мелкими частицами. Одним из признаков такой формы размыва берегового откоса служит часто наблюдающееся свисание над водой дернины, из под которой вымыт
грунт. Другой механизм связан с размывом основания уступа с последующим внезапным обрушением блока грунта, проходящим в несколько стадий.
82
Дальнейшее изучение русловых процессов р. Аргунь целесообразно продолжить на основе стационарных русловых наблюдений на отдельных участках реки, являющихся типичными в целом для
всей Аргуни. Это позволит получить фактический материал о деформациях русла и поймы р. Аргунь,
который уточнит и дополнит полученные данные о русловых процессах, происходящих на р. Аргунь.
Материалы по изучению динамики русловых деформаций на р. Аргунь послужат основой для
разработки защитных берегоукрепительных мероприятий.
Литература
1. Ресурсы поверхностных вод СССР. Т. 18, Дальний Восток. Вып. 1. Верхний и Средний Амур. – Л.:
Гидрометеоиздат, 1970. – 783 с.
2. Чалов Р.С. Русловедение: теория, география, практика. Т. 1: Русловые процессы: факторы, механизмы, формы проявления и условия формирования речных русел. – М.: Изд-во ЛКИ, 2008. – 608 с.
3. Зима Ю.В. Динамика русловых процессов и влияние на нее локальных антропогенных воздействий
на реке Аргунь: Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Хабаровск: ИВЭП ДВО РАН, 2009. – 23 с.
4. Зима Ю.В. Руслоформирующие процессы реки Аргунь // Природоохранное сотрудничество Читинской области (Российская Федерация) и автономного района Внутренняя Монголия (КНР) в трансграничных
экологических регионах. – Чита, 2007. – С. 129-132.
К ИСТОРИИ РЕЧНЫХ ДОЛИН ГОРНОГО АЛТАЯ И
ПРЕДАЛТАЙСКОЙ РАВНИНЫ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Зыкин В.С., Зыкина В.С., Савельева П.Ю., Мистрюков А.А.
Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск, [email protected]
В течение позднего кайнозоя речные долины Западной Сибири претерпели сложную эволюцию. Приуроченность многочисленных фрагментов плиоценовых речных отложений, имеющих наклон оснований на север, к современным речным долинам рек Оби, Иртыша и Ишима и их притоков
свидетельствует о заложении современной гидросети с северным направлением стока с начала плиоцена. Формирование основных элементов современной гидросети Горного Алтая со стоком на север
началось в башкаусское время, около 2,6 млн. лет т.н. Наиболее полно башкаусские речные отложения распространены в Чуйской впадине Горного Алтая. Их широкое развитие во всех эрозионных
долинах южной, юго-восточной и восточной периферии впадины, значительная их мощность, преимущественно хорошая окатанность галечникового и валунного материала, текстурные особенности
осадков позволяют предполагать, что в это время во впадине существовала достаточно крупная речная долина с постоянным водотоком. Значительные мощности и однородный состав башкаусской
свиты свидетельствуют о постепенном заполнении речной долины грубообломочным материалом. Ее
распространение в большинстве впадин и речных долин Горного Алтая свидетельствует о том, что в
башкаусское время сформировались основные элементы современной гидросети и рельефа, а также
основные тектонические структуры.
В последнее время некоторые исследователи большую геологическую роль в осадконакоплении в долине Оби и ее притоков в четвертичное время отводят катастрофическим прорывам ледниково-подпрудных озер, приводящим к гигантским паводкам. По их мнению, одним из признаков отнесения речных отложений к осадкам суперпаводков является их повышенная мощность. Между тем,
существенное влияние на мощность аллювия в долинах транзитных рек оказывает изменение геоморфологического положения отдельных участков долины и особенно уклона продольного профиля
долины. На эту закономерность еще в 1960 г. обратили внимание Р.Г. Гарецкий и А.Л. Яншин [1].
Они считали, что образование речных отложений повышенной мощности часто обусловлено резкой
сменой крутого уклона долины на пологий, быстрой сменой скорости течения и сваливания в этих
участках долин всей массы несомого потоком терригенного материала в виде конусов выноса. В долине Оби и ее притоков выделяются несколько участков изменения продольного профиля долины,
приводящие к существенному изменению условий осадконакопления. При выходе долины р. Катуни
из гор на Предалтайскую равнину образуется гигантский конус выноса с которым связано расширение долины и увеличение мощности базальных фаций аллювия, содержащих валунный материал.
Вдоль долины Иртыша хорошо окатанные валуны до 0,3 м в поперечнике и крупная галька встречаются в разновозрастных речных отложениях, начиная с иртышского времени на расстоянии до 350 км
от выхода реки из гор. Формирование ининской толщи в Яломано-Катунской зоне Горного Алтая
83
мощностью до 350 м, обычно принимаемой многими исследователями за отложения гигантских паводков, связанных с катастрофическими прорывами приледниковых озер, обусловлено резким изменением крутого уклона продольного профиля рек Чуи и Катуни на пологий в этой зоне.
Одним из основных доказательств катастрофических паводков, по мнению А.Н. Рудого [2], является гигантская рябь течения. Один из основных участков распространения ряби течения находится
в южной части Курайской котловины, в нижней части северного склона Северо-Чуйского хребта.
«Рябь течения» не имеет сплошного распространения вдоль хребта, а образует разрозненные поля,
приуроченные к выходам из гор во впадину долин рек Тете, Актру, Маашей [2]. Они причленяются к
верхнеплейстоценовым конечным моренам одноименных ледников. Этот рельеф представлен удлиненными остроконечными ромбовидными грядами, сходными по морфологии с продольными барами
разветвленных рек. Их верхняя поверхность полого наклонена от гор в сторону р. Чуи. Аналогично
наклонены тальвеги межгрядовых понижений. Подобные образования формируются на зандровых
конусах выноса [3]. Близкий по морфологии рельеф в виде остроконечных вытянутых гряд, сложенных грубозернистыми галечниками и мелкими валунами, распространен на конусе выноса р. Холу на
южном склоне хребта Восточного Танну-Ола. Отсутствие следов эрозионной деятельности, парагенетически связанной с формированием «ряби течения», ее распространение, а также сравнительный
анализ литологии и рельефа с грядами на конусе выноса р. Холу позволяет заключить, что формирование грядового рельефа в южной части Курайской впадины связано с формированием зандровых
конусов выноса, образовавшихся в результате активизации флювиальных процессов во время таяния
ледников. В случае возникновения этого рельефа в мощной водоворотной зоне гигантского паводка,
как предполагают сторонники катастрофических паводков, он должен был иметь сплошное распространение вдоль Курайского хребта и быть парагенетически связан с мощными следами эрозионной
деятельности.
Другим доказательством наличия гляциальных суперпаводков является присутствие в ининской и сальджарской толщах Горного Алтая катастрофических циклитов. Их основу, по мнению С.В.
Парначева [4] и И.Д. Зольникова [5], составляют слои плохо сортированных валунников мощностью
до 10 м с большим количеством гальки и редкими глыбами и залегающими на них дресвянниками,
состоящими из мелких остроугольных обломков пород горноалтайской серии. В разрезах по р. Чуе до
ее впадения в Катунь ининская толща представлена рыхлыми, плохо сортированными крупными галечниками с крупными валунами и желтовато-серым алевритом, присутствующего в галечниках по р.
Чуе с башкаусского времени. Эти отложения представляют аллювий обычной горной реки. В разрезах
ининской толщи мощностью до 300 м по Катуни выше и ниже впадения Чуи мощные слои плохо сортированных валунников представляют собой речные отложения крупной горной реки, аналогичной современной Катуни. Дресвяники, составляющие характерную часть циклов гигантских гляциальных паводков и широко распространенные в ининской и сальджарской толщах, состоят из слоев с обратно
градационной слоистостью мощностью до 0,2 м и встречаются только в разрезах по р. Катуни ниже и
выше впадения р. Чуи и не встречаются по р. Чуе. Таким образом, ни к Курайской, ни к Чуйской впадинам, где по представлениям сторонников гигантских гляциальных паводков находились основные
подпрудные озера, отложения, слагающие «суперпаводковый циклит», отношения не имеют. Следовательно, представления о гигантских гляциальных паводках на Горном Алтае сильно преувеличены.
Характерной особенностью речных долин, дренирующих среднегорья северо-западного Алтая,
является наличие террас высотой 50-70 м, уступы которых сложены коренными породами, и наличие
переуглубления, заполненного рыхлыми отложениями древнее позднего неоплейстоцена. Сток в этих
долинах прерывался во время оледенений формированием эоловых лессов. Так, в долине р. Чарыш на
относительных высотах 50-70 м над современным урезом реки отчетливо выделяются сближенные
придолинные субгоризонтальные поверхности шириной от 70 до первых сотен метров, цоколем которых служат палеозойские породы. Они имеют сглаженный тыловой шов и нечеткую бровку. На
высоких террасовых поверхностях встречаются разрозненные, крупные, хорошо окатанные гальки
разнообразных палеозойских пород до 10 см в поперечнике и редкие, обычно обломанные, но хорошо
окатанные валуны до 15 см в поперечнике. Галька входила в состав древнего, практически не сохранившегося аллювия, залегающего на высоких террасовидных поверхностях. Наличие переуглубления
в долине реки, установленного в ее левом борту у пос. Усть-Пустынка, заполненного рыхлыми отложениями древнее позднего неоплейстоцена, позволяет считать, что формирование высоких террасовых уровней происходило ранее конца среднего неоплейстоцена. Об этом свидетельствует ископаемая почва, залегающая на лессе, выполняющем верхнюю часть переуглубления. По морфотипическим признакам она аналогична нижней почве бердского педокомплекса Западно-Сибирской равнины [9], сформировавшейся в казанцевское межледниковье. По-видимому, высокие террасовидные
84
уровни являются исходным репером последующего поднятия территории и глубокого врезания долины р. Чарыш. Возможно, врез долины Чарыша в коренные породы соответствует врезанию р. Чуи и
Катуни в башкаусскую или ининскую толщи во время одной из стадий подъема Горного Алтая.
Более низкие террасовые уровни в долинах р. Чарыша и ее левого притока р. Ини представлены
первой и второй террасами, низкой и высокой поймой. Строение второй террасы наиболее полно
представлено в ее уступе в левом борту долины р. Ини высотой 17,5 м, около 13 км выше устья. В
основании террасы залегает хорошо окатанный преимущественно крупный галечник мощностью 3,2
м с мелкими валунами и большим количеством грубозернистого песка близкий по строению современному русловому аллювию рек Ини и Чарыша. Выше расположенные темные, серовато- коричневые, глинистые, слабо слюдистые алевриты, в верхней части которых встречается щебень сланцев,
слагающих борта долины в данном месте, формировались в пойменном водоеме. Для этих образований в долинах рек Чарыша и Ини В.В. Бутвиловский [10] приводит радиоуглеродные даты –
30400±300, 33950±400 и 35800±750 лет т.н., свидетельствующие о каргинском времени их формирования. Верхнюю часть разреза слагают лессы мощностью 10,6 м, представленные светлыми, серовато-желтыми, карбонатными алевритами с вертикальной отдельностью и многочисленными полыми
корнеходами. Они полностью выполняют долину р. Ини.
На Предалтайской равнине ниже г. Бийска среди речных отложений, слагающих все береговые
разрезы долины р. Оби, присутствуют только образования крупных меандрирующих рек. Отложений,
которые можно отнести к образованиям суперпаводков, здесь не встречается. Существенное влияние
на развитие речной сети и осадконакопление в долинах оказывало изменение климата и связанные с
ним колебания базиса эрозии. Отчетливо проявлялся циклический характер развития речных долин,
обусловленный изменениями уровня океана, отраженный в изотопно-кислородной шкале. В начальные подстадии теплых эпох формировались речные отложения, обычно расположенные выше современного меженного уровня рек, слагающие высокие террасы. Как в Западной Сибири [6; и др.], так и
в европейской части России [7; и др.] нижние части аллювиальных свит, имеющих отчетливый циклический характер, формировались в теплых климатических условиях, что подтверждается палеонтологической характеристикой их нижних частей, содержащих теплолюбивую флору и фауну. Русловые осадки монастырской свиты, выделенной О.М. Адаменко [8] на Предалтайской равнине, формировались по данным палинологического и карпологического анализов в умеренном межледниковом
климате, близком современному. Сопоставленная О.М.Адаменко [8] с монастырской свитой калманская свита в разрезах в долине р. Оби между пос. Калманка и Калистратиха в нижней части русловых
песков содержит раковины Corbicula purpurea, Corbiculina tibitensis и Unio kalmykorum, захороненные
на месте своего обитания. Современная северная граница распространения корбикул ограничена
среднегодовой температурой +16о и зимней – –8о. Установлено, что корбикулы гибнут, если температура около 0о C держится более недели. Раковины корбикул датированы методом электроннопарамагнитного резонанса (ЭПР) в 219,4 тыс. л.н., что позволяет отнести русловые пески калкаманской свиты к стадии 7 изотопно-кислородной кривой [6].
В начале оледенений в связи с аридизацией климата сток в речных долинах значительно сокращался. Об этом свидетельствует наличие фаций плесов в верхней части верхненеоплейстоценового казанцевского аллювия в осевой части долины Иртыша ниже г. Омска. Дальнейшее похолодание и
аридизация климата во время оледенений приводила к выполнению речных долин субаэральными,
преимущественно эоловыми отложениями и почти полному отсутствию в них магистрального стока.
Так, долина р. Ини (левый приток р. Чарыш) в северо-западной части Горного Алтая полностью выполнена лессами мощностью до 10 м, что свидетельствует об отсутствии в ней в это время магистрального стока. Их залегание на хорошо датированных каргинских отложениях свидетельствует об
их формировании во время последнего сартанского оледенения. В лессах на разных уровнях слоя
часто встречаются линзы толщиной до 1,5 м и протяженностью до 7 м очень слабо окатанной гальки
и щебенки, состоящих преимущественно из сланцев, слагающих борта долины. В них присутствует
большое количество грубозернистого, полимиктового песка. Гальки и щебень слабо наклонены против течения современной реки. Наличие линз слабо окатанного местного материала с наклонным положением галек позволяет предполагать периодическое возобновление слабого стока в долине во
время накопления в ней эолового материала во время похолодания и аридизации климата последнего
оледенения. Во время похолоданий на Предалтайской равнине, по мнению О.М. Адаменко [8], формировались зеленовато- и синевато-серые илы, залегающие в верхней части монастырской свиты.
Таким образом, формирование речных долин Горного Алтая и Предалтайской равнины определялось сложнейшим сочетанием тектонического и климатического факторов. В Горном Алтае речные
долины были перегружены значительным количеством терригенного материала, образовавшегося в
85
результате физического выветривания во время оледенений и при размыве ледниковых отложений.
Детальные исследования геологического строения и геоморфологии речных долин Горного Алтая и
Предалтайской равнины не выявили следов существенного влияния на осадконакопление и рельеф
этих территорий гляциально обусловленных катастрофических суперпаводков.
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 10-05-00673-а и междисциплинарного интеграцинного проекта СО РАН № 120.
Литература
1. Гарецкий Р.Г., Яншин А.Л. Тектонический анализ мощностей // Методы изучения тектонических
структур. – М.: Изд-во АН СССР, 1960. – Вып. 1. – С. 115-333.
2. Рудой А.Н. Гигантская рябь течения. – Томск: Изд-во ТГПУ, 2005. – 224 с.
3. Коллинсон Дж.Д. Аллювиальные отложения // Обстановки осадконакопления и фации. – М.: Мир,
1990. – С. 33-84.
4. Парначев С.В. Геология высоких алтайских террас (Яломано-Катунская зона). – Томск: Изд-во ИПФ
ТПУ, 1999. – 137 с.
5. Зольников И.Д. Гляциально обусловленные суперпаводки неоплейстоцена Горного Алтая и их связь с
историей формирования отложений и рельефа Западно-Сибирской равнины // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода. – М.: ГЕОС, 2009. – № 69. – С. 58-70.
6. Зыкин В.С., Зыкина В.С., Орлова Л.А. Природная среда и климат теплых эпох четвертичного периода
юга Западной Сибири // Геология и геофизика. – 2000. – Т. 41, № 3. – С. 297–317.
7. Макарова Н.В., Чистяков А.А., Аникин Б.Е. Закономерности формирования мощностей горного аллювия // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода. – М.: ГЕОС, 2008. – № 68. – С. 70-81.
8. Адаменко О.М. Мезозой и кайнозой Степного Алтая. – Новосибирск: Наука, 1974. – 168 с.
9. Зыкина В.С., Волков И.А., Дергачева М.И. Верхнечетвертичные отложения и ископаемые почвы Новосибирского Приобья. – М.: Наука, 1981. – 204 с.
10. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийнокатастрофическая модель. – Томск: Изд-во ТГУ, 1993. – 252 с.
ЭРОЗИОННО-АККУМУЛЯТИВНЫЕ ПРОЦЕССЫ ОСНОВНЫХ РУСЛОВЫХ
ПОТОКОВ ДЕЛЬТЫ Р. СЕЛЕНГИ
Ильичёва Е.А., Амосова И.Ю.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected],
[email protected]
Дельта реки Селенги является постоянно изменяющейся динамической системой. Наиболее
значительное влияние на развитие и формирование дельты оказывает эрозионно-аккумулятивная деятельность флювиальной системы. В данной работе рассмотрены водно-эрозионные особенности русел дельты и их изменения на протяжении последних десятков лет.
В работе представлены результаты анализа продольных профилей русел Харауз, Лобановская,
Левобережная, Галутай. Предпринята попытка сравнения продольных профилей различных годов
съемок. Выявлены основные тенденции развития гидросети, рассмотрены факторы формирования
русел в период естественного и зарегулированного режима, показаны результаты экспериментальных
наблюдений на створах сети гидрометрических наблюдений основных протоков. Проведена корреляция между морфометрическими характеристиками русел и данными о среднем уровне принимающего водоема.
Исходным материалом послужили лоцманские карты р. Селенги м-ба 1:10000 съемок 1949 и
1986 гг. и результаты натурных наблюдений, проведенных авторами. Русловая съемка проводилась в
меженный период с 2006-2010 гг. Проведена высотная привязка створов, измерены глубины, скорости потока, рассчитаны расходы воды, построены продольные профили от вершины дельты до устья
и поперечные профили живого сечения русел в створах временной сети наблюдений.
В работе раскрывается методика исследований, заключающаяся в сравнении разномасштабного
и разновременного исходного материала.
На основе анализа совмещенных профилей по наиболее многоводной, судоходной протоке Селенги – Основное русло (Харауз) выявлены тенденции развития русловых процессов – глубинная
эрозия (рис. 1).
86
Расстояние от г/ств Малое Колесово, м
0
5000
10000
15000
20000
25000
30000
35000
0
Глубина, м
2
4
6
8
1986 г
1949 г
10
12
Рис. 1. Совмещенный профиль русловой съёмки 1949-1986 гг. (Селенга – Основное русло).
В период естественного режима в 1949 г. происходит равномерное чередование плесов и перекатов, на устьевом участке наблюдается врезание русла. В период зарегулированного режима
(1986 г.) практически на всем протяжении отмечен размыв дна, особенно ярко это видно с 18 по 25
км от с. Малое Колесово, где глубины увеличиваются по сравнению с 1949 г. в 2-3 раза. На устьевом
участке наоборот, произошла аккумуляция, и глубины уменьшились в 1,5-2 раза. На протяжении 15
км от с. Малое Колесово зафиксировано сползание элементов руслового рельефа.
На профиле 2006 г. в районе гидроствора Малое Колесово произошел резкий размыв русла
(рис. 2). В основном на большом протяжении русла наблюдается аккумуляция, и лишь на устьевом
участке глубины увеличиваются в 1,5-2 раза, что свидетельствует о врезании русла. В 2009 г. на всем
протяжении русло врезается в собственные отложения, глубина врезания достигает 10 м. На устьевом
участке с 37 км до выхода в сор глубинная эрозия ослабляется.
464
462
460
Отметки дна, м
458
456
454
452
450
Рельеф дна 2006 г
448
Рельеф дна 2009 г
Расстояние от г/ств до устья, м
446
0
5000
10000
15000
20000
25000
30000
35000
40000
45000
Рис. 2. Совмещенный профиль русловой съёмки 2006-09 гг. (Селенга – Основное русло).
87
Колебания минимальных уровней воды в оз. Байкал с 1995 г. по 2009 г. составили 3 см, основным фактором русловых переформирований в этот период, по-видимому, следует считать водность
реки и ее транспортирующую способность. Уклоны водной поверхности изменялись от 0,15 до
0,03 ‰. В период экспериментальных наблюдений в вершине дельты зафиксированы значительная
береговая эрозия, смещение планового положения основного русла, его углубление и расширение.
Работа выполняется при поддержке гранта РФФИ, №11-05-01038-а.
Литература
1. Лоцманская карта реки Селенги от устья до 424 км. СССР. Министерство речного флота
«ГЛАВВОСТОК». Восточно-Сибирское Бассейновое управление пути. – Иркутск, 1949.
2. Лоцманская карта реки Селенги от устья до селения Усть-Кяхта. СССР. Министерство речного флота
«ГЛАВВОСТОК». Восточно-Сибирское Бассейновое управление пути. – Иркутск, 1986.
ОПЫТ ГИДРОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО РАЙОНИРОВАНИЯ
ДЕЛЬТЫ Р. СЕЛЕНГИ
Ильичёва Е.А.1, Павлов М.В.2
1
Институт географии им. В. Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
2
ООО”Геоспектр», г. Санкт-Петербург, [email protected]
В работе рассмотрены этапы развития научных представлений об истории формирования дельтовой равнины р. Селенги и прилегающих территорий.
Картографический этап. Первые исследования этого объекта отображены в картах Семёна
Ремезова (1701 г.), А.П. Богославского (1893 г.), Ф.К. Дриженко (1898 г.), полковника Большого
(1923 г.) [1, 2].
Геоморфологический этап. Следующий, качественный этап изучения дельты основан на накопленных знаниях физико-географических особенностей территории с применением картографических материалов, аэрокартографических источников и натурных данных. Значительный вклад в развитие понимания гидролого-геоморфологических процессов внесли Б.А. Богоявленский, А.А. Рогозин, Л.К. Власова и др. Исследованиями охвачен период с конца 1960-х до 1990-х гг. Большое внимание в работах этого периода уделено морфологии и динамике селенгинского побережья и озёрного
края дельты [2-4].
Гидрологический этап. Работы этого периода посвящены изучению гидрометеорологических
условий формирования дельты и ее русловой сети. Разработано гидролого-геоморфологическое районирование устьевой области р. Селенги [5]. Выделены структурные элементы в дельтовой гидросети. К настоящему времени существует несколько вариантов разделения дельты на сектора по различным критериям [6-9].
Опираясь на богатый опыт предыдущих исследований и собственные работы [10], предложена
схема районирования дельты по секторам (рис.).
Выделение секторов основано на морфологических признаках береговой линии, а также гидролого-морфологической принадлежности участков дельты. Флуктуации береговой линии выявлены
при сравнении топографических карт и космоснимков (1956-2009 гг.). В современной дельте по гидроморфометрическим параметрам, характеру распределения стока и наносов выделены три сектора:
Лобановский, Среднеустьевский, Селенгинский.
Работа выполняется при поддержке гранта РФФИ №11-05-01038-а.
Литература
1. Лоция и физико-географический очерк озера Байкал. — СПб.: Издание Главного гидрографического
управления, 1898. — 443 с.
2. Зорин Л.В. Формирование дельты Селенги и образование залива Провал // Уч. зап. МГУ. Сер. Геоморфол. – М., 1956. – Вып.182. – С. 193-196.
3. Богоявленский Б.А. Моделирование природы озёрного края селенгинской дельты, её динамика и прогноз развития // История развития речных долин и проблемы мелиорации земель. – Новосибирск: Наука, 1979. –
С. 105-128.
4. Рогозин А.А. Береговая зона Байкала и Хубсугула. Морфология, динамика и история развития. – Новосибирск: Наука, 1993. – 168 с.
88
Рис. Схема районирования дельты р. Селенги.
5. Потёмкина Т.Г. Гидролого-геоморфологическое районирование устьевой области р. Селенги // Водные
ресурсы. – 2004. – Т. 31, № 1. – С. 15-20.
6. Айнбунд М.М., Давтян Н.А., Судольский А.С., Фиалков В.А. Исследование динамики устьев рек и
придельтовых частей водоемов на примере р. Селенги и оз. Байкал / Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда. – Л.,
1975. – Т. 5. – С. 356-365.
7. Экологически ориентированное планирование землепользование в Байкальском регионе. Район дельты
р. Селенги. – Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2002. – 149 с.
8. Иванов В.В., Коротаев В.Н., Лабутина А.А. Морфология и динамика дельты р. Селенги // Вестн. Моск.
ун-та. Сер. 5. География. – 2007. – № 4. – С. 48-54.
9. Дельта реки Селенги – естественный биофильтр и индикатор состояния озера Байкал. – Новосибирск:
Изд-во Сиб. отд-ние РАН, 2008. – 314 с.
10. Ильичёва Е.А. Динамика структуры речной сети р. Селенги и её дельты // География и природные
ресурсы. – 2008. – № 4. – С. 58-63.
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ЭВОЛЮЦИИ
ДОЛИН ВЕРХОВЬЕВ ОБИ И ЕНИСЕЯ
Казьмин С.П.1, Волков И.А.2
1
Сибирский региональный научно-исследовательский гидрометеорологический
институт, г. Новосибирск, [email protected]
2
Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН,
г. Новосибирск
Важным этапом окончательного формирования сети долин верховьев Оби и Енисея, как и огромных водосборных бассейнов этих рек, является ледниковый период. Особенно главной стадии в
динамике экзогенных процессов принадлежит дегляциации. Поздним палеогеографическим этапом,
близким к концу позднеледниковья является период формирования дна долин всей нашей страны.
89
Изучение этой проблемы охватывает всю вторую половину прошлого века и начала предыдущего.
Тем, не менее, она до настоящего времени остается далекой от окончательного решения.
Авторы настоящего сообщения, проводившие исследования с геологическим картированием на
протяжении не одного десятилетия, всегда сталкивались с различными вопросами формирования дна
долин, в том числе и самых крупных основных, таких например, как Оби и Енисея. Эти наблюдения
подтвердили правильность высказывания исследователей раннего периода, обосновавших вывод о
своеобразии процессов формирования дна долин, как единого хронологического этапа. Первые указания об этом были опубликованы еще в начале второй половины XX в. [1]. На материалах Европейской части страны была охарактеризована разница в строении поймы и первой террасы рек. Разрез
первой террасы сверху оканчивается хорошо развитой почвой, дифференцированной на генетические
горизонты, а пойма часто близкая по высоте к первой террасе, вообще лишена сколь-нибудь развитого почвенного покрова. Следовательно, было два этапа формирования дна долин: древний, закончившийся формированием почвы и новейший, продолжающейся теперь, не связанный с длительным
почвообразованием.
Правильность этого заключения подтвердили исследования в Азиатской части нашей страны.
Выяснилось, что обрисованная особенность строения дна долин характерна также и для Западной
Сибири [2]. Во многих береговых разрезах хорошо развитая почва или прикрывающий почву покров
торфа в минимумах древнего рельефа первой террасы снижается не только до уровня современных
половодьев, но также межени и даже маловодья современных рек. Первая терраса перекрыта нередко
до высоты, близкой к ее поверхности аллювием поймы.
Дистанционное зондирование земной поверхности дало дополнительные фактические данные.
Во многих районах поверхность террасы в современных условиях стока в половодье перекрывается
рекой и обращается вновь в область накопления аллювия. Анализ космических снимков дал новый,
ранее неизвестный фактический материал. Особенно информативными оказались мелкомасштабные
космоснимки зимнего аспекта ландшафтов, т.е. ландшафтов, покрытых снежным покровом. На основе этого анализа твердо установлено, что дно долин Оби, Енисея и некоторых их основных притоков
сформировались в течение двух хронологических этапов. Основным явился древний этап формирования аллювия, площадки и ограничительных эрозионных уступов террасы. Межрегиональные наблюдения на базе космоснимков позволили схематично откартировать первую террасу и ее ограничительные эрозионные уступы в долинах Оби, Иртыша и Енисея, а также их некоторых крупных притоков [3].
В совокупности этот фактический материал позволяет надежно охарактеризовать этап формирования дна основных долин нашей страны. На дне всех основных долин эта терраса протягивается в
виде сплошных полос, отграниченных от более древних геологических образований невысокими, но
четкими гидродинамически обусловленными и параллельными друг другу эрозионными уступами.
Выше устья Иртыша в Сургутском районе ширина такой полосы Оби составляет 25-30 км, а на Енисее в основном около 15 км. Реки в то время не меандрировали и занимали все дно долин. Это были
гигантские русла обильного, экстремального стока, превышавшего современный во много раз [3]. В
них отложился грубозернистый, преимущественно песчаный аллювий на уровне несколько более
низком, чем поверхность современных пойм и меженный уровень рек. Сами же поймы возникли в
основном в результате вторичной переработки осадков этих сверхрусел в голоцене. Этот этап сопровождался формированием аллювия, поверхности и ограничительных эрозионных уступов первой
террасы. Образование поймы, т.е. второго этапа дна долин нельзя считать завершенным, он продолжается и в настоящее время.
Важные новые данные опубликованы на протяжении конца прошлого века и первого десятилетия текущего столетия. Они касаются характеристики процессов, ранее ускользавших от внимания
исследователей. Выяснилось, что в горных обрамлениях Западно-Сибирской низменной равнины
речная деятельность сопровождалась катастрофическими стоками. Они оставили разнообразные
формы рельефа и серии осадков в пределах горных сооружений Алтая и всей Алтае-Саянской горной
области.
Наблюдения авторов настоящего сообщения выяснили, что влияние катастрофических стоков
распространялась за пределы гор на равнины. Так, например последний катастрофический сток по
Оби с Алтая распространялся до района Новосибирска [4]. Паводочная волна последнего, наиболее
молодого катастрофического стока с Алтая в районе Кудряшовского бора под Новосибирском, оставила ясные следы подтопления. Был подтоплен ранее образовавшийся дюнный эоловый рельеф. Ниже по течению Оби эта паводочная волна по высотному положению сливается с аллювием и поверхностью первой террасы. Этот эпизод не объясняет формирование всей первой террасы Оби. Она, не-
90
сомненно, образовалась в основном в результате обильного стока по всему водосборному бассейну.
Тем не менее, выяснилось, что в палеогеографических построениях нельзя учитывать только эволюционные речные процессы. Необходим учет и катастрофических явлений.
Катастрофические стоки наиболее полно проанализированы в районах Горного Алтая, т.е. в
верховьях Оби [5, 6]. Несомненные доказательства подобных событий выявлены также и в верховьях
Енисея [6-8]. В основном это поля рифелей, т.е. гигантской ряби течения, аналогичной той, которая
полно охарактеризована на примере Горного Алтая. Они отмечены в верховьях Бол. и Мал. Енисея,
также и ниже по течению этой реки, где Мал. и Бол. Енисей сливаются воедино (район г. Кызыл).
Ниже по течению реки поля рифелей по высотному положению переходят в образования первой террасы долины. Следовательно, и в долине Енисея наиболее молодой паводок катастрофического стока
совпал по времени с формированием первой террасы.
Фактические данные по долинам верховьев Оби и Енисея и по проявлению наиболее молодого
последнего катастрофического стока довольно сходны. Ввиду того, что стоки в верховьях Оби и Енисея являются прямым следствием быстрого спуска вод обширных озерных бассейнов правомерно
предполагать, что данные события протекали в условиях потеплений. Формирование же тех огромных озер, появления которых непосредственно предшествовало их спуску, все-таки протекало в условиях некоторого похолодания. Такое предположение не разделяется А.Н. Рудым [6]. Спуски озер и
проявления катастрофических стоков были многократными, что доказывается надежными фактами.
Переполнение озер происходило очень быстро (первые сотни лет), после этого наступал их спуск и
катастрофический сток.
В верховьях Оби пока имеются доказательства двух катастрофических стоков с Горного Алтая.
Один из них произошел около 37-41 тыс. лет назад. Такое предположение обосновывается строением
разреза Усть-Мереть, в месте впадения реки Мереть (правый приток Оби) в Обское водохранилище
[9]. В указанном разрезе хорошо сохранились остатки елового леса, внезапно погребенного толщей
разнозернистого песка, лишенного слоистости общей мощности около 12 м. Корневые системы переходят вверх в вертикально «стоящие» стволы, некоторые из них достигают высоты около 6 м от основания. Это очень редкий случай захоронения стволов деревьев (в данном разрезе еловых) в вертикальном состоянии. Захоронение леса произошло практически моментально в результате накрытия
его паводочной волной катастрофического стока с Алтая, отложившей толщу песка около 12 м мощностью практически моментально (максимум за несколько суток).
Последний наиболее молодой катастрофический сток произошел в конце позднеледниковья.
Образования его паводочной волны ясно обнаружены и закартированы в пределах Кудряшовского
бора [4]. Здесь, северо-западнее Новосибирска на левобережное дно долины Оби воды катастрофического паводка с Горного Алтая внезапно подтопили понижения в поле дюнного рельефа. Эти воды поступили в пределы древнего эолового рельефа в результате внезапного подтопления первой террасы.
Ниже по течению Оби уровень поверхности паводочной волны переходит в поверхность первой террасы. Обрисованные факты подтверждают неоднократность катастрофических стоков с Горного Алтая.
В верховьях Енисея в районе дна долин общая геоморфологическая и геологическая обстановка
весьма сходна с таковой верховьев Оби. В долинах Мал. и Бол. Енисеев выше их слияния и в долине
Енисея ниже по течению есть поля рифелей, безусловных образований катастрофических стоков с
гор и, в особенности, последнего такого стока. Ниже по долине на всем протяжении Енисея до его
устья ясно прослежены эрозионные ограничительные уступы первой террасы и ее площадки. Они
образовались быстро, в условиях обильного стока. Указанные уступы были берегами единого русла
Енисея, имевшего в среднем ширину около 15 км. Позже, часть этих уступов была переработана в
полосу меандрирования поймы.
Наземные наблюдения и анализ материалов дистанционного зондирования земной поверхности
на современном уровне наших знаний позволяют уверенно обрисовать следующие особенности формирования дна долин Оби, Енисея и некоторых основных их притоков, т.е. всей западной и отчасти
центральной Сибири [10]. Дно долин Оби и Енисея образовались одновременно в конце позднеледниковья. Основным фактором было обильное возрастание поверхностного стока, т.е. глобальное увлажнение климата. Образовались сверхрусла Оби и Енисея, ограниченные четкими эрозионными береговыми уступами. Все дно долин было руслами рек. Кроме общего энергетического фактора, т.е.
глобального увлажнения климата в формировании первой террасы Оби и Енисея принимал последний, наиболее молодой катастрофический сток с гор. Видимо он проявился одновременно во всей
Алтае-Саянской горной системе, т.е. в верховьях Оби и Енисея.
Изложенные выше факты в ближайшее время едва ли будут существенно изменены. Значит,
они могут явиться основанием для дальнейшего планомерного и целеустремленного изучения собы-
91
тий конца позднеледниковья и всего голоцена. Первое, что необходимо сделать – это многократными
квалифицированно выполненными радиоуглеродными датами установить хронологию формирования
дна, первой террасы и поймы долин Сибири. Следующая задача – обрисовать развитие дна долин не
только послеледникового материка, но также и шельфа Карского моря. Далее – связать выясненные
события палеонтологов (главным образом палинологов) с геоморфологическими и геологическими
особенностями формирования первой террасы и поймы рек. Отдельная задача – выяснить влияние
катастрофических стоков и глобального увлажнения климата конца позднеледниковья в образовании
дна долин. Общая цель – оценка астрономического притока энергии к земной поверхности (АПЭ) в
климатических событиях аллереда, позднего дриаса, раннего голоцена и выяснение места феномена
формирования сверхрусел первой террасы в цепи геоморфологических и геологических событий Северной Азии.
В настоящем сообщении основное внимание уделено особенностям обильного стока, сформированного сверхрусла времени первой террасы Оби и Енисея. Этот вопрос тесно связан со знаниями
о ледниковой истории всей Алтае-Саянской горной области. Верховья Енисея изучены пока значительно хуже верховья Оби. Тем не менее, строение долины Енисея свидетельствуют об обильном
стоке из огромного горного региона в речную систему этой реки. Сочетание обильного эволюционного стока с явлениями катастрофических горных и предгорных паводков пока крайне трудно разграничить. Ясно только, что первая терраса Енисея сформировалась в условиях обильного стока с
горного региона его верховьев. Дальнейшие исследования позволят более полно разграничить общие
климатические условия эволюционного и катастрофического стока. Формирование первых террас
Оби и Енисея – это важнейший вопрос позднеледниковых климатических событий всей Северной
Азии.
Литература
1. Соколов Н.Н. О геоморфологической терминологии // Географический сборник ГО СССР. – 1958. –
№ 10. – С. 12-15.
2. Волков И.А., Волкова В.С., Задкова И.И. Покровные лессовидные отложения и палеогеография югозапада Западной Сибири в плиоцен-четвертичное время. – Новосибирск: Наука, 1969. – 332 с.
3. Волков И.А. Геолого-геоморфологическая основа ландшафтов центральной части Западной Сибири
(на основе использования дистанционных методов исследований) // Дистанционные исследования ландшафтов.- Новосибирск: Наука, 1987. – С. 64-96.
4. Волков И.А. Роль катастрофических стоков в формировании первой террасы основных рек Сибири //
Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. –
М.: Геос, 2007. – С. 60-61.
5. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийнокатастрофическая модель. – Томск: ТГУ, 1993. – 252 с.
6. Рудой А.Н. Гигантская рябь течения (история исследований, диагностика, палеогеографическое значение). – Томск: ТГУ, 2005. – 224 с.
7. Гросвальд М.Г. Развитие рельефа Саяно-Тувинского нагорья. – М.: Наука, 1965. – 166 с.
8. Аржанников С.Г., Аржанникова А.В. Следы гидросферных катастроф в Тувинской и Хемчикской впадинах и возможные причины их формирования // Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования. – Новосибирск: Наука, 2004. – С. 20-22.
9. Волков И. А., Орлова Л.А. Каргинско-сартанское время и голоцен юго-восточной части Западной Сибири по данным радиоуглеродного метода датирования // Геология и геофизика. – 2000. – Т. 41, № 10. – С. 1428
– 1442.
10. Волков И.А. Ключевые геологические разрезы конца последнего (сартанского) позднеледниковья в
долине Оби близ Сургута // Геология и геофизика. – 2005. – Т. 46, № 2. – С. 235-236.
ВОЗМОЖНОСТЬ И ПРИЧИНЫ СОХРАННОСТИ РОССЫПЕЙ ДОЛИН МАЛЫХ
РЕК В РАЙОНАХ РАЗВИТИЯ ГОРНО-ДОЛИННОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ
(НА ПРИМЕРЕ ГОРНОЙ СИСТЕМЫ ДЖУГДЖУР)
Ликутов Е.Ю.
ООО «Геоконтроль», г. Калуга, [email protected]
Вопрос сохранности россыпей в районах, испытавших оледенение, в частности – горнодолинное, давно привлекает внимание и вызывает исследовательский интерес [1, 2; и др.]. Происхо-
92
дит это не только и не столько вследствие широкого распространения древних оледенений и россыпей на площадях их развития, но и – существенной россыпеформирующей и россыперазрушающей
деятельности всего семейства ледниковых рельефообразующих процессов. Спектр ее определен С.С.
Воскресенским: 1) формирование новых россыпей; 2) разрушение (разубоживание) и захоронение
аллювиальных россыпей, сформированных до оледенений; 3) формирование промежуточных коллекторов: ледниковых и водноледниковых рыхлых образований (далее – РО), которые при позднейшей
переработке их флювиальными процессами дают начало более молодым (чем эпохи оледенения) аллювиальным россыпям [2].
По этому вопросу нами были предприняты исследования в пределах горной системы Джугджур. Системность их состоит в том, что все участники рельефообразования рассматриваются взаимосвязанно и на основе возможно более полного изучения строения и формирования рельефа специальное внимание уделяется россыпям и оледенению. Изучение рельефа и россыпей проведено на верхних и средних участках бассейнов рек Джана, Маймакан и Киранкан общей площадью 1730 км2 [3],
граничащих между собой и образующих компактный геоморфологический узел – в бассейнах притоков р. Магей (правый приток р. Маймакан, система р. Мая Алданская), а также реках Евгачан, Чепталон, Иктанда и Огоньго [4]; следов оледенения – для горной системы Джугджур в целом [5]. Полученные результаты исследований – более сложные и, на наш взгляд, более однозначные.
Горная система Джугджур (максимальная абс. высота – 1906 м, г. Топко) СВ простирания состоит из трех крупных положительных форм – с СЗ на ЮВ: Кульдуми-Тунумской цепи, хр. Джугджур и продолжающих друг друга хребтов Ульинский и Прибрежный (с СВ на ЮЗ), разделенных двумя системами отрицательных форм: аномально широких участков речных долин, в частности – р. Иктанда, т.н. «недодепрессий», и депрессий р. Улья (верхняя и средняя ее части), р. Алдома и ЛантароНемуйской. Границы ее: на СВ – по долине р. Улья (нижняя часть), на ЮЗ – долина р. Джана (левый
приток р. Уда), на СЗ – по границам между средними и нижними частями бассейнов левых притоков
р. Мая Алданская, на ЮВ – береговая линия Охотского моря.
Важнейшая характеристика взаимосвязанного рельефо- и россыпеобразования: широкое развитие ледникового рельефа [5-7] и россыпей. Выявлены следы двух, реже – трёх из четырёх установленных Ю.Ф. Чемековым [6, 7] оледенений: первого и второго позднеплейстоценовых (Q32 и Q34),
реже – среднеплейстоценового (Q22). Из ледниковых форм рельефа распространены цирки (кары),
троговые участки долин, моренные валы, озёрные котловины, поверхности (участки) ледниковой
аккумуляции и экзарации, реже – эрратические валуны. По абс. высотам днищ цирков определены
высоты снеговой границы в эпоху первого позднеплейстоценового оледенения (Q32) – 960-1000 м
(для СЗ макросклона Джугджура) и 760-800 м (для ЮВ макросклона) – и второго позднеплейстоценового оледенения (Q34) – не менее 1300-1350 м [5]. Ледниковые формы и элементы рельефа и РО
далеко не всегда расположены на одних и тех же (в поперечниках) участках долин, что и россыпи.
Среди изученных – это долины рек Иктанда, Таймень, Лантарь. В бассейнах рек Джана, Маймакан
и Киранкан ледниковые рельеф и РО отмечаются выше (по долинам) участков с разведанными россыпями.
В долине р. Иктанда С.С. Воскресенский и Т.С. Хорошилова установили ледниковый генезис
РО, слагающих III (в их трактовке) надпойменную террасу (далее – НТ) (отн. высота – 25-40 м) и II
НТ (отн. высота указана то 10-15 м, то 10-20 м) и справедливо признали их породами цоколя этих НТ
– по тонкому составу заполнителя, несортированности и неокатанности крупных обломков [8]. Будучи участником этих же работ, дополним и уточним их результаты. НТ террас в долине р. Иктанда –
не три, а четыре: I НТ отн. высотой 3-5 м, II НТ – 10-15 м, III НТ – 20-25 м, IV НТ – 30-40 м. РО
трех (а – не двух) самых высоких из них несут и другие признаки ледникового генезиса: очень высокую плотность, местный петросостав обломков (анортозиты – 80-100%, эффузивы – 0-20%), местами – постепенный характер границ между горизонтами разреза, а также – флювиального (обработки русловыми потоками): местами (в частности – в РО IV НТ) – следы окатанности на глыбах и
волнистую форму контактов между горизонтами РО. В разрезе II НТ р. Магей, в которую впадает р.
Иктанда, выше ее устья (в 1 км ниже устья р. Чепталон) 10% крупных обломков окатаны до I-II
класса [9].
Россыпи сосредоточены в днищах долин: в современном аллювии (all Q4) и реже – в древних
погребённых врезах (возраст РО – первая половина раннего плейстоцена (Q11) [3], что обозначает две
эпохи россыпеобразования: плиоцен-раннеплейстоценовую (N2-Q1) и голоценовую (Q4) [9, 3]. Мощность РО в их пределах – в среднем не более 4-6 м при гораздо более широкой амплитуде мощностей
аллювия в днищах долин в целом – от 1,2 м до 15,5 м (и скважины не добиты), поэтому россыпи относятся к мелкозалегающим. Именно они являются типичными для Аяно-Майского района Хабаров-
93
ского края. Распространены они столь широко и разведывались столь интенсивно и эффективно, что,
в частности, в 1982-84 гг., Аяно-Майская КГРЭ давала по полплана прироста запасов россыпей по
ПГО «Дальгеология» в целом. В ледниковых РО полезный компонент россыпей (далее – ПК) не
был обнаружен ни поисково-разведочными [3], ни нашими съёмочными работами [9], а россыпи –
тем более. В предшествующих работах отмечается слабое присутствие ПК в ледниковых и водноледниковых РО и единичная водноледниковая россыпь в долине р. Таймень [10], генезис которой
без ее геоморфологической привязки и без обоснования генезиса РО нет оснований признать достоверным.
В обломочном материале РО, вмещающих россыпи, судя по его петросоставу, отсутствуют экзотические для бассейнов изучаемых долин обломки, т.е. свидетельств дальнего (ледникового) переноса РО и ПК не обнаружено. В то же время он мог быть разрушен выветриванием и разрушением
при транспортировке[4].
Взаиморасположение россыпей и ледниковых форм и элементов рельефа, принадлежность
практически всех разведанных россыпей к голоценовой (современной) (Q4), а значит – послеледниковой эпохе россыпеобразования, отсутствие следов разрушения россыпей ледниковыми процессами и
– самих ледниковых и водноледниковых россыпей служит показателями реальной возможности сохранения и формирования аллювиальных россыпей не только в пределах горной системы Джугджур,
но и – других, испытавших горно-долинное оледенение.
Особенности строения и закономерности формирования рельефа, РО и россыпей определяют и
совокупность равнозначных причин сохранности россыпей в долинах малых рек горной системы
Джугджур. Расположение и формирование россыпей на участках: а) минимальной ледниковой экзарации или ее отсутствия (россыпи уберегаются от разрушения (выпахивания); б) минимальной ледниковой аккумуляции (россыпи уберегаются от разубоживания и захоронения); в) – пожалуй, самая
действенная: на промежуточных (не – т.н. «равновесных» [11]) участках между зонами экзарации и
аккумуляции, где меняются лишь водность и транспортирующая способность потоков, и они продолжают свою россыпеобразующую деятельность. Расходование энергии водотоков в эпохи оледенений и межледниковий на переработку ледниковых и водноледниковых РО, а не на вынос ПК россыпей и их разубоживание. При этом поступавший в долины моренный и флювиогляциальный материал оказался консервантом россыпей, предохранив (сохранив) их от разубоживания (разрушения).
Формирование россыпей в послеледниковое (голоценовое (Q4) время. Эти причины могут действовать и по отдельности, и в разных качествах и степени совместно. Полное совместное существование
этих причин в течение определённо длительного времени в состоянии обеспечить непрерывность
процесса россыпеобразования, устанавливаемую для долин малых рек горной системы Джугджур по
меньшей мере с плиоцена (N2) по настоящее время.
Литература
1. Билибин Ю.А. Основы геологии россыпей. – М.: Изд-во АН СССР, 1955. – 472 с.
2. Воскресенский С.С. Геоморфология россыпей. – М.: Изд-во МГУ, 1985. – 208 с.
3. Рязапов Р.М., Ликутов Е.Ю. Отчет о результатах поисковых и разведочных работ на россыпное золото в бассейнах рек Джаны, Маймакана и Киранкана в 1981-84 гг. (Джангинский участок). – Хабаровск,
1984.
4. Ликутов Е.Ю. Соотношение процессов выветривания и окатывания в формировании рыхлых отложений малых рек горной системы Джугджур и севера Амуро-Зейской равнины // Труды VI конф. «Динамика и
термика рек, водохранилищ и окраинных морей». ИВП РАН, 22-26 ноября 2004 г. – М.: ИВП РАН, 2004. – С.
418-420.
5. Ликутов Е.Ю. Плейстоценовое оледенение горной системы Джугджур // Вестник МГУ. Сер. 5. География. – 1983. – № 6. – С. 65-69.
6. Чемеков Ю.Ф. Четвертичные оледенения муссонной области Дальнего Востока // Доклады АН
СССР. – 1959. – Т. 127, № 2. – С. 423-426.
7. Чемеков Ю.Ф. Западное Приохотье. – М.: Наука, 1975. – 124 с.
8. Воскресенский С.С., Хорошилова Т.С. Строение и история развития речных долин северо-западного
склона хр. Джугджур // Вестник МГУ. Сер. 5. География. – 1983. – №6. – С.43-47.
9. Ликутов Е.Ю. Сравнительная характеристика условий формирования, строения и истории развития
рельефа западного и восточного склона горной системы Джугджур: Дипломная работа. – М.: МГУ, геогр. фак-т,
кафедра геоморфологии, 1981. – 120 с.
10. Жданов В.С. Геолого-геоморфологические условия формирования кайнозойских россыпей золота северной части западного Приохотья: Автореф. дис. … канд. геол.-минер. наук. – Л.: ВСЕГЕИ,1971. – 25 с.
11. Поздняков А.В. Динамическое равновесие в рельефообразовании. – М.: Наука, 1988. – 207 с.
94
ЗАЛОМЫ В РЕЧНЫХ ДОЛИНАХ И ИХ ГЕОМОРФОДИНАМИЧЕСКИЕ ФУНКЦИИ
Ликутов Е.Ю.
ООО «Геоконтроль», г. Калуга, [email protected]
Заломы – специфические формы рельефа в пределах не только зон русел рек, но и днищ долин.
Морфологически они представляют собой линейно вытянутые или, реже, изометричные скопления
древесного материала, местами скреплённые почвогрунтами и обломочным материалом различного
генезиса, преимущественно – аллювиального. Геоморфологическая специфичность заломов состоит
прежде всего в ярко выраженной их полигенетичности. Исходный материал имеет биогенное происхлждение (остатки растений, причем не только древесные), вплоть до целых деревьев и почвы (в ее
органической части), «почвенное» или, можем предложить, педогенное (остатки почвогрунтов; термин для такого генезиса до сих пор не был предложен), аллювиальное и склоновое происхождение.
Высвобождение его происходит под действием не только флювиальных процессов, но и склоновых
(оползневых и обвальных), криогенных (таяние мёрзлых грунтов) [1] и, по нашим данным, эоловых
(ветролома и ветровала).
В ходе формирования заломов их материал подвергается действию флювиальных процессов:
транспортировке, концентрации, заполнению аллювиальным обломочным материалом. С ними взаимодействуют криогенные процессы в виде таяния мёрзлых грунтов в районах их развития [1].
При стабильном положении заломов в их основной («каркасной») части возможно участие в их
формировании и криогенных процессов во взаимодействии с флювиальными – в виде семейства процессов наледеобразования. Теоретический характер такой возможности следует из того, что заломы
не отмечаются на расширениях днищ долин, каковыми являются и наледные поляны.
Таким образом, по степени полигенетичности превосходство над заломами среди форм и элементов рельефа речных долин сохраняется лишь у самих долин в целом [2]. Столь сложные генетические черты заломов обусловливают – вместе с их влиятельностью на практическую деятельность человека при использовании рек – давний и настойчивый исследовательский интерес к ним [1, 3-7; и др.].
Предшествующими исследованиями установлено два необходимых условия формирования заломов: наличие древесного материала и недостаточная для его перемещения транспортирующая способность потока [1, 7]. Важнейшей частью (звеном) в серии (цепи) процессов формирования заломов
является концентрация древесного и обломочного материала в них. Она происходит опять же при
различных генетических (а также морфологических и морфодинамических) условиях. Формирование
залома начинается «с остановки движущейся карчи («целого дерева с корнями и кроной») [7, с. 26] у
случайной преграды, оголовка острова или приверха отмели» [1, с. 54; 7]; с обрушения отдельных
деревьев вследствие действия биогенных и/или склоновых процессов у выпуклых и вогнутых берегов
[7]; на участках резкого уменьшения уклона продольного профиля водотока [7]; в районах сужений и
резких поворотов русел и/или днищ долин (причем опять же – различного генезиса). Результат предшествующих исследований концентрации «строительного» материала заломов состоит в том, что
наиболее благоприятные условия их формирования «...складываются на малых и средних реках, ширина которых меньше или сопоставима с длиной деревьев, но при этом мощность потока достаточна
для размыва залесённых берегов» [7, с. 27].
Ранее установлены следующие геоморфодинамические функции заломов. 1. Формирование
плотин. 2. Новообразование одних участков русла и отмирание существовавших на определенном
фрагменте днища долины. 3. Формирование излучин [1] 4. Укрепление осерёдков с деградацией рукавов реки по одну сторону каждого из них [1, 7]. 5. Рост закреплённых заломами островов и осерёдков [7] вверх по долинам, а не «вверх по течению» [7, с. 29]). 6. Размыв вогнутых берегов, противоположных берегам с заломами, и глубинная эрозия под ними [7]. 7. Формирование ступеней в продольном профиле реки. «Непосредственно выше заломов формируются перекаты, ниже заломов –
водобойные ямы.» [7, с. 29].
Предпринятые нами исследования заломов не носят специальный характер. Такой возможности
никто не предоставлял. Они были проведены на р. Мая Алданская близ пос. Нелькан (по месту постоянного жительства и работы в начале 80-х гг. ХХ в.) и в ходе прикладных работ – обзорных поисков россыпей в бассейне р. Уян (левый приток р. Учур, правого притока р. Алдан), шлихового опробования аллювия русел малых водотоков на Верхне-Зейской равнине (в пределах Дамбукинского узла россыпей) и инженерно-экологических изысканий на севере Русской равнины (юго-восток Ленинградской области), в зоне влияния строящегося Северо-Европейского газопровода, в днищах долин
малых рек и ручьев (Лепуй, Рыбежка, Рядань, Хвоёнка и ее притоков, Клещиница, Внина, Мошница).
95
В большинстве своем заломы сингенетичны русловому рельефу и являются неотъемлемыми его элементами. Местами заломы формируются под действием нескольких процессов. Так, на р. Рыбежка
(правый приток р. Тихвинка, правого притока р. Сясь, впадающей в оз. Ладожское) залом формируется не только под действием русловой эрозии, но и размыва берегов и оползнеобразования, а также,
вполне возможно, и антропогенного подпруживания реки всплывшими в ней трубами действующего
газопровода Грязовец-Санкт-Петербург, пересекающего ее в 100 м ниже залома. На р. Хвоёнка, относящейся к одному из местных озёрных бассейнов (оз. Хвойное), заломы расположены не только поперёк реки, но и вдоль нее, что свидетельствует об их формировании и/или в периоды аномально высоких паводков, и/или непосредственно выше ледовых заторов. В ряде случаев заломы асингенетичны [8] (внутренне не присущи) русловому рельефу, т.к. формируются при решающем участии антропогенных процессов: строительства и эксплуатации газопроводов и дорог (на р. Мошница – левом
притоке р. Внина в левой части бассейна р. Молога). Они выполняют, прежде всего, функции препятствий и взаимосвязаны в своем развитии с антропогенным подпруживанием рек выше препятствий и
с антропогенно инициированным природным процессом – усиленным врезанием рек ниже их [9].
Для части заломов характерно формирование реками с высокой или ярчайше выраженной переменной транспортирующей способностью: от нулевой (при пересыхании участков рек летом с образованием цепочек озёр и участков с медленным течением) до высокой, присущей малым горным
рекам. Заломы первой из этих двух разновидностей мы наблюдали на р. Мая Алданская, второй – на
левых притоках р. Уян: руч. Саргатта и руч. Хотунньа. Такие заломы наиболее изучены [1, 3-7].
Заломы совершенно иного строения, формирования и геоморфодинамической функции исследованы
нами на малых реках, режим которых (по разным причинам) равнинный и которые отличаются прежде всего низкой транспортирующей способностью. В качестве примера рассмотрим заломы на одной
из малых равнинных рек севера Русской равнины: р. Рядань (левый приток р. Тихвинка) (рис.). Изученный участок реки расположен в нижнем ее течении, в 10-11 км ниже плотины небольшого водохранилища. Русло шириной 10-12 м, извилистое (радиус кривизны излучин – 50-70 м), глубина – 0,52,0 м, русловой аллювий – песок. Следовательно, скорости течения реки в паводок (согласно [10]) –
не более 0,3-0,5 м/сек. Рыхлые отложения в пределах поймы (вскрытые горизонты: 0,0,-0,65 м – торфяной и 0,65-0,75 м – илисто-торфяно-мелкопесчаный) сильно обводнены, без заметной слоистости
внутри горизонтов и отличаются запахом сероводорода. Плёсы и перекаты вследствие постепенных
изменений глубин вдоль реки практически не выражены. В русле развиты заломы шириной от 0,2 м
до 1,5 м, каждый из которых состоит из одного или нескольких стволов (карчей), нередко – тонких
(рис.). Расстояние между заломами примерно одинаковое – 15-20 м. На участках заломов скорости
течения увеличиваются, оно из плавного становится более бурным (струйчатым).
Рис. Заломы на р. Рядань (левый приток р. Тихвинка, правого притока р. Сясь, впадающей в Ладожское оз.;
юго-восток Ленинградской обл.), выполняющие функцию перекатов.
Расстояние между заломами-перекатами – 15-20 м.
96
Приведенные данные о строении русла и заломов, о формировании русла свидетельствуют,
прежде всего, о том, что заломы – непременный (сингенетичный) элемент руслового рельефа. Более
того – элемент, необходимый для формирования русла. В противном случае: являйся заломы только
препятствием (засоряющим русло) на пути потока – они, состоящие из тонких и довольно коротких
стволов деревьев (карчей), были бы неминуемо разрушены и вынесены вследствие разгрузки энергии
(живой силы) потока, накапливаемой им при его подпруживании (возникновении препятствий ему).
В данном случае заломы выполняют иную, своеобразную геоморфодинамическую функцию: функцию перекатов, без которых (согласно [11]), как и без плёсов, не может существовать ни один постоянный русловой водоток.
Заломы, выполняющие функцию перекатов, изучены нами также на Верхне-Зейской равнине, в
днище долины р. Дамбуки, впадающей справа в Зейское водохранилище и испытывающей его подпорное влияние, скорее всего и обусловившее, и поддерживающее низкую транспортирующую способность этой реки (как, впрочем, и других впадающих в него рек).
Результаты исследований в далеко отстоящих, различных по состоянию природных условий
регионов страны, показывают, что заломы формируются и на реках с сугубо низкой транспортирующей способностью. Установлено, что заломы выполняют важнейшую и ранее не рассматривавшуюся
геоморфодинамическую функцию перекатов – в отсутствие этих форм в руслах изученных рек в естественном виде. Таким образом, выявлено еще одно направление самоорганизации рельефа: построение реками перекатов-заломов при их транспортирующей способности, недостаточной для
формирования перекатов (и плёсов) в обычном виде (на дне руслового потока).
Литература
1. Домогашев В.Н., Сергутин В.Е. Карчеход и русловой процесс // Геоморфология. – 1987. – № 2. – С. 54-56.
2. Ликутов Е.Ю. Процессы формирования речных долин: набор, соотношения, взаимодействия. Проблемы их исследований // Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследований: Материалы
XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН. – Новосибирск: ИГ СО РАН, 2004. – С. 164-165.
3. Чемеков Ю.Ф. Заломы, их образование и развитие // Изв. ВГО. – 1955. – Т. 127, № 2. – С. 134-136.
4. Махинов А.Н., Золотухин С.В. Заломы в нижнем течении р. Гур и их влияние на динамику нерестилищ осенней кеты // Амур на рубеже веков. Ч. III. – Хабаровск: ИВЭП ДВО РАН, 1999. – С. 74-77.
5. Болысов С.И. Биогенное рельефообразование на суше. – М.: ГЕОС, 2006. – Т. 1. – 270 с.; 2007. – Т. 2. –
466 с.
6. Евсеева Н.С. Современный морфолитогенез юго-востока Западно-Сибирской равнины. – Томск: Издво НТЛ, 2009. – 484 с.
7. Чалов С.Р. Ермакова А.С., Есин Е.В. Речные заломы: руслоформирующая и экологическая роль //
Вестник МГУ. Серия 5. География. – 2010. – № 6. – С. 25-31.
8. Ликутов Е.Ю. Соотношение генезиса и динамики рельефа. Сингенетичные и асингенетичные рельефообразующие процессы // Генезис рельефа. – Новосибирск: Наука, 1998. – С. 30-35.
9. Ликутов Е.Ю. Скорости антропогенно инициированных природных процессов и особенности их действия на севере Русской равнины // Земная поверхность, ярусный рельеф и скорость рельефообразования. – Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. – С. 130-132.
10. Богомолов А.И. Михайлов К.А. Гидравлика. – М.: Стройиздат, 1972. – 647 с.
11. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. – М.: Изд-во АН СССР, 1955. – 346 с.
РОЛЬ ЭНДОГЕННО-ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ В ФОРМИРОВАНИИ
СИСТЕМ ГОРНЫХ ДОЛИН НА АЛТАЕ
Лузгин Б.Н.
Алтайский государственный университет, г. Барнаул, e-mail: [email protected]
Сами по себе Алтайские горы являются явным свидетельством сочетанного экзогенноэндогенного происхождения местного рельефа. Горные долины здесь ориентированы преимущественно по особому «алтайскому» диагональному направлению (около 330°), в соответствии с простиранием доминирующих зон разломов. Естественно, что речные системы использовали для эрозионного врезания наиболее ослабленные зоны среди относительно более устойчивых геологических
формаций. Парагенетические зависимости развития горных хребтов и разделяющих их речных долин
привели к формированию субпараллельных между собой систем тех и других. Вместе с тем, их преимущественный наклон к северу, в сторону Предалтайской равнины, обусловлен в основном денуда-
97
ционно-эрозионными явлениями, поскольку позиция Русского Алтая, как северной периферии Алтайской горной страны – этого очень крупного горного сооружения Центральной Азии, определяется
его принадлежностью к обширному общему склону широтного водораздела этой части гор. Он разделяет указанную территорию на северные речные бассейны верхней Оби и южную внутристочную
область Северной Монголии. Наследованные речными долинами дизъюнктивные ситуации в Алтайских горных системах являются традиционными и не зависят от внешнего экзогенного морфологического их облика: теснины, каньоны, широкие эрозионные долины или троги. Принципиально отличны от охарактеризованной системы долины центральной и южной позиций Алтайских гор (Большого
Алтая), – соответственно, Монгольской и Гобийской их частей. Здесь господствующий водораздел
занимает осевое субмеридиональное положение, являясь пространственно асимметричным: западные
и юго-западные склоны относительно более крутые и выдержанные, чем восточные и северовосточные.
Долины первой позиции ориентированы в крест направления основного водораздельного хребта, второй – от истоков к устьям образуют резкие развороты русел с поперечных вершинных к продольным низменно-впадинным участкам. Гобийско-Алтайские горы, в силу их идиоморфного строения характеризуются короткими сточными долинами к северу и югу от широтных частных водоразделов, образующих парагенетическое единство, с участками широтных же широкодольных понижений, соответствующих общему простиранию «гофрированного» здесь рельефа. Контрастность их по
отношению к русско-алтайским долинным ситуациям усиливается за счет отчетливо проявленной
климатической зональности: северные склоны Алтая находятся в зоне гумидного климата, Гобийский
Алтай характеризуется крайне аридной климатической обстановкой, а Монгольский – переходной
между ними.
В соответствии с географическим распределением основных водораздельных пространств размещены и главные бассейновые системы региона (рис.). Сток рек северного сектора Алтайских гор
определяется принадлежностью к Верхнеобской позиции водосборов Русского Алтая. Они состоят из
северо-западного куста верхних левых притоков р. Обь (Алея, Чарыша, Ануя и Песчаной), речных
систем Катуни и Бии, слиянием которых образуется сама Обь, и истоков крупнейшего левого притока
Оби – собственно Иртыша (если оз. Зайсан, включая Бухтарминское водохранилище, считать конечным для р. Черный Иртыш). На всем протяжении основного широтного водораздельного хребта Алтая ему сопутствует южная граница бассейнов рек Катуни и Бии. К югу от этого водораздела непосредственно с ним контактирует крупнейший бассейн Монгольского Алтая р. Кобдо, простирающийся к югу почти до гор Гобийского Алтая. Осевому хребту гор Монгольского Алтая принадлежит более скромная роль разделения речных систем этого региона: на обширный восточный сток во внутриконтинентальные впадины северной Монголии и относительно узкую полосу западных притоков р.
Черный Иртыш, берущей начало на территории Монголии и западного Китая. Главенствующее направление основного потока этой реки – на северо-запад вдоль юго-западной кромки Алтайских гор.
Рис. Схема основных водосборных
площадей Алтайских гор
Водосборные бассейны:
1 – северо-западного кластера рек
Русского Алтая (Алея – Чарыша –
Ануя – Песчаной), 2 – Иртыша,
3 – Катуни, 4 – Бии,
5 – Тосийн-Гола,
6 – Черного Иртыша,
7 – Верхней Кобды,
8 – Нижней Кобды,
9 – Завхана (Дзабхана) и
южной части Впадины
Больших Озер, 10 – Урумчи,
11 – Долины Больших Озер,
12 – системы впадин
Заалтайской Гоби.
В качестве основы использована
космическая схема 2011 Geocentre
Consulting, Google, Mapabc
98
Основные направления крупных рек Алтайского региона контролируются как правило разломными зонами, что подтверждается чуть ли не всеми исследователями проводившими здесь геологогеографические работы.
В этом плане нам представляется важным обратить внимание на характерные морфологические
типы ослабленных зон дизъюнктивной природы. Основные из них могут быть сгруппированы следующим образом: сбросо-взбросовые комбинации, отвечающие ситуациям однонаправленных вертикальных смещений с образованием морфологических уступов; горстовые, определяющие появление
горных выступов, окруженных впадинами рельефа; и грабеновые, представляющие контрастные последним тектонические провалы в виде внутри- и межгорных морфологических понижений.
Хорошей иллюстрацией геоморфологических структур первого типа является зона Кобдинского неотектонического разлома. По ней между собой контактируют крупные меридионально нарезанные блоки, образующие суббассейны р. Кобдо различного высотного уровня. Восточный из них, по
сравнению с западным, опущен в среднем на 400 м. Разница высот блоков у самого уступа достигает
300 м. Структурно близкой является ситуация к востоку от всего Кобдинского речного бассейна, где
смежный крупный тектонический блок отвечает равнинной структуре известной как Впадина Больших Озер. В ее пределах река Завхан характеризуется встречным течением по отношению к направленности речного потока южной части р. Кобдо. Это заслуживает внимания как элемент перекоса в
рельефе двух блоков, структурно отделенных друг от друга разломными дислокациями.
Для поднятого западного блока, представляющего собой область верхнего течения Кобдинской
речной системы, характерно сочетание узких и широких речных долин в зависимости от структурноморфологической позиции и характера гористости в пределах блока. Нередки здесь продольные ленточные понижения меридиональных направлений, отчасти с озерными водоемами, и возрастающей
ролью косо ориентированных широких долин у восточного края блока.
Структура озерно-речной сети опущенного по отношению к первому второго блока отличается
преобладанием озерных фаций, меридиональной направленности водотоков и озерных водоемов и их
промежуточной размерностью по сравнению с малыми озерами первого блока и очень крупными их
параметрами в системе Впадины Больших Озер.
Однако наиболее морфологически экспрессивно выражена сама зона разлома, представляющая
резкий уступ, который становится более эластичным по простиранию в южном направлении. Здесь
наблюдается контрастный переход широкодольных достаточно глубоких речных морфоструктур в
узкие и мелкие русловые потоки наподобие висячих долин. Переход между ними относительно сглажен. Отмечаются локально проявленные участки редких меандровых петель. Показательны резкие
перегибы в направлении речных потоков вплоть до коленообразных деформаций. Они широтны в
возвышенных блоках и меридиональны в местах перехода потоков на более низкий гипсометрический уровень. Чрезвычайно оригинален случай Х-образного крестовидного пересечения глубоких
речных долин в районе пос. Кызыл-Хая, с противоположно направленным течением бокового притока по отношению к принимающей реке. От высокой ступени разлома в сторону опущенного блока
прослеживается ряд открытых вееров обвалов и осыпей, морфологически осложненных конусовидно
расположенными рытвинами.
Для районов горстовых горных выступов основной особенностью долинного рельефа является
заметное появление системно ориентированных проточных и приточных образований. Однако, поскольку они доминируют на Алтае в южных засушливых местностях с относительно умеренным развитием эрозионных форм рельефа, более показательными в этих условиях являются ортогонально
расположенные к протяженности этих структур короткие лога временных водотоков, интенсивно пересекающих контактовые зоны этих структур. Впрочем, при неоднородном подъеме блоков протяженность этих долинных систем становится показателем вертикальной амплитуды поперечных перекосов поверхности блоков.
Для грабеновых структурных комбинаций внутригорных и межгорных впадин исключительно
показательна ситуация, сложившаяся в Чуйском речном суббассейне (крупный правый широтный
приток р. Катунь). Здесь р. Чуя в качестве основания ложа использует равнинную поверхность ряда
системно ориентированных широтных внутригорных тектонических впадин, которые составляют
свыше 60 % ее протяженности. Наиболее крупными из них являются впадины высокогорных Чуйской и Курайской степи. Общая морфологическая структура этого суббассейна определяется сочетанием разветвленной речной сети сходящихся в западном направлении к ее устьевой части водотоков
с центростремительной группировкой их систем на участках тектонических впадин. Они как бы частично вложены одна в другую в определенной последовательности, таким образом, что водосборные
участки, группирующиеся в их пределах, уступами резко сужаются по ширине реки вниз по течению.
99
В этом случае очевидность влияния тектонического фактора на формирование речной сети представляется абсолютно безальтернативной.
Дополнительными иллюстрациями этого тезиса являются многочисленные задокументированные случаи искривления речных приточных систем характеризуемого суббассейна при пересечении
водотоками поперечных или косых к позициям системообразующих рек зон разломов, примеры которых в качестве аэровысотных и космических снимков приведены в ряде опубликованных работ.
Из исследований пространственного рисунка Алтайской речной сети следует неоспоримость
существования тесных и устойчивых парагенетических связей в формировании морфологии речных
долин и их водоразделов. В основе этого вывода лежит постоянная закономерная взаимозависимость
взаимодействия эндогенных и экзогенных факторов горного рельефообразования.
В качестве дополнительной аргументации этой постоянно действующей взаимосвязи могут
быть приведены также следующие соображения.
Изучение достаточно многочисленных выявленных участков развития антецедентных долин на
Алтае является свидетельством интенсификации экзогенных факторов рельефообразования за счет
проявления эндогенных событий (эндоэффектов). В частности, это относится к перехвату Пракоксы
Верхней Катунью при образовании современной речной системы, обычно относимой к Катунской. К
прорыву нынешней р. Чибиткой через узкое ущелье Курайского хребта (на границе с Айгулакским) в
Чуйскую долину в краевой части Курайской внутригорной впадины. И в ряде других случаев. Эти
эрозионные прорывы нельзя себе представить без актов предварительной тектонической активизации, послуживших преддверьями усиления разрушающей деятельности текучих напорных вод.
В свою очередь, базисная (эрозионная) поверхность Алтайских гор показывает опережающий
глубинный эрозионный врез для нижней Катуни (от слияния с р. Коксой) и речной системы р. Чулышман-Телецкое озеро, значительно более глубокие чем эрозионные врезы всех остальных водных
артерий Алтая, а это по сути соответствует откапыванию (эксгумации) наиболее глубинных разломов
этой зоны, что, соответственно, повышает вероятность их оживления. Именно эти морфоструктуры
характеризуются перистым ортогональным распределением основных притоков рек, выделяя этот
стиль речного рисунка в особый морфологический тип рельефных структур Алтая.
О тектонической активности некоторых горных систем Алтайского горного сооружения говорят признаки подновления ряда разломных зон и проявления новейших дизъюнктивных структур, в
том числе в пределах действия позднейших крупных сейсмических событий, а также разные типы
перекосов оснований горных массивов, антецедентные фрагменты долин рек и т.п.
Поэтому мы считаем естественным выделение здесь по аналогии с неотектоническими процессами, приуроченными к верхним уровням земной коры, тесно связанных с ними новейших морфологических преобразований в рельефе и приходим к выводу о необходимости обособления в качестве
самостоятельного научного направления – неогеоморфологии.
СТРОЕНИЕ ОТЛОЖЕНИЙ СЕЛЕВЫХ ДОЛИН НА ВЫХОДЕ ИЗ ГОР
(СЕВЕРНЫЙ СКЛОН ХРЕБТА ХАМАР-ДАБАН, ЮЖНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ)
Макаров С.А.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Северные отроги хребта Хамар-Дабан на участке побережья Байкала от устья р. Бабхи до устья
р. Мал. Осиновки прорезают 24 долины рек, ручьев, падей, логов. Все они оцениваются как селеносные, поскольку несут следы формирования и прохождения селевых потоков в виде селевых русел,
кос, гряд, селевых конусов – как древних, так и современных. Водосборные бассейны располагают
значительными объемами рыхлообломочного материала, который может быть вовлечен в селевые
потоки. Селевые очаги в виде разнообразных проявлений экзогенных геологических процессов –
сплывов, осыпей, обвалов, курумов, боковых конусов выноса, кос, гряд и т.п. широко распространены в низко- и среднегорной зоне во всех бассейнах. Интенсивное выветривание пород обеспечивает
постоянное пополнение рыхлого материала от супесей и суглинков до крупноглыбовых фракций.
Высокая сейсмичность района и частые землетрясения наряду с высоким увлажнением и значительным поверхностным стоком способствуют достаточно быстрому движению материала к селевым
руслам. Наиболее крупные селепроявления на рассматриваемых реках имели место в 1910, 1915,
1917, 1921, 1927, 1932, 1934, 1938, 1952, 1960, 1962, 1971 гг. [1].
100
Река Харлахта имеет смешанное питание с преобладанием дождевого. Основной ее сток (свыше 80 % от годового) проходит с мая по сентябрь. Максимальный месячный сток приходится на июль
– в среднем 22,5 % от годового стока.
Среди малых рек, близких по своим параметрам к р. Харлахте, выделяются реки Бол. и Мал.
Осиновки. Наибольшие расходы воды формируются в основном от ливневых дождей. В некоторые
годы паводковообразующие осадки приурочены к периоду снеготаяния в горах и вызывают катастрофические паводки, переходящие в селевые потоки. Основная часть, до 95 %, стока наносов проходит за май-сентябрь.
При последнем прохождении селя в 1971 г. на протяжении всех рек на склонах долин сформировались селевые лотки и сплывы, поставившие при прохождении селевого потока в русло реки
большое количество рыхлообломочного материала. На притоках образовались мощные конуса выноса. Русла рек представляли собой нагромождения селевого материала в виде гряд, бугров, валов и т.д.
На поворотах русла селевой материал различной крупности (от песчано-галечного до больших валунов) выносило на прибрежную пойму. На многих участках поваленные селем деревья образовали
плотины, выше которых происходило отложение селевого материала.
Стратиграфические разрезы отложений селевых долин рек Харлахты, Бол. и Мал. Осиновки,
руч. Красный Ключ были получены в процессе изысканий под противоселевые сооружения в конце
80-х г. прошлого века геологами СИБГИПРОБУМа. В качестве примера приводим геологический
разрез (рис.) находящийся в 2,6 км от устья р. Бол. Осиновка. На бортах долины залегают залегают
дресвяно-щебенисто-глыбовые отложения с супесчаным заполнителем (слои 1-3). Современные отложения голоценового возраста слагают пойменную террасу и представлены окатанными валунногалечниковыми отложениями с песчаным заполнителем, мощностью до 3 м (слой 5). Ниже, преимущественно по центру долины, залегает невыдержанный неокатанный глыбовый материал (слой 9), а
ближе к бортам примыкает дресвяно-щебенистый массив (слой 7). Общим для этих двух слоев является наличие супеси в качестве заполнителя. На аллювиальный характер образования этих отложений
указывает наличие линз, состоящих из дресвы, щебня и песка (слой 7). В другом разрезе, расположенном в 100 м ниже по течению, среди грубообломочного материала вскрыта линза гравийногалечниковых отложений с песчаным заполнителем, мощностью 1 м. По своему гранулометрическому составу отложения слоев 7-9 напоминают материал сплывов, которые происходят в горном обрамлении оз. Байкал во время выпадения обильных дождевых осадков. Формируются они в различных ландшафтных зонах Прибайкалья, но преобладают в таежном поясе. В хребте Хамар-Дабан
Рис. Геологическое строение днища долины р. Бол. Осиновка.
Делювиальные отложения: 1 – суглинок с включениями глыб, щебня и дресвы, 2 – глыбовые отложения,
заполнитель щебень, дресва, супесь, 3 – дресвяно-щебнистые отложения с включениями глыб, заполнитель песок. Аллювиальные отложения: 4 – песок мелкий, 5 – валунно-галечниковые отложения с песчаным заполнителем, 6 – супесь, 7 – дресвяно-щебнистые отложения, заполнитель супесь, 8 – дресвяно-щебнистые отложения,
заполнитель песок, 9 – глыбы, заполнитель дресва, щебень, супесь. Коренные породы: 10 – гнейсы, диориты,
пегматиты. 11 – номер слоя.
101
сплывы образуются в пологих ложбинах стока в делювиальных отложениях [2]. Массовое формирование сплывов произошло в июле 1971 г., когда по рекам Южного Прибайкалья проходили катастрофические паводки и сели. Большая часть селей сформировалась за счет сплывов. Наиболее активно
этот процесс протекал на склонах хр. Хамар-Дабан. Объем сплывов в среднем составлял 3000-10000 м3.
Сплывы, сошедшие по долинам притоков оз. Байкал, вызвали формирование селей. В начальной стадии
накопления аллювия в русло рек поступал глыбовый материал склоновых курумов. В движение они
приходили при избыточном водонасыщении подстилающей толщи, спускались на дно долин и вовлекались в селевой процесс. В разрезах рыхлых отложений они фиксируются в виде глыбовых толщ.
Не на всех реках обломочный материал перекрыли валунно-галечные отложения. Например, на
реке Харлахта и руч. Красный Ключ в основном в разрезах присутствуют крупнообломочные отложения от дресвяно-щебнистых до глыбово-щебнистых с заполнителем из песка, супеси и суглинка.
Современная климатическая обстановка не создает условия для формирования мощных катастрофических селей, которые были ранее, поэтому можно предположить, что в конце верхнего плейстоцена – начале голоцена количество выпадавших атмосферных осадков было приблизительно в два
раза выше (500-600 мм) на западном побережье Байкала и приблизительно 2000 мм – на южном. Исходя из этого, предполагаем, что в конце позднего плейстоцена в днищах долин при выходе из гор на
конусах выноса аккумулировался материал сплывов, который имел преимущественно глыбовый или
дресвяно-щебнистый состав. Отложилась толща мощностью до 10 м, которая не выдержана по мощности и простиранию, с линзами песка, супеси и суглинка. Поверх этих отложений сейчас залегают
валунно-галечниковые отложения с песчаным заполнителем, характерные для всех рек ХамарДабана. Водный режим не всегда был одинаковым; так, отмечается цикл аккумуляции песка (см. рис,
слой 4).
Литература
1. Макаров С.А. Литвин В.М. Геоморфологические и инженерно-геологические условия, опасные экзогенные процессы // Экологически ориентированное планирование землепользования в Байкальском регионе.
Территориальное развитие г. Байкальска и его природной зоны. – Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН,
2003. – С. 53-65.
2. Макаров С.А. Сплывы Прибайкалья // География и природные ресурсы. – 1995. – № 1. – С. 78-84.
МОРФОЛОГИЯ ЦИКЛОВЫХ ВРЕЗОВ В ДОЛИНАХ ГОРНЫХ РЕК СРЕДНЕЙ АЗИИ
Макарова Н.В., Суханова Т.В.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва,
[email protected]
Цикловые террасы речных долин [1] формируются в процессе закономерно повторяющихся
эрозионно-аккумулятивных (эрозионных [1, 2]) циклов. В отличие от локальных, цикловые террасы,
хотя и с перерывами, развиты на всем протяжении речной долины. Ю.А. Билибин считал, что главной причиной эрозионных циклов являются тектонические движения, вызывающие поднятие и опускание базисов эрозии или территорий, по которым протекают реки. Многие исследователи и в настоящее время придерживаются такой точки зрения. Однако, одинаковое или близкое количество
цикловых террас в речных долинах горных и равнинных областей, совершенно разных по тектоническим условиям, отражение в строении аллювия климатических изменений различного ранга, подтвержденное палеонтологическими (главным образом, палинологическими) и геохимическими данными, связь аллювия и террас с конечными моренами в ледниковых районах – все это позволяет считать, что в ходе циклов немаловажную роль играют планетарные климатические ритмы, включающие
эпохи потепления (межледниковья) и похолодания (оледенения). Крупные ритмы климатических изменений определяют повторяемость эрозионно-аккумулятивных циклов и циклическое развитие речных долин в горах и на равнинах. Они обусловливают деление аллювия каждого цикла на две подсвиты – «теплую» и «холодную». Менее продолжительные климатические изменения отражаются в
строении отдельных частей или слоев аллювия, входящих в эти подсвиты [3, 4]. Тектонические движения, интенсивность которых разная в горных и равнинных областях, определяют региональные и
локальные различия строения речных долин: общую глубину и ширину разновозрастных эрозионных
102
врезов, механический состав и мощность выполняющего их аллювия, высоту цикловых террас, количество локальных террас на отдельных участках.
Ю.А. Билибин [2] разделил процесс формирования речной долины на четыре фазы (периода)
или стадии, следующие одна за другой в определенной последовательности: глубинной эрозии (углубления долины), боковой эрозии (расширения долины), накопления наносов (заполнения долины) и
покоя (переноса материала). Эти фазы занимают различные отрезки времени в цикле. Каждый цикл
охватывает сотни или десятки тысяч лет, в зависимости от возраста. В.В. Ламакин [5] выделил аналогичные, но меньшего ранга фазы (инстративную, констративную, перстративную) и соответствующий им аллювий, распределенные вдоль русел рек, назвав их динамическими, считая, что они могут
сменять друг друга по латерали в различном порядке, в зависимости от проявления локальных тектонических движений. И.П. Карташов [6], Ю.А. Гольдфарб [7], В.И. Макаров, Н.В. Макарова и др.
[8, 9], изучая аллювий равнинных и горных рек, развили понятие об эрозионном (эрозионноаккумулятивном) цикле, подробно охарактеризовав каждую фазу или стадию и соответствующий ей
аллювий.
Основное внимание при изучении речных долин обращается на строение террас, пойм и слагающий их аллювий. Реже встречается характеристика морфологии эрозионного вреза, в пределах
которого находятся эти формы и аллювий. Обычно все ограничивается общим определением вреза
как V-образного на участках врезания и U-образного на более спокойных участках долин или во впадинах. В речных долинах соотношение разновозрастных врезов неодинаковое. В горах и на равнинах
в относительно спокойных тектонических условиях более молодые врезы последовательно вложены
в более древние. Но чаще разновозрастные врезы разобщены и могут совершенно не совпадать друг с
другом. Причинами этого являются неравномерные и разные по амплитуде тектонические поднятия
склонов долин или силы Кориолиса, обусловливающие направленное смещение врезов и развитие
террас и пойм на одном склоне.
Для разновозрастных циклов характерно различное соотношение процессов эрозии и аккумуляции, зависящее как от тектонического фактора (поднятие или опускание участков, пересекаемых
реками), так и климатических условий (количество воды и наносов в реках и др.). Поэтому врезы заполнены аллювием на разную глубину, или им переполнены. Часто они заполнены не столько аллювием, сколько пролювием, лессами или другими отложениями, образующими покрышку террас.
В долинах горных рек Средней Азии достаточно полно развит весь комплекс четвертичных
цикловых террас. Относительно хорошая обнаженность вследствие аридного климата, разбуренность
террас и пойм в связи с поисками россыпных полезных ископаемых позволяют изучать не только аллювий, но и форму врезов, как в целом, так и отдельных его частей. Кроме того, здесь наиболее отчетливо и полно представлены все четыре фазы развития эрозионно-аккумулятивного цикла и соответствующий им аллювий.
В фазу глубинной эрозии или врезания русла, определяющую общую глубину долины, формируется наиболее глубокая ее часть – тальвег. Глубина его измеряется до перекрывающего базального
аллювия или до расширенного участка дна. В разновозрастных террасах речных долин Средней Азии
глубина и ширина тальвегов изменяется в зависимости от размера реки и структурного положения
отдельных участков. В крупных долинах (Зеравшан, Вахш, Оби-Хингоу и др.) глубина последовательно уменьшается от 70-80 м ранне- и среднеплейстоценовых тальвегов до 4-8 м голоценовых. Это
объясняется меньшей продолжительностью образования долин в каждый последующий эрозионноаккумулятивный цикл, климатическими условиями, от которых зависит количество воды в руслах, и
четвертичной тектоникой. Ширина верхних частей тальвегов составляет 100-140 м, что в 10-20 раз
меньше ширины соответствующих по возрасту долин, измеренной по террасам. В нижних частях, по
данным бурения, врезы сужены до 20-30 м и менее. Часто форма тальвега бывает ступенчатой.
Ширина древних тальвегов сравнима с шириной современных русел рек, хотя наибольшая глубина последних всего 4-5 м.
Аллювий, выполняющий тальвеги, – инстративный (выстилаемый) – независимо от возраста,
имеет характерные черты строения: желтовато-бурый цвет, грубый состав (галька, валуны, глыбы),
плохую окатанность и сортировку, хаотичную текстуру. По палинологическим данным, климат во
время его накопления был сначала теплый и сухой, затем теплый и влажный.
В следующую фазу цикла – боковой эрозии или расширения долины – вырабатывается относительно плоское с некоторыми неровностями дно, ширина которого часто в несколько раз шире тальвега. В предгорьях или во впадинах она может превышать 1-2 км, в горной части меньше. При этом
максимальная ширина долин характерна для позднеплейстоценового времени. Аллювий этой фазы –
базальный [10] или субстративный (подстилаемый) [6] – по резкой ровной или волнистой с размы-
103
вом границе перекрывает аллювий тальвега, «запечатывая» его, и переходит на коренное ложе, покрывая, таким образом, все дно долины. Присутствие его отмечается в основании разновозрастных
свит аллювия практически во всех долинах [8, 9], за исключением отдельных участков, на которых,
вследствие локальных поднятий происходило непрерывное врезание. Он представлен бурыми галечниками, часто валунными или щебнистыми, нередко сцементированными карбонатным цементом, с
хаотичной, реже слоистой текстурой. Обломки транзитных пород окатаны средне или хорошо, местных пород – плохо. Мощность аллювия 1-4 м, реже больше. Климатические условия, по палинологическим данным, были относительно теплыми, но недостаточно влажными.
В фазу накопления наносов или заполнения долины констративный (настилаемый) аллювий
обычно по неровной с размывом границе перекрывает базальный аллювий, наращивая дно долины
вверх. Для него характерны буровато-серый цвет и ритмичное линзовидно-слоистое строение, отражающее накопление аллювия в условиях меняющих положение и размеры разветвленных русел
вследствие изменения гидрологического режима реки. Нижние части линз и прослоев более грубые,
обычно представленные крупным или средним по размеру галечником с черепитчатой укладкой, а
верхние более тонкие – мелкогалечные или песчано-гравийные. Мощность слоев отдельных ритмов
колеблется от 0,7 до 3 м, а суммарная мощность аллювия в разновозрастных аллювиальных свитах
может достигать нескольких десятков метров. В эту фазу еще происходит некоторое расширение
циклового вреза за счет подмыва склонов отдельными крупными руслами, так что форма вреза приобретает ступенчатое строение. По палинологическим данным, констративный аллювий накапливается в условиях влажного климата, сначала теплого, а затем холодного, из-за чего его верхняя часть
является типичным перигляциальным аллювием.
В последнюю фазу цикла – покоя (динамического равновесия) или переноса материала – формируется перстративный (перестилаемый) аллювий за счет перемывания на глубину меандрирующим руслом и переотложения верхних частей констративного аллювия. Это маломощный (2-3, реже
5-6 м) слой серых галечников, хорошо окатанных, практически неслоистых, залегающих на констративном аллювии по четкой неровной границе и не отличающихся от него по составу обломочного
материала. Отличие состоит в меньшем содержании в заполнителе глинистой фракции, вследствие
чего для галечников характерна сыпучесть. Во время формирования серых галечников иногда происходит незначительные подмыв склонов и расширение долины, вследствие чего галечники выходят за
пределы подстилающего аллювия и ложатся на коренные породы. Формирование перстративного
аллювия происходит в условиях холодного и сухого климата. В долинах небольших рек, а также рек,
имеющих снегово-дождевое питание, вследствие слабой переработки водным потоком подстилающего аллювия, в галечниках сохраняются текстурные элементы, они хуже промыты, содержат больше
суглинка в заполнителе, из-за чего менее рыхлые. Граница с подстилающим аллювием нечеткая, постепенная.
В конце стадии динамического равновесия меандрирующее русло реки постепенно спрямляется, в перстративном аллювии вырабатываются небольшие терраски врезания, и в целом долина начинает сужаться при переходе к стадии врезания нового эрозионно-аккумулятивного цикла.
Таким образом, цикловый врез имеет сложное строение. Его формирование и заполнение аллювием происходит во все фазы цикла при изменяющихся климатических условиях. Фаза врезания
определяет глубину долины каждого цикла. В фазу речной абразии определяется ширина речной долины. На протяжении последующих фаз осуществляется дальнейшая моделировка вреза, вследствие
чего ширина долины может еще увеличиться.
Литература
1. Шульц С.С. К вопросу о генезисе и формировании речных террас // Тр. комис. по изуч. четвертич.
периода. – 1934. – Т. 3, вып. 2. – С. 65-80.
2. Билибин Ю.А. Основы геологии россыпей. – М.: ГОНТИ, 1938. – 495 с.
3. Гричук М.П., Гричук В.П. О приледниковой растительности на территории СССР // Перигляциальные явления на территории СССР. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1960. – С. 60-100.
4. Гричук М.П., Постоленко Г.А. Врез рек, накопление и фациальный состав аллювия в связи с ритмичными изменениями климата в позднем кайнозое // Изв. ВГО. – 1982. – Т. 114, вып. 3. – С. 215-221.
5. Ламакин. В.В. Динамические фазы речных долин и аллювиальных отложений // Землеведение. –
1948. – Т. 2 (42). – С. 154-187.
6. Карташов И. П. Основные закономерности геологической деятельности рек горных стран (на примере Северо-Востока СССР). – М.: Наука, 1972. – 184 с.
7. Гольдфарб Ю.И. Стратиграфия четвертичных отложений золотоносных районов верховьев р. Колымы и возраст россыпей: Автореф. дис. … докт. геол.-мин. наук. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2009. – 50 с.
104
8. Макаров В.И., Макарова Н.В., Акинин Б.Е. Основные закономерности строения четвертичного аллювия и стадии формирования террас горных рек Средней Азии // Бюлл. комис. по изуч. четверт. периода. – 1979.
– № 49. – С. 90-104.
9. Макарова Н.В., Суханова Т.В., Акинин Б.Е. Строение тальвегового (инстративного) аллювия в долинах горных рек Средней Азии // Бюлл. комис. по изуч. четверт. периода. – 2010. – № 70. – С. 92-99.
10. Горецкий Г.И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. – М.: Наука, 1966. –
412 с.
РУСЛОВЫЕ ПРОЦЕССЫ НА ПРИУСТЬЕВЫХ УЧАСТКАХ ПРИТОКОВ
АККУМУЛИРУЮЩИХ РЕК
Махинов А.Н., Лю-Шугуан
Институт водных и экологических проблем ДВО РАН, г. Хабаровск, [email protected]
Университет Тунцзи, Шанхай, Китай
Введение
Крупнейшие реки Восточной Азии – Амур, Янцзы, Хуанхэ, Меконг и некоторые другие характеризуются направленной аккумуляцией в своих нижних течениях, где накапливают в русле и на пойме значительное количество аллювиальных отложений [1, 2]. Эти реки выносят с поверхности суши в Тихий океан большое количество терригенных, растворенных и органических веществ.
В нижнем течении Амура на протяжении 1200 км (от впадения р. Сунгари до устья) происходит
продолжительная направленная аллювиальная аккумуляция со средней скоростью 1,2 мм/год [1]. В
результате русло и пойма реки постоянно повышаются над окружающей поверхностью, что создает
специфические условия для развития русловых деформаций и формирования поймы. В этих условиях
происходит формирование многорукавного русла со специфическим проявлением водного и руслового режимов. Аналогичная ситуация характерна для реки Янцзы [3] .
Русло Амура разбивается на множество рукавов различных размеров, образующих исключительно сложную гидрографическую сеть. На участках наиболее интенсивной аккумуляции формируются пойменно-русловые разветвления. Главное русло реки и ее наиболее крупные рукава имеют
особые морфометрические характеристики – значительную ширину при относительно небольшой
глубине.
Одним из наиболее важных проявлений аллювиальной аккумуляции является высокая интенсивность русловых деформаций. В русле реки ежегодно образуется большое количество новых осередков и обширных песчаных кос. Скорость размыва берегов достигает 50 м в год при средних значениях 6-12 м/год. Для р. Амур характерно также постоянное перераспределение стока воды и наносов между рукавами.
Типизация устьевых участков притоков аккумулирующих рек
Направленная аккумуляция наносов в руслах рек оказывает существенное влияние на характер
и динамику русловых процессов в нижних течениях их притоков. В зависимости от размеров впадающих рек, величины их стока наносов, уклонов днищ долин это влияние на приустьевые участки
притоков проявляется по-разному. Важной характеристикой является также скорость аккумуляции в
днище долины основной реки. Накопление наносов в ней вызывает регрессивную аккумуляцию, распространяющуюся вверх по долинам притоков. При этом в пределах устьевых участков притоков происходит либо формирование озер, либо конусов выносов (наземных дельт), что обусловлено указанными выше факторами [4]. Выделяются следующие основные типы приустьевых участков притоков.
1. Озерные устья притоков, формирующиеся при незначительном поступлении в устьевую
часть реки стока взвешенных и влекомых наносов. В их пределах формируются озера различных размеров, называемых в Приамурье подпрудными, приустьевыми, припойменными, озерами-лиманами
[5]. Озера совместно с нижними участками притоков, испытывающих влияние аккумуляции в главном русле, образуют своеобразные озерно-русловые комплексы, различающиеся морфологическими
особенностями русел притоков.
1.1. Озерно-эстуарные устьевые участки характерны для рек, впадающих в достаточно крупные
озера площадью несколько десятков километров, расположенные в пределах равнинных территорий.
Эти реки не перемещают значительного количества наносов, а озера в их устьях образуют ингресси-
105
онные заливы. В некоторых случаях образуются вторичные озера в нижних частях днищ долин притоков.
1.2. Озерно–однорукавнорусловые комплексы формируются в низовьях достаточно крупных
рек, впадающих в припойменные озера также на равнинных территориях. Реки перемещают влекомые наносы в количестве, недостаточном для аккумуляции в русле. Эти наносы в паводки выносятся
в озера и рассеиваются в пределах их акваторий.
1.3. Озерно–дельтовые участки притоков образуются при значительном поступлении в пределы
озер наносов, формирующих дельты выполнения или клювовидные дельты. Однако объем стока наносов недостаточен для полного заполнения озерных котловин принесенным материалом.
2. Конусы выноса притоков (наземные дельты), образующиеся в нижних частях долин притоков в результате длительного накопления аллювиальных отложений. Притоки приносят значительное
количество наносов, способных заполнить приустьевое понижение и не дать возможности для образования здесь озер. Выделяются следующие типы русел в низовьях притоков.
2.1. Прямолинейные русла, характерные для крупных притоков, сопоставимых своими размерами с основной рекой. В зоне слияния они взаимодействуют, при этом притоки обусловливают локальную аккумуляцию в основной реке с формированием своеобразной дельтоподобной системы
(Никитина, Чалов, 1988). Наиболее ярким примером служит река Уссури, имеющая на своем устьевом участке прямолинейное однорукавное русло при относительно неширокой пойме.
2.2. Менее крупные притоки, берущие начало в горах и несущие также значительное количество наносов, при выходе на равнину имеют меандрирующие русла. Меандры характеризуются большой крутизной и интенсивными деформациями. Они часто прорываются и вновь образуемые молодые излучины также быстро развиваются. Процессы меандрирования активно проявляются в нижних
течениях рек Тунгуска и Амгунь.
2.3. Разбросанные русла формируются также на достаточно крупных притоках, характеризующихся значительным стоком наносов, поступающим с горных территорий. Такие участки располагаются в пределах равнин, представляющих собой обширные древние конусы выносов. Аллювиальные
отложения представлены преимущественно галечниковым материалом. В бассейне нижнего течения
реки Амур подобные русла формируются в низовьях рек Гур, Анюй, а также реки Хор, впадающей в
Уссури вблизи ее устья.
2.4. Малые водотоки, непосредственно впадающие в Амур на горном участке его долины. Несмотря на незначительные размеры своих бассейнов они переносят значительное количество крупнообломочного материала, образуя конусы выноса, выступающие непосредственно в русло аккумулирующей реки. Наиболее часто такие конусы выноса формируются при впадении малых водотоков во
второстепенный рукав реки. Примером могут служить малые водотоки хребта Большой Хехцир, впадающие в Амурскую протоку.
Русловые процессы на устьевых участках притоков аккумулирующих рек
1. Важнейшей особенностью русловых процессов в нижних течениях притоков, испытывающих
влияние аккумулирующих рек, является интенсивное преобразование их русел. Однако эти процессы
пока еще слабо изучены [6].
Паводковый режим дальневосточных рек обусловливает интенсивную динамику полугорных и
горных рек, характеризующихся значительным объемом переноса аллювиального материала в долинах. Своеобразие русловых форм рельефа заключается в особенностях их строения, сезонных и многолетних переформированиях. При этом отмечаются достаточно длительные периоды слабой активности изменений русел рек. Однако при формировании значительных паводков обеспеченностью 510 % в течение нескольких суток происходят кардинальные изменения пространственного положения
русел, сопровождающиеся значительными размывами берегов, формированием новых и отмиранием
старых рукавов.
2. Специфической особенностью динамики русел рек является отмирание рукавов в результате
формирования высоких прирусловых валов. Они образуются на участках излучин, имеющих значительную крутизну. При спрямлении излучины и формировании нового рукава вход в старый рукав
перегораживается высоким и протяженным валом, состоящим, как правило, из крупногалечного материала. Высота таких валов достигает 3-4 м. Брошенный рукав, расположенный ниже вала, сохраняет все элементы рельефа русла. Именно на таких участках формируются наиболее крупные и протяженные затоны, широко открытые к руслу реки в их нижней по течению части. В подобных затонах
отмечается слабое течение, поскольку подрусловой сток свободно фильтруется в галечниковых отложениях, которыми сложено дно брошенного рукава реки.
106
Даже во время высоких паводков брошенные рукава не проявляют большой активности в своем
развитии. В их пределах продолжают накапливаться галечниковые отложения и формируются ядра
пойменных массивов, быстро увеличивающихся в своих размерах.
3. В условиях значительной залесенности территории, что характерно для бассейна Амура, в
динамике русел большое значение имеет формирование заломов. Анализ их размещения показал, что
заломы приурочены обычно к истокам второстепенных рукавов и играют существенную роль в их
динамике. Заломы пропускают воду, но перекрывают поступление в протоку крупного материала. В
результате такие участки русел превращаются вначале в слабопроточные водотоки, а затем постепенно заполняются более мелкими наносами и отмирают.
В главных руслах рек заломы чаще всего образуются у приверхов крупных аккумулятивных
форм рельефа речного русла – осередков и подводных отмелей. Здесь они достигают значительных
размеров – до 5 м в высоту при ширине в десятки метров. Заломы обычно перегораживают реку от
берега до берега и способствуют интенсивной фуркации русел. В результате, несмотря на горный характер потока и грубый состав аллювия, многорукавность развита очень сильно.
Заломы способствуют многорукавности, интенсивным плановым деформациям русла, локальному размыву берегов и дна реки или накоплению отложений в русле. Заломы часто создают угрозу
различным инженерным сооружениям – мостам, строениям и дорогам. Количество заломов в руслах
таежных рек во многом определяется особенностями их руслового и водного режимов, а также степенью залесенности и составом растительности в поймах. Особенно часто они встречаются в смешанных лесах Приморья, бассейна Амура.
Крупные заломы возникают на реках, размеры которых (прежде всего ширина) сопоставимы с
размерами стволов деревьев – от 20 до 50 м. В более малых водотоках влияние на русло оказывают
отдельные стволы деревьев, влияя на расположение плесов и перекатов и их пространственную динамику. На участках однорукавных русел крупных рек бассейна Амура (Хор, Анюй, Гур в средних
течениях, Уссури, Амгунь и др.) заломы не образуются, хотя по берегам отмечается большое количество принесенной потоком древесины в виде единичных деревьев или их скоплений.
Особенности формирования разбросанных русел притоков реки Амур
Русловые процессы в низовьях притоков в условиях длительной направленной аккумуляции в
принимающей реке изучались на примере реки Гур – правого притока Амура. Нижнее течение реки
Гур расположено в пределах древней аккумулятивной равнины, имеющей общий слабый наклон в
сторону Амура. По морфологическим особенностям русло относится к типу пойменной многорукавности. Для него характерна интенсивная фуркация со сложной русловой сетью.
В пределах исследуемого участка р. Гур на протяжении 25 км от уреза реки с отметкой 65,6 м
до урочища Байхин Бо русло разбивается на множество рукавов различной ширины и протяжённости. При этом главное русло реки на отдельных участках выделить не удаётся, так как перераспределение стока по рукавам в значительных объёмах происходит довольно часто. Средний уклон реки
составляет 0,86 м/км, скорости течения на перекатах 1,7-1,9 м/с, на плесах – 1,0-1,2 м/с.
В условиях направленной аккумуляции формирование пойменной многорукавности происходит за счет превращения осередков в острова, которые быстро разрастаются до размеров крупных
пойменных массивов. Этот процесс преобладает над процессом «наложенного» образования новых
рукавов на существующей пойме. Многие крупные рукава развиваются в условиях меандрирования.
Для большинства рукавов реки характерны заломы; некоторые из них существуют в течение нескольких лет. Они часто являются главными факторами перераспределения стока, а также формирования новых рукавов.
Русловой аллювий в нижнем течении р. Гур представлен преимущественно галечником разного
размера, но преобладает на косах – средняя, а на перекатах – крупная галька. Косы у приверхов островов, а также на выпуклых излучинах русла часто растут в направлении против течения реки. Они
сложены обычно крупногалечным материалом и менее опесчанены.
Брошенные рукава реки отчленяются от русла со стороны истока, образуя старицы, соединяющиеся с рекой лишь в нижней по течению части. Заилению в старицах и в основных рукавах р. Гур
способствует активное развитие водорослей, задерживающих на своей поверхности тонкие частицы
из взвешенных наносов, переносимых рекой. Однако заиление главного русла не происходит вследствие постоянного обновления галечного материала при переносе его водным потоком.
Следует отметить, что на участках подвергшихся лесным пожарам размыв берегов активизируется. Он ведёт к усилению меандрирования, прорыву меандр, формированию новых рукавов, к более
интенсивным деформациям русла, к возникновению большого числа заломов и т.п.
107
Большая неравномерность стока воды обусловливает вынос значительного количества аллювиального материала из притоков в главную реку. Поэтому в устьях обычно формируются аллювиальные и аллювиально-пролювиальные конусы выноса, хорошо выраженные в рельефе. Конусы выноса
образуют вложенные друг в друга аккумулятивные формы рельефа на разном гипсометрическом
уровне, смещаясь на поверхность прилегающих участков низменности.
Выводы
Таким образом, направленная аккумуляция наносов в долинах крупных рек оказывает существенное влияние на русловые процессы в нижних течениях впадающих в них рек. В зависимости от
конкретных геоморфологических условий и гидрологического режима рек морфология и динамика
приустьевых участков притоков имеют существенные различия. Выделяются две группы приустьевых участков, отличающиеся набором основных элементов – сложные комплексы с озерами и более
простые – с конусами выносов. В целом, русловые процессы таких участков рек характеризуются
значительной интенсивностью, что необходимо учитывать при различных видах хозяйственной деятельности в долинах рек.
Литература
1. Махинов А.Н. Современное рельефообразование в условиях аллювиальной аккумуляции. – Владивосток: Дальнаука, 2006. – 232 с.
2. Liu Shuguang, Zheng Yonglai, Zhuge Zhengji, Li Congxian Sediment Load of Asian Rivers flowing into the
Oceans and their Regional Variation // Marine Science Bulletin. – 2002. – Vol. 4, № 1. – P. 62-70.
3. Чалов Р.С., Лю Шугуан, Алексеевский Н.И. Сток наносов и русловые процессы на больших реках России и Китая. – М.: Изд-во МГУ, 2000. – 211 с.
4. Аваряскин Л.П. Рельеф устьевого района притоков Нижнего Амура (по данным геоморфологических
исследований). Автореф. дисс. …канд. геогр. наук. – Владивосток, 1972. – 22 с.
5. Махинов А.Н. Приустьевые озера притоков р. Амур // Изв. РГО. – 1992. – Т. 124, вып. 3. – С. 276-282.
5. Никитина Н.А., Чалов Р.С. Узлы слияния рек и их морфологические типы // Геоморфология. – 1988. –
№ 4. – С. 64-70.
О ДИНАМИЧЕСКОМ РАВНОВЕСИИ РЕК ГОРНЫХ СТРАН
Михайлов В.М.
Северо-Восточная научно-исследовательская мерзлотная станция Института
мерзлотоведения СО РАН, г. Магадан, [email protected]
Понятие динамического равновесия рек имеет хождение преимущественно в двух сильно отличных интерпретациях. Первая – это баланс между скоростью тектонического поднятия земной
поверхности и интенсивностью глубинной эрозии. Иными словами, поднятие – конкретно, днища
+
долины ( ΔH tect
) – полностью компенсируется деструкцией коренных пород водным потоком и вы−
+
−
), так что ΔH tect
. Понятно, что это состояносом – им же – продуктов разрушения ( ΔH river
= ΔH river
ние соответствует стадии глубинной эрозии. Вторая – полное отсутствие глубинной эрозии, равно
+
−
как и направленной аккумуляции наносов ( ΔH river
= ΔH river
= 0 ). Размыв и вынос рыхлого материала компенсируются – в многолетнем масштабе – его поступлением и отложением, так что геологический результат производимой рекой работы также равен нулю. Очевидно, что для этого необхо+
−
дима стабильность положения коренного днища долины: ΔH tect
= ΔH tect
= 0.
С чисто формальной точки зрения равно допустимы оба состояния (хотя второе выглядит при
этом как некий «вырожденный» случай); будем называть их соответственно равновесием первого и
второго рода. Но большинство авторов признают право на существование в реальном мире только
за одним из них. Цель данной публикации – показать ограниченность обеих позиций и обосновать
новую концепцию динамического равновесия, устанавливающегося в намного более широких пространственных и временных масштабах.
Рассмотрим подробнее равновесие первого рода. Одна из работ, в которых данной теме уделено большое внимание – монография А.В. Позднякова [1]. В ней содержится следующее высказывание: «слои горных пород в буквальном смысле движутся вверх навстречу неподвижно закрепленному руслу и разрезаются им. Других условий для существования динамического равновесия в
108
рельефообразовании нет…» (с. 158). Использованный автором яркий образ свидетельствует скорее
не в пользу сопутствующих построений. Тем не менее, они не вызывают возражений, равных по
категоричности цитированному утверждению. В самом деле, нет никаких сомнений в том, что при
интенсивных тектонических поднятиях, «запускающих» очередной эрозионный цикл,
+
−
ΔH tect
> ΔH river
. Очевидно также, что рано или поздно поднятия ослабевают настолько, что соотношение этих величин меняется на обратное. Соответственно, в некоторый промежуточный момент
+
−
времени ΔH tect
= ΔH river
. По геологическим меркам это, как правило, действительно не более чем
+
−
момент (хотя в «человеческом» масштабе времени приближенное равенство ΔH tect
≈ ΔH river
может
выдерживаться при жизни нескольких поколений). Для длительной задержки системы в этом состоянии требуются определенные условия: постоянная (и не слишком высокая) скорость тектонического поднятия и неизменная эрозионная устойчивость прорезаемых скальных пород. Сомнительно, что такая комбинация пользуется широким распространением. Обратные связи, о которых
так много пишет автор монографии, на самом деле довольно-таки слабы. Они действуют на всем
протяжении фазы глубинной эрозии, но при этом, с одной стороны, не способны компенсировать
интенсивное тектоническое воздымание; с другой – не могут остановить врезание реки при полном
прекращении восходящих движений (и даже при смене их небольшим по амплитуде опусканием) –
вплоть до установления равновесия второго рода. Кроме того, восстановление равновесия за счет
обратных связей (например, при небольшом ускорении или замедлении поднятия) может происходить исключительно путем изменений уклона «неподвижно закрепленного» русла. Такое состояние
правильнее называть смещающимся, или квазиравновесием.
Ни в одном источнике не рассматривается равновесие первого рода при смене знака обоих
−
+
рассматриваемых процессов – в принятых обозначениях соответственно ΔH tect
и ΔH river
(вероятно,
это объясняется недооценкой степени дифференцированности современных тектонических движений). Реальное их содержание в данном случае – опускание коренного днища долины и компенсационное заполнение ее наносами. Это явление довольно обычно, например, на Северо-Востоке
России, особенно в бассейне Охотского моря, причем местами первый процесс явно преобладает
−
+
над вторым, ΔH tect
> ΔH river
. В долине р. Иганджа (приток р. Армань с площадью водосбора в
2
устье менее 150 км ) днище, шириной 300–400 м, погружается настолько быстро, что несмотря на
интенсивное заполнение аллювием (бассейн сложен легко эродируемыми породами), некоторые
притоки не успевают углублять свое коренное ложе даже до отметок меженного уровня реки, образуя висячие устья (рис.). Как и в рассмотренном выше случае, в будущем неизбежно наступит краткий период почти полного уравновешивания обоих процессов – «на полпути» к динамическому
равновесию второго рода.
Рис. Висячее устье притока р. Иганджа. Коренные породы в ложе ручья частично
маскируются рыхлым материалом.
109
Равновесие второго рода пользуется намного большей популярностью. У подавляющего
большинства авторов, затрагивающих, так или иначе, тему эрозионного цикла, стадия динамического равновесия занимает в нем одну из ключевых позиций. Хотя реальное физическое содержание действующих при этом процессов сложнее по отношению не только к приведенной выше сжатой сводке, но и к детальному анализу И.П. Карташова [2] (подробнее об этом в статье [3]), для целей настоящей работы это не имеет существенного значения.
Сторонники данной концепции, сосредоточившись на процессах, протекающих в днище долины (точнее, некоторого ограниченного ее участка) и включая в рассмотрение лишь прилегающие
склоны, упускают из виду, что эти процессы нельзя рассматривать в отрыве от вышележащей части
водосбора, которая служит для них источником вещества и энергии. Подобное латентное ограничение дает веские основания для критики. А.В. Поздняков [1], рассматривая взгляды И.П. Карташова,
утверждает, что установление динамического равновесия второго рода вообще невозможно, так как
в обстановке тектонического покоя неизбежное выполаживание склонов долин приводит к уменьшению поступления рыхлого материала, нарушая тем самым его баланс. Это справедливо, но лишь
в тех же искусственно зауженных пространственных рамках; на самом деле, здесь требуется более
глубокий анализ.
У широкопойменной реки (а других в данной стадии нет) контакт русла со склонами долины
весьма ограничен и в пространстве, и во времени. Поэтому склоновые процессы все более ослабевают, и практически единственным источником руслоформирующих наносов служит расположенный выше участок долины, для которого также справедливо все сказанное выше. Продвигаясь мысленно вверх по течению и применяя те же рассуждения к каждому из притоков, приходим к выводу, что динамическое равновесие для речной системы в целом невозможно в принципе, независимо
от выбора замыкающего створа. Оно может поддерживаться лишь в некоторой ее части – за счет
усиленного врезания верхних звеньев, поставляющих рыхлый материал.
Такое состояние может наступать, например, при смене тектонического поднятия полной стабильностью. Переход от глубинной эрозии к боковой – и далее к динамическому равновесию – происходит вначале в нижних звеньях системы, затем аналогичные процессы распространяются в ее
верховья. На каком-то этапе это продвижение останавливается из-за сокращения протяженности
звеньев – «доноров» наносов, и некоторое время на участках, достигших равновесия, сохраняется
статус-кво за счет интенсивного разрушения водоразделов верхними звеньями – пока и они не утратят способность поставлять руслоформирующий материал в количестве, достаточном для поддержания его нулевого баланса на ближайших равновесных участках системы. Тогда на этих участках возобновляется глубинная эрозия, вновь усиливающая врезание верховьев и поступление наносов. Нижележащие звенья обладают большей инерционностью, к тому же в них дефицит рыхлого
материала восполняется (поначалу) за счет размыва плотикового аллювия выше по течению; их
дальнейшая судьба может быть различной, в зависимости от интенсивности вышеописанных процессов.
Таким образом, в противоположность рассмотренному выше случаю, равновесие второго рода и в самом деле может (на уровне абстрагирования, обычном для подобного рода мысленных
экспериментов) поддерживаться достаточно длительное время благодаря обратным связям между
действующими процессами. Но это довольно-таки парадоксальное состояние: оно в принципе достижимо лишь на ограниченной части речной сети, и только за счет повторяющихся нарушений
равновесия в вышележащих звеньях (т.е. обратные связи выходят за рамки равновесной части всей
системы).
+
−
В действительности дело обстоит еще сложнее, поскольку условие ΔH tect
= ΔH tect
= 0 является весьма сильной идеализацией. Известно – например, [4] – что в горных сооружениях тектонические подвижки (в основном положительного знака и небольшой амплитуды) происходят практически постоянно. Река, достигшая состояния динамического равновесия, не может на них не реагировать – вопрос лишь в том, каким образом она это делает. Представляется сомнительным, чтобы лю+
бое, самое небольшое поднятие ( dH tect
) могло заставить, к примеру, меандрирующую реку срезать
все излучины и, врезавшись в коренное ложе долины на соответствующую величину (допустим,
порядка миллиметров за десятки лет), приступить к разработке его вширь на этом «новом» уровне.
Скорее, она просто «соскребет» крошечные выступы коренных пород в ходе рутинного смещения
излучин, сохраняя их динамику и рисунок качественно неизменными. Из лабораторных экспериментов известно, что противоположный процесс направленной аккумуляции при небольшой интенсивности не приводит к трансформации меандрирующего русла в ветвящееся [5]. По-видимому,
110
для смены типа русла у реки, однажды достигшей состояния динамического равновесия, нужны
достаточно мощные и продолжительные тектонические воздействия, хотя до выяснения количественных критериев пока далеко. Сходное мнение высказывают авторы работы [6]: они пишут о четырех (выделенных «условно») степенях «нарушения баланса между руслоформирующими факторами…» (с. 215), из которых первые две не приводят к смене типа русловых процессов, развивающихся по «квазициклической схеме».
Суммируя сказанное, если выйти за рамки идеализированных представлений, таких, как полный тектонический покой, то возможность длительного сохранения динамического равновесия
второго рода в строгом смысле выглядит лишь немногим менее сомнительной, чем первого. Зато
±
m
состояние квазиравновесия ( dH tect
≈ dH river
), внешне неотличимое, может поддерживаться весьма
продолжительное время. В горных сооружениях Северо-Востока России доля широкопойменных
рек в общей протяженности речной сети (начиная с потоков V порядка по системе Хортона –
Штралера) составляет около 70 % [3], несмотря на восходящее в целом развитие рельефа (что к тому же означает подчиненную роль рек, накапливающих аллювий).
Следует подчеркнуть, что именно преобладание положительных тектонических движений,
наряду с их дифференцированностью, является главным фактором длительного сохранения реками
Северо-Востока России состояния квазиравновесия. Многие авторы пишут об опережающем поднятии центральных частей горных сооружений на фоне отставания окраин, а также об аналогичных
соотношениях для водоразделов и долин (один из крайних примеров рассмотрен выше); все это
препятствует деградации речных систем из-за дефицита влекомых наносов. Особенно устойчивы,
по-видимому, звенья высоких порядков, снабжаемые наносами (в конечном счете) из множества
источников – вершин речной системы. Фактически, здесь следует говорить уже о динамическом
равновесии третьего рода (и более высокого ранга) – сложном, многоуровенном равновесии между
орогеническими и эрозионно-денудационными процессами в масштабах целых речных бассейнов.
Литература
1. Поздняков А.В. Динамическое равновесие в рельефообразование. – М.: Наука, 1988. – 207 с.
2. Карташов И.П. Основные закономерности геологической деятельности рек горных стран (на примере Северо-Востока СССР). – М.: Наука, 1972. – 184 с.
3. Михайлов В.М. О геологических факторах руслового процесса рек горных стран // Колыма. – 2001. –
№2. – С. 22–27.
4. Лилиенберг Д.А. Геоморфолого-геодинамическое направление в оценке подвижности морфоструктур и изменчивости земной поверхности // Изв. АН СССР. Сер. геогр. – 1988. – №6. – С. 110–120.
5. Schumm S.A., Mosley M.P. and Weaver W.E. Experimental Fluvial Geomorphology. – New York.: John
Wiley and Sons, 1987. – 403 p.
6. Кондратьев А.Н., Бадяй В.В. Степени изменений руслоформирующих факторов и их влияние на русловые процессы // Отечественная геоморфология: прошлое, настоящее, будущее. – СПб.: СПбГУ, 2008. – С.
215–217.
ТРАНСФОРМАЦИИ РЕЧНЫХ РУСЕЛ В ГОРНЫХ СТРАНАХ
В СВЯЗИ С НОВЕЙШЕЙ ТЕКТОНИКОЙ
Михайлов В.М.
Северо-Восточная научно-исследовательская мерзлотная станция Института
мерзлотоведения СО РАН, г. Магадан, [email protected]
Связь типов речных русел рек горных стран с новейшей тектоникой отмечается, так или иначе, практически всеми исследователями. Как правило, при этом имеется в виду следующая (или
близкая) схема: интенсивные восходящие движения, сопровождающиеся глубинной эрозией, способны подавить все прочие факторы и обусловить формирование исключительно врезанных типов
русел – обычно порожисто-водопадных и практически прямолинейных. При прекращении или
сильном замедлении этих движений глубинная эрозия сменяется боковой, литологический контроль ослабевает, и в пределах расширяющегося коренного ложа долины начинают развиваться
горизонтальные русловые деформации с образованием адаптированных типов русел. В обстановке,
близкой к тектоническому покою, наступает динамическое равновесие, и русловые деформации
становятся свободными.
111
В настоящей работе рассматриваются трансформации, обусловленные не общим тектоническим режимом территории, а дифференцированными движениями, при которых в долинах сохраняются широкие поймы, но при этом кардинально меняется рисунок речного русла. Это дает возможность судить о некоторых «неявных» особенностях современной тектоники на основе анализа
эволюции речных русел. Первый, более простой вариант вкратце упомянут в работе [1]. Движущей
причиной изменений служит относительное (возможно и абсолютное) опускание днища долины на
фоне общего восходящего развития территории бассейна. Это приводит к интенсивному заполнению долины аллювием, причем флювиальный геологический процесс может заметно отставать от
тектонического, не успевая компенсировать обусловленное им погружение коренного ложа. Умеренное ветвление, характерное для большинства рек Северо-Востока России (не более двух, изредка трех сопоставимых по водности рукавов, плюс небольшое число явно второстепенных) уступает
место хаотичному переплетению разновеликих рукавов и проток. Вниз по долине многие из них
иссякают из-за инфильтрации русловых вод в талые отложения, но столь же часто высачивающиеся
из аллювия грунтовые воды дают начало новым рукавам. Заслуживает внимания отчетливо выраженная неравномерность территориального распространения подобных грабен-долин. Так, они
весьма многочисленны вблизи от охотско-колымского водораздела на склоне, обращенном к морю,
тогда как на противоположном склоне начинают встречаться лишь на удалении от водораздела.
Второй вариант требует более подробного анализа. В горных сооружениях Северо-Востока
России среди широкопойменных рек V и более высоких порядков (по системе Хортона – Штралера) суммарная протяженность разветвленных русел равна 93 % [2]. У потоков низших порядков их
преобладание существенно меньше, а местами оно практически сходит на нет. Попытки объяснить
этот феномен приводят к довольно-таки неординарному выводу.
В работе [2] показано, что формирование реками (по завершении глубинной эрозии) меандрирующих либо ветвящихся русел определяется литологией скального субстрата, и преимущественное распространение последних на территории региона связано с превалированием пород щебнистого типа. Но такими же породами сложены многие водосборы небольших меандрирующих потоков. По-видимому, в подобных случаях они являются продуктом трансформации «изначально
ветвящихся» русел; задача состоит в том, чтобы выяснить конкретные механизмы такого видоизменения.
Различия
меандрирующих
и
ветвящихся водотоков общеизвестны.
Одно из основных – то, что при равной
водности у последних продольные уклоны
долин намного больше. Это общее положение иллюстрируется рисунком. У
меандрирующей левой составляющей
ручья Итрикан данный показатель в
среднем почти вдвое меньше, чем у
ветвящейся
правой,
хотя
площадь
водосбора также заметно меньше (при
слиянии соответственно 67 и 80 км2).
Рис. Продольные профили долин ручьев Лев.
Итрикан (сплошная линия) и Прав. Итрикан
с притоком руч. Контактовый.
Еще одно существенное отличие меандрирующих водотоков – меньшие значения расхода
влекомых наносов (в горных сооружениях они являются также и руслоформирующими), а соответственно и транспортирующей способности по отношению к таким наносам. Связь обеих характеристик с уклоном долины очевидна. С учетом некоторых общих закономерностей развития речных
систем [1], отсюда следует простая и очевидная – на первый взгляд – схема: деградация ветвящихся
русел обусловлена прекращением восходящего развития рельефа. В отсутствие подпитки веществом земных недр водоразделы, интенсивно разрушаемые вершинами речных систем, утрачивают
способность поставлять рыхлый материал в количествах, достаточных для поддержания установившегося (было) динамического равновесия в нижележащих звеньях. Поэтому в них развивается
глубинная эрозия, усиливающая врезание верховьев. Это на какое-то время оживляет процессы денудации; возросшее поступление наносов вниз по течению приостанавливает здесь глубинную эро-
112
зию до тех пор, пока вновь не сработаются водоразделы. Подобные «редуцированные» эрозионные
циклы повторяются с убывающей интенсивностью (из-за уменьшения контрастности рельефа)
вплоть до установления динамического равновесия на новом, энергетически более низком уровне,
соответствующем развитию меандрирования. Далее эволюция может идти по тому же пути повторяющихся циклов, но уже без качественных изменений, так как для этого типа русловых процессов,
в отличие от ветвления, нижние пределы уклона и способности транспортировать руслоформирующие наносы близки к нулю; справедливость этого утверждения легко видеть на примере рек
приморских (особенно арктических) низменностей.
Описанный путь развития, во-первых, весьма длителен (что видно уже из приведенного описания); во-вторых, предполагает смену общего вектора тектонического развития на обширных территориях. И то и другое плохо согласуется как с ярко выраженной локальностью проявлений обсуждаемого феномена, так и с преобладанием в горах Северо-Востока восходящих движений. Еще
более убедительные контрдоводы следуют из анализа внутрибассейнового распределения типов
речных русел.
Изложенной выше схеме соответствует следующая их последовательность вверх по течению:
ветвящиеся (еще не затронутые деградацией) – врезающиеся (уменьшающие уклоны долин из-за
дефицита наносов) – меандрирующие (адаптированные к этому дефициту). Подобное чередование
действительно встречается, но сравнительно редко, и скорее является результатом более сложных
процессов. Намного чаще ветвящееся русло сменяется меандрирующим в очередном узле слияния
(т.е. точке бифуркации долин) без всякого перехода – как в приведенном примере. Это совершенно
не похоже на результат эрозионной деятельности рек; намного более вероятная причина – локальное тектоническое опускание, причем водоразделы опережают в этом движении днища долин.
Такая гипотеза, вообще говоря, не содержит большой новизны. Она всего лишь объединяет
два известных положения: тектонические движения могут быть, во-первых, отрицательными, в том
числе в осевых частях горных хребтов; во-вторых, резко дифференцированными. По отношению к
грабен-долинам, формирующимся на фоне восходящего развития рельефа бассейна, рассматриваемый процесс является не более чем зеркальным отражением.
В пользу предлагаемой гипотезы свидетельствует следующие факты.
1. Известно, что меандрирующие реки при равной водности отличаются от ветвящихся намного меньшей крупностью влекомых наносов – например, [3]. Но аллювиальные отложения в водотоках, о которых идет речь, по составу этой фракции практически не отличаются от наносов равновеликих потоков с ветвящимися руслами и, по-видимому, унаследованы от последних. Благоприобретенной чертой является повышенное содержание мелкозернистых частиц, особенно в аллювии пойменной фации.
2. Еще один наследственный признак – пойменные талики, пользующиеся на Северо-Востоке
широчайшим распространением. Они формируются благодаря интенсивному тепломассопереносу в
аллювиальных отложениях ветвящихся водотоков, отличающихся резко повышенной проницаемостью [4]. Понятно, что при врезании русла в коренные породы такие талики неизбежно должны
промерзнуть. В поймах меандрирующих рек условия для их новообразования отсутствуют, поэтому
здесь они могут существовать лишь в качестве реликтов. Характерно, что водотоки обсуждаемого
типа с остаточными пойменными таликами чаще встречаются вблизи побережья Охотского моря –
по-видимому, в местностях с более суровым климатом талики промерзают быстрее.
3. Несоответствие между транспортирующей способностью рассматриваемой разновидности
меандрирующих водотоков и гранулометрическим составом аллювия подчеркивается низкой интенсивностью русловых переформирований. Здесь нет никакого сходства с «классическим» свободным меандрированием, т.е. развитием и отмиранием и (или) трансгрессивным смещением излучин, имеющих плавные, повторяющиеся очертания. Рисунок русла, для которого в отечественной
литературе специальное название отсутствует, отличается изломанностью и полным отсутствием
регулярности*. При этом незадернованные (т.е. недавно намытые) поверхности приурочены исключительно к выпуклым сегментам пойм, где занимают подчиненное положение, по-видимому,
возобновляясь из года в год на одних и тех же местах. Глубже на таких участках встречаются небольшие тополево-чозениевые рощи (такие древостои служат традиционным признаком пойменных таликов), в которых деревья достигают оптимального развития, невозможного на часто перемываемых отложениях и характерного обычно лишь для пойм крупных рек.
Дополнительные свидетельства частного характера можно видеть на приведенном выше рисунке. Во-первых, продольный профиль долины руч. Лев. Итрикан в средней части почти не отличается от прямой линии – вместо отчетливо вогнутой формы, присущей долинам, выработанным
113
речной эрозией. Во-вторых, непосредственно перед слиянием соотношение продольных уклонов
долин левой и правой составляющих меняется на обратное, что явно обусловлено тектоникой: процесс погружения начинает распространяться в долину Прав. Итрикана – причем весьма быстрыми
темпами. «Начатки вырождения» в виде спрямленных участков продольного профиля можно усмотреть и выше по течению.
Промежуточным продуктом тектонически обусловленной трансформации ветвящихся речных
русел в меандрирующие являются, по-видимому, широкопойменные водотоки с относительно прямолинейными руслами, сохраняющие частично редуцированные пойменные талики. Их малочисленность, даже по отношению к меандрирующим ручьям, обусловлена высокой интенсивностью
видоизменений.
Из проведенного анализа следует, что для новейшей тектоники горных сооружений СевероВостока России характерны, на фоне общего воздымания территории, резко дифференцированные
движения мелкого масштаба. Опускания могут быть локализованы в долинах отдельных небольших водотоков, а также охватывать речные бассейны низких рангов, с опережающим погружением
водоразделов относительно днищ долин.
* в англоязычной литературе – звучащий тавтологически термин «tortuous meandering» – «извилистое меандрирование».
Литература
1. Михайлов В.М. О динамическом равновесии рек горных стран (статья в настоящем сборнике).
2. Михайлов В.М. О геологических факторах руслового процесса рек горных стран // Колыма. – 2001. –
№2. – С. 22–27.
3. Короткий А.М. Палеогеоморфологический анализ рельефа и осадков горных стран. – М.: Наука,
1983. – 235 с.
4. Михайлов В.М. Тепломассообмен в речных долинах Северо-Востока России // Мат. Всеросс. совещ.
по подз. водам Востока России. – Иркутск-Красноярск, 2003. – С. 141–143.
ДИНАМИКА РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ ПОД ВЛИЯНИЕМ ТЕХНОГЕНЕЗА
Павловский А.И., Желудович Т.А.
Гомельский государственный университет им. Франциска Скорины, г. Гомель,
Беларусь, [email protected], [email protected]
Русловые процессы развиваются при совместном воздействии естественных и антропогенных
факторов. Роль естественных факторов в деформации речных русел более существенна и продолжительна, но, тем не менее, довольно ощутимо и воздействие техногенеза.
Хозяйственная деятельность человека оказывает значительное влияние на формирование и динамику русловых процессов и может сказываться на довольно протяженных участках речного русла
(десятки и сотни километров). В ходе исследования изучалось влияние таких техногенных факторов
трансформации речных русел, как строительство мостовых переходов, набережной, разработка аллювиальных отложений для их намыва в качестве оснований под инженерные сооружения.
Исследовалась территория площадью 136,8 км2 (участок русла р. Сож в пределах городской
черты, а также выше и ниже по течению, участок русла р. Ипуть и узел слияния рек Сож и Ипуть).
Для анализа использовались материалы дистанционного зондирования: разновременные космические
снимки за 1984, 1989, 1994, 2000, 2006, 2010 гг. Сравнительный анализ был проведен с применением
программного обеспечения «ArcGis», что позволило выполнить дешифрирование космоснимков и
получить количественные показатели изменения некоторых параметров русла, русловых и пойменных водоемов.
Весь период наблюдений за динамикой русловых процессов под влиянием техногенеза можно
разделить на два временных интервала: 1984-1994 и 2000-2010 гг.
Первый интервал характеризуется интенсивным техногенным воздействием на речную систему
и резкой реакцией плановых и вертикальных деформаций русел рек, появлением новых водных объектов в русле и на пойме реки Сож. Динамические изменения руслового процесса связаны с инженерной деятельностью человека: проведение мероприятий по намыву аллювиального материала под
строительство инженерных сооружений (жилых домов, мостовых переходов и прочее).
114
Анализ материалов дистанционного зондирования за десятилетний период (1984-1994 гг.) показывает динамические изменения, произошедшие в пределах русловых и пойменных территорий:
− созданы искусственные водные объекты: карьер, связывающий озеро Любенское с рекой Сож,
он был создан для добычи строительного материала, а после выработки был затоплен. Карьер в районе «намыва «Южный» (а), созданный для отбора аллювиального материала под строительство микрорайона «Шведская Горка» (Южный) и добычи сапропелей (рис. 1);
1984 г.
1994 г.
Рис. 1. Фрагменты космоснимков.
− наблюдается изменение конфигурации и увеличение площади водного зеркала залива в пойме
реки Сож, ранее он представлял собой, вероятно, меандру (левобережье реки) и водного объекта
вблизи лодочной станции (правобережье), в связи с проводимыми мероприятиями по намыву песчаного материала для строительства мостового перехода, связавшего Советский и Новобелицкий районы и д. Ченки. По дешифрированным космоснимкам площади объектов составляют – в 1984 г. 0,026
км2 и 0,073 км2 (б), а в 1994 г. соответственно 0,029 км2 и 0,079 км2 (в) (рис. 1).
− осушение поймы реки Сож в пределах городской черты, что спровоцировало сокращение площади водных объектов, так например, площадь залива Сож в микрорайоне Новобелица уменьшилась
на 0,006 км2, в 1984 г. она составляла 0,037 км2, а в 1994 г – 0,031 км2 (г) (рис. 1);
− смена руслового процесса в пределах русла реки Ипуть с мендрирующего на ленточногрядовый (рис. 2). Сужение шейки петлеобразной меандры (а) за десятилетний период составило 0,05
км, если в 1984 г. шаг излучины составлял 0,1 км, то в 1994 г. – 0,05 км. На космоснимке 1994 г. отчетливо прослеживается спрямление прорванной излучины (в) и формирование практически канализированного русла;
1984 г.
1994 г.
Рис. 2. Фрагменты космоснимков (р. Ипуть).
− сужение русла реки Сож на отдельных её участках, связанное с понижением местного базиса
эрозии и как следствие преобладание глубинной эрозии над боковой. Так, по данным на 1984 г., ширина русла реки Сож в районе железнодорожного перехода Кленки составляла 245 м (1), а в 1994 г. –
213 м (2), т.е. уменьшение составило – 32 м (рис. 3).
Кроме выше указанных преобразований, в узле слияние рек Сож – Ипуть в результате длительного отбора аллювиальных отложений под основания для строительства новых микрорайонов сфор-
115
мировался крупный проточный водоем площадью 1,01 км2 и средней глубиной 2,5-5,0 м). Постоянное
понижение отметок дна привело к формированию локального базиса эрозии и изменению хода русловых процессов на реке Ипуть. На приустьевом участке длиной примерно 3,21 км процесс свободного меандрирования русла (К=1,81) сменился на ленточно-грядовый (К=1,15), что привело к сокращению длины русла до 1,42 км (рис. 3). Приустьевой участок русла реки Ипуть превратился практически в канал.
1984 г.
1994 г.
Рис. 3. Фрагменты космоснимков (участок реки Сож в районе железнодорожного моста ст. Кленки).
В период 2000-2010 гг. отмечается некоторая стабилизация русловой деятельности в узле слияния рек Сож – Ипуть в рамках новых параметров развития русловых процессов под влиянием техногенных и природных факторов. Конфигурация и площадь карьера, где происходила намывка аллювиального материала, существенно не изменилась. Русла и поймы рек Сож-Ипуть испытывали относительную устойчивость и стабильность.
Наиболее значительные трансформации русловых процессов происходят в пределах крупных
городов, где на их развитие влияют мостовые переходы, дамбы, причалы, набережные, дноуглубительные и выправительные работы, разработка аллювиальных отложений для их намыва в качестве
оснований под инженерные и другие сооружения.
Так, для участка реки Сож длиною порядка 3 км выше созданного водоема за период исследований характерно резкое сокращение ширины русла на 128 м – с 245 (1984 г.) до 117 м (2010 г.). Изменение коэффициента меандрирования реки Сож в пределах городской черты незначительно, что
связано с более слабой реакцией потока высокого порядка на техногенные воздействия, а также с работами по укреплению береговой линии. Коэффициент меандрирования составил 1,54 в 1984 г. и 1,53
в 2010 г. Локальное понижение базиса эрозии привело к интенсивной глубинной эрозии, локализации
потока в более узком русле для восстановления равновесия между стоком наносов и транспортирующей способностью потока.
Реки низких порядков более оперативно реагируют на воздействие техногенных факторов, кардинальным образом меняя тип русловых процессов (река Ипуть). Высокопорядковые реки реагируют
в первую очередь изменением морфометрических характеристик.
Рис. 4. Фрагмент космоснимка 2010 г. (узел слияния рек Сож-Ипуть).
116
Создание искусственных водоемов в пойме реки Сож, в результате отбора аллювиальных отложений на насыпи мостов и основания под инженерные сооружения привело к повсеместному осушению поймы в пределах городской территории, сужению русла реки. В Новобелицком районе г. Гомеля значительным изменениям в пойме подверглись озеро Шапор и Новобелицкий канал. Это бывшие
меандры реки Сож, в настоящее время – старичные озерные водоемы, которые существенно обмелели,
заросли, отмечается уменьшение площади открытой водной поверхности (площадь водной поверхности левобережного залива Сож с 1984 г. сократилась на 0,016 км2. В 1984 г. она составляла 0,037 км2 , а
в 2010 г. – 0,021 км2), их связь с рекой Сож наблюдается только в периоды высоких половодий.
Искусственно созданным является Гребной канал, расположенный параллельно руслу реки
Сож. Он сформировался вследствие добычи песка и гравия в пойме Сожа. После проведенной реконструкции длина канала составляет 2,25 км (по данным на 2010 г.), тогда как в 1984 г. она была 2,05
км. Соответственно изменилось и расстояние между каналом и карьером (место слияния рек СожИпуть), оно уменьшилось с 1984 г. на 50 м (с 280 до 230 м).
Создание бетонной набережной в парке им. Луначарского, длина которой в настоящее время
составляет около 2,2 км. В перспективе планируется продление набережной до открытой площадки у
клуба «Немо» на 584 м и ее протяженность составит порядка 3 км. Первоначальный проект, по которому набережная шла по прямой, был изменён. По причине того, что с того времени было завершено
строительство первого участка от порта до пруда, произошёл существенный намыв песка на правом
берегу за Лебяжьим прудом, и старые сваи оказались в сорока метрах от линии берега. Современный
же проект предусматривает линию набережной с закруглением по естественному руслу Сожа. Проводимые мероприятия способствует стабилизации русловых процессов и стока наносов.
Хозяйственная деятельность на участке исследований проявилась в следующем:
- разработке аллювиальных отложений для их намыва в качестве оснований под инженерные и
другие сооружения (в целом с 1967 г. под основания для строительства различных сооружений намыто более 18,4 млн. м3 аллювиальных песчаных отложений на территории площадью более 2300 га);
− в реконструкции и увеличении длины бетонной набережной;
− в строительстве моста через реку Сож (микрорайон Любенский), второй очереди мостового
перехода по ул. Фрунзе, строительстве моста через реку Сож «Восточный обход»;
− в создании искусственных водоемов, имеющих связь с рекой Сож.
Таким образом, можно можно сделать вывод о том, что техногенез оказывает влияние на изменение морфометрических характеристик русла (сокращение ширины и изменение глубины русла, появление «новых» водных объектов в русле реки или на пойме), происходит смена одного типа русловых процессов на другое (свободное меандрирование заменяется на ленточно-грядовое), изменяются
характеристики стока воды и наносов.
ФОРМИРОВАНИЕ РЕЛЬЕФА ГОРНЫХ ДОЛИН ПОД ВЛИЯНИЕМ
ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА
Постоленко Г.А.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва,
[email protected]
Долгое время в геоморфологической науке декларировалось двуединое влияние тектонического и климатического факторов на деятельность водотоков. При этом, если изучение воздействия тектоники увенчалось появлением определенного набора достоверных критериев, то оценки влияния
климата строились на умозрительных представлениях (из-за отсутствия хроностратиграфических
данных) о связи этой деятельности с количеством осадков – предполагалось, в основном, что во
влажные периоды под влиянием увеличения стока реки врезались. Во второй половине ХХ в. накапливался материал по стратиграфически, хронологически и литологически изученному аллювию и
данные по его пространственному положению в долинах различных регионов, в основном, гумидной
зоны. Это позволило выявить сущность влияния климата на формирование аллювиальных свит [1, 2].
Следует отметить, что в сборе материала по строению горных долин важнейшую роль сыграли поисково-геоморфологические исследования Магаданской экспедиции кафедры геоморфологии МГУ, направленные на реконструкцию древней долинной сети в восточной части Яно-Колымского золотоносного пояса, крупнейшего горно-промышленного региона.
117
Строение горных долин северо-востока Азии. Наиболее важным открытием в горных долинах
востока Азии явилось не столько обнаружение погребенного аллювия в долинах (фрагменты его были известны и ранее), сколько его закономерного положения [3]. Это аллювий двух звеньев раннего
плейстоцена и верхнего звена среднего плейстоцена. Их положение в долинах многократно прослежено не только в поперечных профилях, но и вдоль долин. Аллювий двух звеньев раннего плейстоцена образует две последовательно сформированные прислоненные погребенные террасы. Ложе их
аллювия располагается в интервале относительных высот 10-40 м (в зависимости от морфоструктурной обстановки развития долин). Положение кровли неизвестно, но сохранившиеся мощности достигают 25-80 м. Перекрывается этот аллювий в долинах аллювием раннего среднеплейстоценового Q1-2
звена и двух звеньев позднеплейстоценового QШ аллювия. Аллювий среднего плейстоцена образует
также две террасы. Ранняя выражена в рельефе (отн. высоты около 60 м). А вторая среднеплейстоценовая аллювиальная свита погребена. Её ложе располагается чаще всего на несколько метров ниже
ложа голоценового аллювия, образующего современную пойму долин. В её отложения вложены
позднеплейстоценовые и голоценовая аллювиальные свиты. Позднеплейстоценовые свиты образуют
вложенно-прислоненные террасы, выраженные в современном рельефе. Приведенные гипсометрические показатели относятся к Верхне-Колымскому нагорью. В других мегаморфоструктурах они могут
несколько отличаться. При этом сохраняются закономерности вертикального соотношения разновозрастных аллювиальных свит в долинах.
Из такого строения долин следует, что террасы, выраженные в рельефе долин, не образуют последовательного непрерывного ряда. Прерывистость его объясняется не столько плохой, особенно
очевидной в горах, сохранностью древних днищ долин, сколько тем, что часть террас, вернее, их аллювиальные свиты, погребены. Строение террас также не просто – многие из них имеют рыхлый цоколь, образованный аллювием иного эрозионного цикла, при этом одна и та же терраса может иметь
и рыхлый и коренной цоколь. А самое главное следствие для стратиграфии аллювия и строения долин в том, что на одних и тех же относительных высотах в долинах залегает разновозрастный аллювий с собственными литолого-минералогическими характеристиками.
Наличие и закономерное положение погребенного аллювия свойственно долинам и других горных стран, характеризующихся моноструктурным строением и умеренным неотектоническим поднятием в четвертичное время. К примеру, в тщательно изученном археологами участке долины р. Анюй
(Алтай, стоянка Карама) пространственное положение разновозрастных свит очень сходно с таковым
в горах северо-востока. Влияние внутригорных локальных тектонических обстановок, морфоструктур
подчиненных рангов, проявляется в некоторых изменениях мощностей аллювия, его литологических
характеристиках и, соответственно, в чередовании расширений и сужений долин.
Механизм и история становления морфологии долин. Сложное размещение в долинах разновозрастных свит выявляет сложную историю их формирования и в то же время обнаруживает прекрасную согласованность с представлениями об эрозионных циклах и их свойствах, диктуемых
ландшафтно-климатическим влиянием [4]. Климатические ритмы коррелируют по времени с эрозионными циклами. В пределах эрозионных циклов деятельность русловых потоков подразделяется на
2 фазы. Морфологические результаты первой из них – фазы врезания – углубление долины, преобладающий вынос транспортируемых наносов, формирование нового днища. Это пограничное между
климатическими ритмами время, приходящееся на сухую континентальную климатическую эпоху. В
стратиграфическом плане – это отсутствие аллювиальных отложений этого времени в долине, в основании аллювиальных свит. Вторая фаза цикла – седиментация по мере изменений ландшафтноклиматических условий. В морфологическом аспекте преобладающая боковая эрозия седиментационной фазы приводит к повышению уровня днища, его постепенному расширению, в процессе которого разрушаются или погребаются формы и аллювий предшествующей истории формирования долин. Седиментация аллювия целиком укладывается в рамки климатохронов и более коррелирует с их
влажными эпохами. В палеогеографическом аспекте – это появление, расцвет и деградация древесной
растительности. Наибольшие скорости и мощности аккумуляции приходятся на пограничье между
теплой и холодной эпохами и первую фазу холодной эпохи, криогигротическую.
Индивидуальные показатели природы климатохронов отражаются как в качественных (литология и текстуры аллювия), так и количественных характеристиках (глубина врезания, ширина днища,
мощность и масса аллювия) результатов флювиальной деятельности каждого эрозионного цикла. При
этом важнейшее значение имеют различия в длительности климатохронов, определяющие дление
процесса и, тем самым, количественные величины их показателей. К примеру, морфоседиментационные показатели эрозионного цикла второй половины среднего плейстоцена соизмеримы с таковыми
118
3-х последующих (2-х верхнеплейстоценовых и голоценового) эрозионных циклов. Именно эти различия явились причиной появления в долинах погребенного аллювия.
История формирования долин. Цикличность флювиальной деятельности с закономерно изменяющейся тенденцией транспорта наносов представляет собой основную причину перманентного
чередования в долинах процессов врезания и углубления долин с процессами седиментации, заполнения долин аллювием и повышением гипсометрии их днищ. Кроме того, внутреннее строение долин
определяется тем, что уже к началу плейстоцена долины были почти так же глубоки, как и в настоящее время – ложе раннеплейстоценового аллювия располагается на относительных высотах 10-40 м.
Накопленный в два раннеплейстоценовых эрозионных цикла аллювий имел значительную мощность
(до 80-100 м). Ширина днищ долин QI превышала современную не менее, чем в 1,5-2 раза. В современных долинах аллювий Q1 погребен и выходит на поверхность лишь в цоколях молодых террас
или на склонах боковых притоков в указанных интервалах высот. Максимальной глубины долины
достигли в среднем плейстоцене. Аллювий среднеплейстоценовых циклов занимает практически весь
четвертичный вертикальный интервал деятельности руслового потока. Но аллювий первого из этих
циклов образует выраженную в рельефе террасу (отн. высота около 60 м), занимая вложеноприслоненное положение по отношению в раннеплейстоценовому, а второго – погребен. Ложе последнего располагается ниже ложа современного днища или на одном с ним уровне. Аллювий позднеплейстоценовых и голоценового эрозионных циклов формировался последовательно и залегает в
долинах на относительных высотах примерно от -5 до 45 м, также занимая вложено-прислоненное
положение. В целом, видно, что положение четвертичного аллювия в современных долинах находится в их гипсометрически нижней части, охватывающей лишь относительные высоты 0 – 100 (иногда
чуть более) при общей глубине 400-600 и более м. Причем этот интервал обрабатывался водным потоком неоднократно. Этот вывод ярко подтверждается поисковыми данными, когда золотая россыпь,
обладающая субгоризонтальным плотиком, вмещается разновозрастными аллювиальными свитами.
Эти разновозрастные участки россыпи характеризуются различиями в строении, свидетельствующими о разной длительности россыпеобразующего режима речного потока, а также, вероятно, и разном
количестве переотложений полезного компонента. В этом примере (р. Мальдяк, левый приток р. Берелех) это аллювий второго эрозионного цикла среднего плейстоцена и голоцена.
Охарактеризованное строение долин свидетельствует об унаследованности размещения речной
сети в горных системах в позднем кайнозое. Об этом говорит не только время становления тектоноорографических черт этих гор, но и положение четвертичного интервала формирования долин. Характерные для морфологии долин так называемые террасоувалы скрывают под своей поверхностью
аллювий большей части четвертичной эволюции их рельефа. Относительные высоты его поверхности, как правило, имеют отметки от 12-18 м до 60-90 м.
Степень сохранности погребенного аллювия. Фрагментарность размещения погребенного аллювия – главное свойство строения горных долин. Именно это, а также и преувеличение роли тектоники в формировании долин привело к ошибочным трактовкам повышенных мощностей аллювия как
показателей локальных тектонических условий в долинах, в то время, как ложе одновозрастных
фрагментов образуют единые продольные профили. Распознавание разновозрастных пачек аллювия в
единых разрезах затруднено потому, что часто друг на друга налегают пачки аллювия одноименных
динамических фаз, например, инстративных. В хронологическом аспекте эти пачки отделены временем нескольких эрозионных циклов. А по литологическому строению они весьма похожи – имеют
сходные структурные и текстурные свойства. И только более углубленное и массовое изучение региона и разрезов позволяет обнаружить различия в гранулометрическом составе, окатанности, сортированности материала – обычно более древний аллювий имеет характеристики, свойственные более
высокой степени обработки. Возможны и другие варианты, когда в подстилающей свите сохраняется
больший вертикальный объем погребенного аллювия и в разрезе видна закономерная смена динамических фаз аллювия, как, к примеру, в раскопе № 2 на стоянке Карама.
В целом, степень сохранности разновозрастного аллювия определяется многократными перестройками внутридолинного рельефа. Она зависит, при равных морфоструктурных условиях, от размера долин и степени совпадения планового и вертикального положения разновозрастных тальвегов.
Наилучшие условия сохранности имеет аллювий, выведенный из сферы действия рельефообразующих процессов. Это низы среднеплейстоценового погребенного аллювия в средних и крупных долинах. Малые долины более строго наследуют свое плановое положение, что не очень способствует сохранности древнего аллювия. В крупных долинах разобщенность планового положения разновозрастных тальвегов обеспечивает наилучшую сохранность древнего аллювия.
119
Неотектонический фактор по-разному влияет на сохранность древнего аллювия на иерархически различающихся морфоструктурах. Наихудшим образом сохраняется древний аллювий на участках положительных локальных морфоструктур, где молодые долины более строго наследуют свои
прежние тальвеги и более интенсивно врезаются, часто прорезая и погребенный в днище среднеплейстоценовый аллювий (расчеты ширины палеоднищ по стоку районов-аналогов показали, что среднеплейстоценовые днища были лишь в 1,2-1,5 раза шире современных). Лучше сохраняется аллювий на
расширенных участках, формирующихся или в синклинальных долинах, или развивающихся по зонам разломов разного ранга. Обнаруживавшийся на них аллювий большой мощности (так называемые “подувальные” долины) ранее причислялся обычно к локальным явлениям, обязанным своим
происхождением тектоническому фактору. Но этот аллювий, как показывают горные выработки в
многочисленных долинах Верхне-Колымского нагорья, четко объединяется в продольные палеопрофили, практически параллельные современному.
Наличие погребенного аллювия в долинах выражено в некоторых визуальных признаках. Например, в долинах Приполярного Урала ярко выражены продольные ложбины в присклоновой части
террасоувалов. Часто обнаруживаются микроформы на поверхности террасоувалов. Расширенные
участки в долинах-притоках маркируют положение палеотальвегов основной долины. Эти же участки
в долине-притоке отмечены изменением крутизны и характера расчленения склонов, а иногда может
быть и обнаружен слагающий эти участки склонов аллювий главной долины.
Выводы и обсуждение. Указанные особенности строения, механизма и истории горных долин
раскрывают смысл понятия «внутридолинные перестройки», введенный в поисковой геоморфологии
и активно использующийся при определении критериев размещения погребенного аллювия (кстати,
наиболее продуктивного). На эти критерии опиралось крупномасштабное картографическое изображение сохраненных фрагментов древнего аллювия при реконструкции четвертичной долинной сети
разных горных районов востока Азии при поисково-геоморфологических исследованиях кафедры
геоморфологии МГУ. А опирающиеся на совокупность изложенных представлений разведочные рекомендации имели весьма высокий (66 % при общем количестве 400) результат. Надо отметить, что
кроме этого блестящего подтверждения практикой, достоверность строения долин и закономерности
размещения в них разновозрастного аллювия поддерживаются стратирафическими исследованиями
аллювия, получившими высокую оценку на Межведомственном стратиграфическом совещании по
четвертичной системе Востока СССР [5]: схему по горным районам бассейна р. Колымы Межведомственный стратиграфический комитет СССР утвердил в ранге унифицированной.
Если сложное строение, с погребенным рельефом, равнинных долин известно геоморфологам
со времен исследований Гидропроекта (Г.И. Горецкий, Г.В. Обедиентова и др.), то некоторое сходство их строения с горными долинами, несмотря на различия морфоструктурных условий, лишь угадывалось и относилось за счет одновременности неотектонических движений [6]. Но именно климат –
общепланетарный фактор, проявляющийся одновременно, – определяет изменения природных условий и функционирование всех составляющих ландшафта, которые и играют важнейшую роль в циклическом развитии флювиальной деятельности водных потоков. При этом следует подчеркнуть, что
климатическое влияние четко проявлено при гармоничном сочетании его с определенной интенсивностью тектонических движений. Там же, где последняя «пересиливает», например, в областях интенсивной перестройки тектонического плана [3], или в зонах активного влияния иных рельефообразующих факторов, таких, как трансгрессии и регрессии, описанные выше морфрологические свойства
речных долин – цикловые террасы – могут и не сформироваться.
Литература
1. Гричук М.П., Постоленко Г.А. Врез рек, накопление и фациальный состав аллювия в связи с ритмичными изменениями климата в позднем кайнозое // Известия ВГО. – 1982. – Т. 114, вып. 3. – С. 215-220.
2. Постоленко Г.А. Палеогеографические и геоморфологические критерии стратиграфического расчленения четвертичного аллювия // Бюлл. комис. по изуч. четвертич. периода. – М.: 1990. – № 59. – С. 39-47.
3. Патык-Кара Н.Г., Постоленко Г.А. Долинная система р. Колымы и факторы её становления // Геоморфология. – 2003. – № 3. – С. 62-75.
4. Постоленко Г.А. Две категории морфоседиментационной деятельности русловых потоков // Известия
РАН. Сер. геогр. – 2007. – № 3. – С. 41-48.
5. Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений горных районов
бассейна р. Колымы // Решения Межведом. Стратиграф. совещания по четвертичной системе Востока СССР. –
Магадан, 1987. – С. 110-136.
6. Асеев А.А. Общие особенности строения речных долин как показатель региональных колебательных
движений земной коры // Речные системы и мелиорация. – Новосибирск, 1977. – Ч. 1. – С. 29-31.
120
МАЛЫЕ РЕКИ ХР. ХАМАР-ДАБАН И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ РИСКИ
Потемкина Т.Г.
Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск
Сильные дожди часто вызывают на горных реках паводки. При этом из-за больших уклонов русел происходит быстрый сброс воды, и паводки бывают внезапными, иной раз принимающими катастрофический характер, что приводит к образованию селей. Сели, к сожалению, постоянно повторяющиеся в горах стихийные явления. В высокогорье с характерными ледниковыми карами (примером этого является северный макросклон хребта Хамар-Дабан) каменным материалом селей часто
служат размываемые водными потоками древние морены [1]. Речной сток является важнейшим источником поступления обломочного материала в водоем. Он способствует качественному и количественному изменению озерной взвеси [2-4] и, кроме того, достаточно точно и объективно отражает
природно-антропогенные изменения во всем бассейне озера.
Реки Утулик и Хара-Мурин, стекающие с северного макросклона хребта Хамар-Дабан, входят в
состав малой питающей провинции озера. Анализировались многолетние изменения стока воды и
наносов на этих реках, имеющих относительно продолжительные ряды наблюдений. По режиму питания Утулик и Хара-Мурин относятся к рекам с преобладанием дождевого стока (60-65 % годового
объема). Для сравнения использованы данные по сумме летних осадков на ст. Хамар-Дабан (абс. высота 1440 м), описывающие режим увлажненности в гольцовой зоне хребта, и ст. Бабушкин на восточном побережье озера Байкал, соответствующая условиям района р. Хара-Мурин. Сильные ливневые дожди способствуют возникновению катастрофических явлений типа селей [5]. Сели во много
раз увеличивают среднегодовые расходы взвешенных наносов (РВН) и, следовательно, вынос обломочного материала в Байкал. Так, в 1962 г. среднегодовой РВН на р. Утулик равнялся 14 кг/с (при
среднемноголетнем 1,2 кг/с) из-за того, что в июле наблюдался сель с РВН 170 кг/с. Территории бассейнов этих рек слабо подвержены антропогенному влиянию и поэтому изменения РВ и РВН на этих
реках являются следствием естественных климатических факторов.
Анализ динамики среднегодовых расходов воды и взвешенных наносов на исследуемых реках
выявил следующие тенденции. Изменение водности на р. Утулик имеет положительный тренд, а на р.
Хара-Мурин незначительный отрицательный тренд. Среднегодовые РВН на этих реках имеют значительные межгодовые колебания (до 10 раз), что связано со скоростью подготовки обломочного материала, устойчивостью на склонах продуктов выветривания и разной степенью интенсивности летних
осадков. Поэтому для рек малой питающей провинции Утулик и Хара-Мурин отмечается слабая корреляция между стоком воды и наносов. Например, для р. Хара-Мурин коэффициент корреляции между среднегодовыми РВ и РВН равен 0,15±0,1; для р. Утулик − 0,3±0,16. Это позволяет рассматривать
ряды среднегодовых данных по стоку наносов на реках малой питающей провинции оз. Байкал как
последовательность случайных, редких и независимых событий. Этот ряд является ординарным (т.е.
появление двух событий одновременно невозможно), стационарным (частота появления событий λ
постоянна, т.е. условия подготовки обломочного материала и разгрузки его водотоком не меняются
во времени) и без последействия (вероятность наступления события не зависит от предыдущих событий этого ряда). Частота λ рассчитывается как отношение числа событий N, свершившихся за время
наблюдений T, к периоду наблюдений T (например, для р. Утулик за 65 лет с 1941 г. по 2005 г. произошло 11 паводков, поэтому это число равно 0,169). Такой ряд называется пуассоновским и описывается законом Пуассона с параметром λ [6]. Так как данный ряд наблюдений за стоком наносов
представлен как пуассоновский поток без последействия, то среднее (или математическое ожидание)
и среднеквадратичное отклонение равны между собой и составляют 1/λ , т.е. mt = σ = 5,9 . Дисперсия
такого ряда велика, поэтому время появления следующего события (время последействия) плохо
предсказуемо и в среднем примерно равно: ti = mt = T/N ∼ 6.
Для р. Хара-Мурин ряд наблюдений короче – 34 года. На ней было 5 событий паводкового типа, что дает следующие значения: λ = 0,147 и mt =6,8, что хорошо соответствует выводам по р. Утулик, учитывая непродолжительный период наблюдений. Это дает оценку для прогноза геоморфологических процессов в регионе.
В последние десятилетия на реках Утулик (1976-2005 гг.) и Хара-Мурин (1983-2005 гг.) объём
наносов уменьшился на 80 и 70 % соответственно. Решающее значение в изменении стока наносов на
этих реках принадлежит природным факторам. Возможно, что наблюдающееся в последнюю четверть XX в. потепление, которое, в первую очередь, идет за счет повышения зимних температур,
121
привело к снижению интенсивнсоти морозного выветривания, которое в гольцовой зоне преобладает.
Это ослабило подготовку обломочного материала, транспортируемого селевыми потоками. В пределах Юго-Восточного Прибайкалья, где расположены бассейны этих рек, вот уже 30 лет не наблюдается катастрофических селей [5]. Эта «передышка» послужила причиной снижения объёмов наносов
на реках Утулик и Хара-Мурин. Скопившийся за это время в их бассейнах денудационный материал
при определенных гидрометеорологических ситуациях способен сформировать катастрофические
сели, что приведет к увеличению годовых объемов речных наносов и переформированиям в прибрежной зоне озера Байкал [7].
Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант № 11-05-00140-а.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Значение селей в формировании отложений плейстоцена южного побережья Байкала
// География и природные ресурсы. – 1985. – № 3. – С. 35-42.
2. Potyomkina T.G., Grachev A.M., Potyomkin V.L., Baryshev V.B. Chemical composition of suspension in water body of Lake Baikal // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research. Section A: Accelerators, Spectrometers, Detectors and Associated Equipment, 1998. – Vol. 405, № 2-3. – P. 543-545.
3. Potyomkina T.G., Potyomkin V.L. Study of the chemical composition suspended particles in lake Baikal //
Lakes & Reservoirs: Research and Management, 2000. – Vol. 5, № 3. – P. 133-136.
4. Потемкина Т.Г., Потемкин В.Л. Сравнительная характеристика речного стока в озера Байкал и Хубсугул // География и природные ресурсы. – 2002. – № 3. – С. 39-43.
5. Лапердин В.К. Факторы формирования селей на юге Восточной Сибири // Селевые потоки: катастрофы, риск, прогноз, защита. – Пятигорск: Ин-т «Севкавгипроводхоз», 2008. – С. 162-165.
6. Исаев А.А. Статистика в метеорологии и климатологии. – М.: Изд-во МГУ, 1988. – 246 с.
7. Потемкина Т.Г., Потемкин В.Л. Береговая зона озера Байкал в современных условиях // Успехи современного естествознания. – 2007. – № 12. – С. 49-50.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РЕЛЬЕФА И ПЕРЕСТРОЙКИ РЕЧНОЙ СЕТИ
ПРИВОЛЖСКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ С НЕЙ ТЕРРИТОРИЙ
Пролеткин И.В.
Саратовский государственный университет, г. Саратов, [email protected]
Истории развития рельефа Приволжской возвышенности, как в целом, так и отдельных ее частей, в геолого-геоморфологической литературе посвящено немало работ. Довольно подробно рассматриваются и вопросы развития рельефа Донского и Волжского речных бассейнов. Однако рассмотрение развития рельефа этих территорий в едином ключе, с одной точки зрения, к сожалению, не
было сделано. Почти нет литературы, посвященной перестройкам речных долин Приволжской возвышенности и сопредельных с ней территорий. Не выяснен вопрос влияния перестроек на развитие
рельефа Поволжья: их количество, возраст, взаимоотношение между двумя наиболее крупными речными бассейнами востока Русской равнины, факторы, предопределившие этот процесс и т.д.
Наши работы, проводимые на территории Среднего Поволжья с 1975 г., позволили несколько
по-иному взглянуть на историю рельефа Приволжской возвышенности, наметить и выделить участки
речной сети прошедшие значительные и неоднократные перестройки в своем развитии, а также сделать попытку увязать эти перестройки по времени и площади проявления.
Как известно, формирование рельефа новейшего континентального этапа развития Поволжья
связано с заложением его на месте распространения палеогеновых морей юго-востока Русской платформы и приурочено к олигоценовому времени. Палеоценовые и эоценовые моря окончательно покидают данную территорию, формируя на своем месте аккумулятивную прибрежно-морскую равнину, со слабо выраженной эрозией и денудацией.
Речные долины до этого располагались значительно севернее в пределах Северо-Русской суши,
названной так П.А. Бочаровым, т.е. Северного Заволжья и Северных Увалов и являлись основными
поставщиками обломочного материала палеогеновых морей. Следуя за береговой линией отступающих морских бассейнов, они образуют на новой, появившейся территории прибрежно-морской аккумулятивной равнины, долины транзитного типа.
Вектор направления стока этих долин совпадал с направлением отступания бассейнов на юг и
юго-восток, а их параметры и рисунок водосбора были обусловлены первичным рельефом, вышед-
122
шим из под уровня моря и площадью возникшей аккумулятивной равнины. Фрагменты этих палеодолин, по нашему мнению, должны быть выражены в осадках самого высокого олигоценового уровня
поверхностей выравнивания Приволжской возвышенности, развитого на абсолютных высотах в 280320 м.
К сожалению, морфологически, эти фрагменты в современном рельефе восстановить не удается
из-за их древности и активного воздействия последующих геолого-геоморфологических процессов.
Первый (начальный) этап перестройки речной сети Приволжской возвышенности падает на конец олигоценового – начало миоценового времени. Эта перестройка была обусловлена:
- заложением и оформлением Жигулевской системы дислокаций, широтно простирающейся на
этом участке Русской платформы;
- возникновением "каньонообразной" долины палео-Дона в центральной части Русской равнины, в пределах современной Окско-Донской низменности;
- общим поднятием всей территории Русской равнины в это время;
- образованием на Приволжской возвышенности двух покатостей – северной и южной, с хорошо выраженным палео-водоразделом, расположенным на широте Жигулей.
По нашему мнению, Приволжская возвышенность, как самостоятельная орографическая единица, не была еще выражена и соединялась этим палео-водоразделом с современной БугульминоБелебеевской возвышенностью. В это же время не существовало и стока по Волжской долине на юг,
в Каспийский бассейн. Воды, дренировавшие территорию Среднего Поволжья, собирались в одну
крупную артерию, имевшую западное направление стока и располагавшуюся на широте современной
долины р. Волги чуть севернее участка от Казани до Нижнего Новгорода. Затем эти воды текли через
Окский речной бассейн на юго-запад, в долину р. палео-Дон.
Общую структуру и направление стока данной артерии и ее водосборного бассейна в то время
можно выразить следующим образом: палео-Кама – палео-Волга – палео-Ока – палео-Дон.
Наиболее крупными притоками артерии из рек, дренировавших северную покатость Приволжской возвышенности, были палео-Свияга, палео-Сура, палео-Теша, палео-Алатырь (с обратным, по
отношению к современному, направлением стока), палео-Мокша и некоторые другие однопорядковые с ними реки.
Южнее широтного палео-водораздела, соединявшего Приволжскую и Белебеевскую возвышенности, существовали речные долины, дренировавшие южную покатость возвышенности и, вероятно, имевшие несколько параллельных водных артерий, которые унаследовали положение олигоценовых транзитных долин или выработали себе новые углубления.
Миоценовые погребенные долины, расположенные в пределах южной покатости, известны на
современных юго-западных склонах Приволжской возвышенности.
Проблематичные миоценовые континентальные отложения выделяются в районах Прикаспия и
Общего Сырта. По всей видимости, миоценовый возраст заложения могут иметь р.р. Терешка, Терса,
Иловля, Хопер, отдельные участки р. Медведицы и ее левых притоков и некоторые другие речные
долины юга Поволжья. Причем эти реки, вероятно, принадлежали двум крупным речным бассейнам
– палео-Донскому, впадавшему в сарматское море и Южному, имевшему выход в Прикаспий.
Начало нового этапа развития рельефа и новая крупная перестройка гидросети исследуемой
территории падает на границу миоцена и плиоцена, вероятно на ранний плиоцен.
Этот этап связан с активизацией всего востока Русской платформы, которая особенно ярко проявилась:
1. В образовании активных линейных разрывных нарушений и новейших структурных форм,
меридионального и субмеридионального направления, охвативших значительную часть платформы
от Каспия до Казани.
2. В локализации Каспийского бассейна в своей Южной ванне и аномально низком положении
его уровня .
3. В заложении по системе разрывных нарушений каньонообразной долины палео-Волги (палео-Камы).
4. В прорыве по системе линейных нарушений, образовавшейся палеодолиной р. Волги, широтного палео-водораздела в районе Борлинских и Жигулевских дислокаций.
5. В оформлении Приволжской возвышенности, как самостоятельной орографической единицы.
6. В новой крупной перестройке речной сети на востоке Русской равнины.
Образование глубокой каньонообразной долины р. Палео-Волги меридионального и субмеридионального направления, привязанной к базису эрозии Южно-Каспийской впадины, повлекло за собой переформирование речных систем, стекавших с Восточных возвышенностей Русской равнины –
123
Общего Сырта, Бугульмино-Белебеевской возвышенности и Прикамья. Они отчленились от палеоДонского бассейна и оформились в Волжский речной бассейн южного направления.
Водораздел между двумя наиболее крупными речными бассейнами востока Русской равнины
переместился на север и проходил в районе широтного отрезка современной долины р. Волги (от Казани до Нижнего Новгорода). В месте пересечения бывшей миоценовой палео-долины западного
простирания, водораздел имел долинообразное строение.
На протяжении неогенового времени, молодой сформировавшийся Волжский речной бассейн,
за счет более низкого базиса эрозии и большей энергии своего рельефа, был более агрессивным по
отношению к соседнему, постепенно завоевывая у палео-Дона дополнительные пространства и
включая их в свои пределы. Данные факторы в этот временной этап могли вызвать процесс постепенного смещения, сформировавшегося Волго-Донского водораздела на запад с одновременным постоянным наращиванием бассейна р. Палео-Волги за счет перехвата верховий рек, стекавших с северной покатости Приволжской возвышенности.
С раннечетвертичным временем связан новый этап усиления эрозии в бассейне палео-Волги,
который отражается в образовании переуглубленных русел ее основной долины и притоков. С этим
временем можно связать новую перестройку речной сети в пределах сопредельных с ней участков.
Бассейн палео-Волги отвоевывает у бассейна палео-Дона Верхневолжский и Окский участки,
поворачивая некоторые речные системы вспять своего прежнего течения и расширяя площадь своего
водосбора. Верховья более агрессивных речных долин, путем перехватов присоединяют к себе новые
площади водосборов.
Причем проявляется интересная особенность. При завоевании себе нового водосборного пространства в пределах Приволжской возвышенности, наиболее активными являются северные и восточные речные бассейны, а пассивными и постепенно сокращающими свой водосбор – южные и западные.
Примерами перестроек этого времени может служить современный бассейн р. Суры, с его участками в верхнем и среднем течении, отобранными у более южных и западных рек палео-Хопер (перехват в районе г. Пенза), палео-Мокша (современная долина р. Алатырь), палео-Теша (долина р.
Пьяна на всем ее протяжении).
В тоже время более агрессивной по отношению к палео-Суре оказалась долина р. палео-Свияга,
завоевавшая правые верхние притоки палео-Суры и направившая их в свой бассейн (участки современных долин р.р. Малая Свияга, Сельдь и т.д.).
В свою очередь, более активной к палео-Свияге, как в это время, так и по нынешний день является долина р. Волги, которая своим постоянным смещением на запад и интенсивным боковым подмывом лишила палео-Свиягу ее правых притоков в районе сел Тушна, Ундоры, Пролей-Каша и т.д.
Как видно из рассмотренного, этот этап развития характеризуется меньшей площадью перестройки гидросети в региональном масштабе, однако локальные перестройки, вероятно, сопоставимые с незначительной глубиной вреза долин этого времени, все же наложили свой отпечаток.
Четвертичные оледенения, распространявшиеся в пределах Русской равнины, несомненно оказали влияние на развитие речных долин и процесс формирования их бассейнов. Однако из-за небольшой площади проникновения оледенений на территорию Приволжской возвышенности, они не
сказались на перестройках речных долин. Их влияние выразилось лишь в формировании террасовых
комплексов этих рек. Обычно в долинах рек Поволжья насчитывается от 1-2 до 3-4 уровней террас
шириной до 1-5 км.
Итак, подводя итог вышесказанному, можно прийти к следующим выводам:
1. История развития рельефа бассейнов рек Волги и Дона является более сложной, чем ее рисуют на сегодня. Это особенно касается начальных этапов их формирования (олигоцен-миоценовое
время).
2. Перестройки гидросети оказали существенное влияние на развитие рельефа, как всего востока Русской равнины, так и в частности Приволжской возвышенности, которая как самостоятельная
орографическая единица оформилась в результате развития и формирования речной сети (в раннем
плиоцене).
3. Если бассейн палео-Дона был заложен в олигоцен-миоценовое время, то начало заложения
долины палео-Волги и развитие единого Волжского речного бассейна можно датировать ранним
плиоценом в связи с активизацией востока Русской платформы в это время.
4. Выделяются три крупных этапа перестройки речной сети: миоценовый, раннеплиоценовый и
раннечетвертичный, из которых первые два характеризуются региональными последствиями, а третий – носит локальный характер.
124
В заключение хочется отметить, что учет при геологических работах, проводимых на территории Поволжья, рассмотренных этапов развития рельефа и приведенных примеров перестроек
речной сети может привести к новым, более значительным результатам, а также помочь при интерпретации как немых, фаунистически не охарактеризованных, так и проблематичных континентальных отложений.
ПРОДОЛЬНЫЕ ПРОФИЛИ ДОЛИН СРЕДНЕЙ КАТУНИ И ЧУИ
(ГОРНЫЙ АЛТАЙ)
Савельева П.Ю.1,2, Мистрюков А.А.1,2, Зыкин В.С.1,2
1
Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск, [email protected]
2
Новосибирский государственный университет, г. Новосибирск
В долинах горных рек Чуи и Катуни сохранились эрозионно-аккумулятивные террасы, уникальные по своему количеству и высоте. Такой объект не мог остаться без внимания исследователей:
с начала XX века в публикациях стали появляться первые предположения о морфологическом строении и происхождении этих террас. Несмотря на столь длительный период исследований, многие вопросы, касающиеся количества террас, их возраста, взаимоотношения и генезиса слагающих отложений, а также их связи с неотектоническими движениями и колебаниями климата остаются предметом
активного обсуждения.
На основании геоморфологического строения Л.Н. Ивановским террасы в среднем течении Катуни и Чуи были разделены на высокие и низкие (средние) [1]. Такое деление террас до сих пор используется многими авторами. Высокие террасы характеризуются сглаженными бровками, неровными площадками, затянутыми пролювиально-делювиальными шлейфами, с незначительным уклоном к
реке. В долине Катуни высокие террасы в основном занимают большие площади, по Чуе они чаще
всего представлены редкими «обрывками» в эрозионных тенях долины. Средние террасы, высотой до
80-100 метров относительно уреза рек, отличаются более ровными площадками, четко выраженными
бровками и тыловыми швами и значительной распространенностью.
Подсчет и разделение террас по высотам проводились многими исследователями. Л.А. Рагозин
в районе устья Чуи описал 16 террас высотой до 200 м [2], на этом же участке А.А. Свиточем изучено
9 террас высотой до 100 м [3]. В долине Чуи Л.Н. Ивановский выделил 30 террас высотой до 260 м
[1], на отдельных участках долины серии террас высотой до 330 м выделены Б.М. Богачкиным [4],
Н.А. Ефимцевым – до 350 м (устье р. Атакта)[5], Е.В. Девяткиным – до 275 м (устье р. Сатакулар) [6].
В среднем течении Катуни террасы изучались В.Е Поповым, который выделил 23 террасы высотой до
240 метров [7], а также отмечались на отдельных участках долины Н.А. Ефимцевым Б.М. Богачкиным, В.В. Бутвиловским [4, 5, 8]. Расхождение в определении относительных высот террас (в основном высоких) связано с тем, что не всегда удается однозначно выделить их площадки, которые могут
быть значительно размыты и перекрыты шлейфами склоновых отложений. Некоторые из них также
могут представлять уступы, прирусловые валы и старичные понижения.
Помимо выделения самих террас важно также определение их положения в продольном профиле долин. Л.Н. Ивановский неоднократно писал, что изучение продольных профилей террас является главной задачей при восстановлении эволюции речной сети. Им были построены профили долины Чуи на участке от устья р. Чаган-Узуна до выхода в Курайскую впадину, а также в районе р. Чибит [1, 9]. В.Е. Попов изучал профиль по долине средней Катуни и полагал, что в долинах Катуни и
Чуи террасы параллельны руслу и их относительные высоты почти не меняются, а превышения цоколей колеблются весьма значительно и снижаются вниз по долине, что указывает на неоднородность
тектонических поднятий [7]. Позднее эти выводы были опровергнуты другими исследователями. Определение амплитуды тектонических колебаний по превышениям коренных цоколей обосновано
лишь в том случае, если удастся отделить первичные колебания высот цоколей от вторичных, связанных с деформациями. Построенный Б.М. Богачкиным профиль на основе нивелирования показал
увеличение относительных высот террас вниз по течению вследствие развития регрессивной эрозии.
Тем не менее, подтверждено мнение В.Е. Попова, что на участке центральной долины Катуни выделяются отрезки с глубоко погруженным коренным ложем (впадины Уймонская, Яломанская, Куюсская) и разделяющие их отрезки с высоко поднятыми цоколями. Почти всюду коренное ложе долин
представляет собой сочетание участков срезания и облекания, чередование крутых склонов, уступов
125
и останцов. В большинстве случаев рельеф цоколя террас гораздо сложнее, чем их поверхностей.
Правильнее сказать, что аллювий террас прислоняется к коренным породам долины и выполняет углубления рельефа [4, 5, 10, 11]. В.Е. Попов и Л.А. Рагозин рассматривали отложения террас как самостоятельные вложенные аллювиальные толщи. Работы Н.А. Ефимцева и Б.М. Богачкина, доказали,
что террасы в долинах среднего течения Катуни и Чуи не аккумулятивные, а вырезаны в осадочных
толщах (средненеоплейстоценовая ининская и верхненеоплейстоценовая сальджарская), что явилось
причиной пересмотра взглядов не только на происхождение отложений, слагающих террасы, но и на
формирование самих уступов [5, 4].
Несмотря на то, что изучение долин горных рек по продольным профилям признается необходимым большинством исследователей, кроме Л.Н. Ивановского такие работы для долин Чуи и Катуни не публиковались с конца 60-х г. По-прежнему, морфология профилей террас изучена недостаточно. Не прослежены террасы по всей долине р. Чуя и не сопоставлены с террасами р. Катунь, не изучена их высотная группировка, отвечающая определенным этапам эрозионного вреза, а также окончательно не определена роль экзогенных и тектонических факторов в формировании рельефа долин
для неоплейстоцена-голоцена.
Попытка вернуться к анализу продольного профиля всей долины Чуи спустя долгое время была
предпринята А.С. Гибшером. Им были прослежены средние террасы I уровня (высотой 8–10 м над
урезом реки в устьевой части Чуи), II уровня (19–25 м), III уровня (41–45 м), IV уровня (98–104 м) и
высокие террасы V–VIII уровней [12]. Разделение террас на группы по морфологическим признакам
проводилось нами ранее на небольшом участке в районе устья Чуи. К низким террасам были отнесены низкая и высокая поймы, первая надпойменная терраса. Средние террасы разделены на группы
высотой 20-23 м, 30 м, 35-40 м; 45- 60 м, 80 – 100 м. Высокие террасы включают группы высотой
110-170 м, 195 – 200 м, 210 – 230 м [13].
Для дальнейшего систематического изучения террас нами были составлены продольные профили долин р. Катунь (от устья р. Казнахта до р. Кадрин) и Чуи от (устья р. Чаган-Узун до впадения в
р. Катунь). Все выраженные в рельефе уступы террас определялись в ходе полевых наблюдений и
дешифрирования аэрофото- и космоснимков высокого разрешения, высотное положение террас и
уреза рек вычислялось по топографическим картам м-ба 1:25000. При движении вниз по долине сохраняется параллельность террас между собой и увеличиваются их высоты относительно уреза реки.
Террасы врезания расщепляются на два или несколько локальных уровней, образуя «террасовый веер». Такая морфология долин создается регрессивной эрозией, развивающейся вверх по долинам от
устьев боковых притоков или на участках смены уклона русла [9, 11]. В среднем течении р. Катунь
нами были выделены 33 эрозионно-аккумулятивные ступени, характеризующиеся определенным
гипсометрическим положением (табл.). Например, 10 метровая терраса XIII ступени в районе р. Эбелю повышается до 21 м около устья Чуи и до 50-52 м у р. Бол. Ильгумень и т.д. Ступени, распространенные на протяженных участках, соответствуют отдельному эрозионно-аккумулятивному циклу
(этапу) основной долины. Единичные террасы, как правило, приурочены к устьям боковых притоков
долин как наиболее динамически нестабильных участков. Так, терраса высотой 85 м (XXII ступень) в
районе устья р. Чуя является одновременно локальной для долины Катуни и цикловой для самой Чуи.
Глубина эрозионного вреза средних террас для каждой ступени в целом равномерна – 5-12 м. Для
высоких террас погрешность в корреляции в продольном профиле больше, так как площадки сильно
изменены денудационно-аккумулятивными процессами, тем не менее, можно сказать, что глубина
вреза ступеней составляет в среднем 10-20 м.
Полученные результаты исследований позволяют сделать следующие выводы по истории развития долин Чуи и Катуни в неоплейстоцене-голоцене. На протяжении неоплейстоцена и голоцена
шло интенсивное направленное врезание речной сети Юго-Восточного Алтая, чередующееся с этапами заполнения долин. В среднем неоплейстоцене, когда долины Чуи и Катуни заполнились большим количеством обломочного материала, происходило частичное выравнивание и выполаживание
профиля долины. О том, что первичные неровности коренного ложа долин значительны, говорит наличие многочисленных признаков облекания коренного цоколя высоких террас и мощные толщи
осадков (ининской толщи), выполняющие углубления долин. В последующие этапы развития долин
уклон рек менялся незначительно, что выражается в повторении наклона террас и современных тальвегов рек в продольном профиле. Веерообразный тип расщепления террас обусловлен деятельностью
экзогенных процессов в условиях общего поднятия бассейна. Известно, что роль тектоники в этом
случае является только фоном, на который накладываются экзогенные ритмы рельефообразования. В
неоплейстоцене интенсивность эрозионно-аккумулятивных процессов на Горном Алтае в основном
зависела от неоднократных изменения климата [11].
126
№ ступени
I
II
III
IV
V
VI
Низкие и средние террасы
VII
р. КадринАйлагуш
Айлагуш –
Б.Ильгумень
Б.Ильгумень –
Сальджар
Сальджар –
Б.Яломан
Б.Яломан –
М. Яломан
М. Яломан –
Иня
Иня – Чуя
ЧуяН.Инегень
Н.Инегень –
В.Инегень
В.Инегень –
Сок-Ярык
Сок-Ярык –
Эбелю
Эбелю –
Аргут
Аргут – Казнахта
отметки
участки долиуреза
ны Катуни
реки (м)
Таблица
Положение высот эрозионных ступеней долины средней Катуни на различных участках
633,9640
640656,4
656,4675
675680
680690,4
690,4701,4
701,4722,3
722,3733
733741
741744
744750,1
750,1765,8
765,8773
Высоты террас относительно уреза реки (м)
1
3-2
5
28-25
45
50
2
5
50-35
45
VIII
IX
X
XI
60-55
4
20
30, 25
30, 27,
30-27
40, 35
4240,35
50, 45,
42, 40,
37
50,
47-43
50,
49-45
2-1
3
15
15-10
20,12
5-3
6
32-27
8
35-32
15
25
5
45,
42
46,
40-37
XII
XIII
52-50
XIV
58-55
XV
1-2
48,
48
55
60,
55
50-45
2-1
40-37
7
42-40
21
17
2018
50-47
4240,26
26
2520
6047,4441
47-45
XVIII
XIX
75
67-62
64-62
72-70
83-78
70
XVII
85-80
XX
XXI
XXII
XXIV
135
130
125120
114
145140
XXVIII
175,
170
190186
195,
190
XXX
XXXI
XXXIII
230225
35
35-33
35
50-45
45-43,
43-40
4745
56
100
80, 75
70
9590
85
125120
115110
110
125
132
145
170
10
146
157,
154,
158156
180170
XXIX
XXXII
140138
160158,
165155
2
33-30
76
85
100102
111108
135130
140135
160
XXVII
13
5
56
XXV
XXVI
1815
32
102100
XXIII
Высокие террасы
7-5
55-52
7065,6360, 60
70-68
XVI
70-60
2
183180
170175
185170
184180
205
203,
200195
200187
192
215
267258,
260258
127
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 10-05-00673-а и междисциплинарного интеграционного проекта СО РАН № 120.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Продольное профилирование речных террас как метод морфотектонического анализа
в Горном Алтае // Труды ТГУ. – Томск: Изд-во ТГУ, 1956. – Т. 133. – С. 163-170.
2. Рагозин Л.А. Террасы среднего течения реки Катуни // Тр. науч. конф. по изучению и освоению произв. сил Сибири. – Томск: Изд-во ТГУ, 1942. – Т. 3. – С. 36-107.
3. Разрез новейших отложений Алтая. – М.: МГУ, 1978. – 208 с.
4. Богачкин Б.М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. – М: Наука, 1981. – 132 с.
5. Ефимцев Н.А. О строении и происхождении антропогеновых отложений долин рек Чуи и Катуни в
Горном Алтае // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. – 1964. – № 29. – С. 115-131.
6. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. – М.: Наука, 1965. –
244 с.
7. Попов В.Е. Схема соотношения речных террас и геологических структур долины Катуни между устьями рек Аккема и Чуи // Труды ТГУ. – Томск: Изд-во ТГУ, 1956. – Т. 133. – С. 179-192.
8. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно катастрофическая модель. – Томск: Изд-во ТГУ, 1993. – 253 с.
9. Ивановский Л.Н. Изучение речных террас Центрального Алтая // География и природные ресурсы. –
1998. – №3. – С. 133-140.
10. Богачкин Б.М. Кайнозойские отложения и новейшие тектонические движения Яломанской впадины
(Горный Алтай) // Бюлл. МОИП. – 1967. – Т. XLII, вып. 4. – С. 95-110.
11. Сладкопевцев С.А. Развитие речных долин и неотектоника. – М.: Недра, 1973. – 184 с.
12. Гибшер А.С., Чигвинцева Л.А., Шейнкман В.С. Событийная стратиграфия неоплейстоцена Горного
Алтая // Материалы VI Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. – Новосибирск: Изд-во
СО РАН, 2009.
13. Мистрюков А.А., Савельева П.Ю. Геоморфологическое картирование экосистем устья реки Чуи с использованием ГИС-технологий // Сибирский экологический журнал. – 2005. – С. 973 – 983.
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ РУСЕЛ МАЛЫХ ВЫСОКОГОРНЫХ РЕК
ПРИЭЛЬБРУСЬЯ ПРИ ОТСТУПАНИИ ЛЕДНИКОВ
Тарбеева А.М., Крыленко И.В., Сурков В.В.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, географический
факультет, г. Москва, [email protected]
В результате потепления климата горно-долинное оледенение Приэльбрусья, как и всего Центрального Кавказа, испытывает направленное сокращение. При отступании ледников за счет освобождения ото льда верхних частей долин происходит увеличение длины горных рек. Верховья рек развиваются в условиях неустойчивого перигляциального рельефа, активно преобразуемого флювиальными, склоновыми, селевыми и другими процессами, нередко принимающими катастрофический характер.
На протяжении последнего периода отступания ледников в Приэльбрусье (150-200 лет) сформировались различные геоморфологические участки речных долин, рельеф и динамические особенности которых связаны с характером процессов, возникавших при отступании ледника, продолжительностью периода рельефообразования после освобождения ото льда, а также обусловленные высотной поясностью, в том числе наличием и характером растительного покрова. При значительном
многообразии условий руслоформирования в каждой конкретной горной долине, в целом по региону
выявляются общие закономерности формирования русел рек в высокогорных условиях – достаточно
четко выделяются высотные геодинамические зоны и морфодинамические участки долин с характерными для них типами русел и их сочетаний.
Разделение долины реки на участки (зонирование по комплексу факторов и признаков) нередко
используется при изучении горных рек (в частности, селевых). В литературе известны типизации русел горных рек по комплексу признаков для других горных регионов: В.Ф. Талмазой и А.Н. Крошкиным [1] – для горных рек Киргизии, К. Кжеменем – для Альп [2]. Задачей первых авторов являлось
выделение из огромного многообразия различных участков рек крупной горной страны (Западного и
Центрального Тянь-Шаня) таких, для которых можно определить гидроморфологические зависимо-
128
сти между характеристиками потока и русла. Авторы заведомо не рассматривали участки рек с многочисленными переходными формами и такие, на которые определяющее воздействие оказывают
внешние факторы (геология, сели, лавины и пр.), абсолютно преобладающие в высокогорье. Казимир
Кжемень с коллегами, на основе выделения морфологических участков внутри ледниковой долины
(цирки, ригели, трог), анализа уклонов, русловых форм (пороги, перекаты) и гранулометрического
состава руслообразующего материала выполнил зонирование русел некоторых горных рек в районах
древнего (Западные Карпаты – Татры), и современного (Итальянские Альпы) оледенения. В результате им была получена картина строения русла (русел) конкретных рек на современном этапе развития долины.
Проводящиеся на протяжении более 10 лет в Приэльбрусье периодические наблюдения за руслами ряда рек бассейна р. Баксан, берущих начало от горных ледников (Большой Азау, Адылсу, Каяарты, Ирик с Ирикчатом), наряду с эпизодическими обследованиями высокогорных участков других
рек района (Донгузорун, Бирджалы, Кызылкол, Субаши, Кубасанты и пр.) также позволили выявить
общую структуру и основные особенности отдельных типов русел малых высокогорных рек рассматриваемой территории [3]. Помимо этого, благодаря достаточно редкой для подобных труднодоступных территорий возможности выполнения повторных наблюдений и наличию подробного картографического материала удалось дать оценку (пока на качественном уровне) динамики русел и комплекса руслообразующих факторов для перигляциальных участков некоторых рек.
Исследуемые реки являются водотоками 2-3 порядка, имеют длину 10-15 км, площади водосбора 60-100 км2. Верхние части водосборов заняты ледниками, доля которых достигает 60 % площади бассейна. Реки имеют преимущественно ледниковое и снеговое питание, максимальные расходы
наблюдаются в июле-августе.
В целом, в связи с отступанием ледников возраст рельефа приледниковых долин Приэльбрусья
уменьшается вверх по течению. Одновременно увеличиваются уклоны, возрастает интенсивность
экзогенных процессов. В продольном профиле долин по условиям формирования и специфике русловой деятельности можно выделить четыре геодинамические зоны, различающиеся по возрасту, уклонам, морфодинамическому типу русла, характеру экзогенных процессов, составу руслообразующего
материала.
В целом, деление долин на геоморфологические отрезки соответствует таковому для рек Средней Азии и Альп. Участки рек средней Азии имеют большую протяженность, чем участки рек Кавказа, при тех же значениях уклонов.
Истоки или приледниковая зона. Область свежей (вторая половина ХХ в.) ледниковой деятельности. Длина этого отрезка долины от первых сотен метров до первых километров от истока
(ледника). Склоны долины слабо задернованы или незадернованы, уклоны русла составляют 0,1-0,2.
Водоток, иногда несколькими рукавами, течет, в основном, по рыхлым моренным толщам в днище
трогов или цирков. Переформирования русла связаны с деградацией ледника, русловая деятельность
регулярно подавляется процессами, связанными с вытаиванием мертвого льда (обрушение морены,
образование просадок, уплотнение моренных отложений и т.п.) и склоновыми процессами.
Русло в истоках неустойчивое, выделяются два основных подтипа: 1) преобладающий – невыработанное в рыхлых моренных отложениях, меняет свое положение в днище долины в результате
внешних воздействий, не всегда занимает низшую точку дна долины; 2) скальные лотки в унаследованных понижениях, выработанных до образования ледника или подледниковыми потоками, также
могут оказаться внезапно брошенными вследствие внешних воздействий или процессов на вышележащем отрезке долины и русла.
Переработка свежих ледниковых отложений происходит как в результате деятельности русловых потоков, так и за счет рассредоточенных флювиальных (флювиогляциальных) потоков от края
ледника и массивов тающего мертвого льда в боковых моренах. На выполаживаниях безрусловые
потоки образуют ручейковую сеть, аналогичную дельтовым образованиям.
Так как процессы идут очень активно, состав руслообразующих наносов изменчив и представляет собой мозаичное сочетание флювиальных, нефлювиальных (ледниковых, склоновых) и смешанных (селевых и флювиогляциальных) отложений. Повсеместно в русле присутствуют отдельные
крупные глыбы, поступившие со склонов или спроецированные из ледника и неперемещенные. Окатанность материала преимущественно 1-2 класса.
На современном этапе развития, в зависимости от местных условий таяния ледника, на приледниковом участке могут развиваться различные явления, носящие нередко импульсный, катастрофический характер. К таким явлениям можно отнести прорывы приледниковых озер, обвалы и ледниковые обвалы, сход селевых потоков разной мощности и др. Они могут изменить не только положение
129
русла в приледниковой части, но и оказывают влияние на всю долину. Возможность образования катастрофических явлений обычно невелика, однако необходимо учитывать вероятность развития подобных процессов в прошлом и будущем.
Зона верхнего течения. Длина данного отрезка долин до 5-7 км. Реки текут в унаследованном
троге, в днище которого возникает широкий пояс руслоформирования, образованный в результате
переработки рекой (водными и селевыми потоками) отложений различного генезиса. В поясе руслоформирования отмечается активное внутреннее перераспределение материала: вынос с участков с
повышенными уклонами и аккумуляция на выполаживаниях. Уклоны русла колеблются от 0,03 до
0,3. Для данного участка долины характерна ступенчатость продольного профиля, связанная с недавней ледниковой деятельностью и созданным ледником рельефом (чередование ригелей и зандровых
полей, пересечение конечноморенных валов) и склоновыми процессами (лавинные и селевые конусы
выноса, обвальные отложения). На морфологии русла это отражается в возникновении характерного
чередования порожисто-водопадных участков (на ригелях, обвальных телах, в местах регулярного
схода лавин) с участками русла с развитыми аллювиальными формами (в пределах зандров и выполаживаний выше конусов выноса). В зоне верхнего течения в реках наблюдается резкое увеличение
степени окатанности руслообразующих наносов. Аллювиальный материал хорошо обработан потоком (окатанность достигает 2-3 класса), за исключением участков прямого воздействия лавин и осыпей, где встречается необработанный склоновый материал.
Пояс руслоформирования (блуждания) реки стабилизируется в наиболее низкой части долины
(тальвеге) и все русловые деформации происходят в его пределах. На неселевых участках рек идет
постепенное формирование аллювиальных русловых форм – осередков и побочней. На реках с селепроявлениями отмечается образование селевых русел. При продолжительных межселевых периодах
на участках аккумуляции селевых отложений селевые русловые формы постепенно преобразуются в
аллювиально-селевые.
Среднее течение. Эрозионный участок долин большинства притоков, возникновение которого
во многом связано с переуглублением главной долины горного бассейна (р. Баксан), что связано как с
тектоническим строением (заложение по региональному разлому), так и с последующей экзарацией в
ледниковые периоды. На большинстве притоков это привело к образованию "висячих" долин, на
большем протяжении которых современный русловой врез представляет собой V-образные эрозионные ущелья. Перед выходом к основной долине на большинстве рек отмечается наличие приустьевой
ступени со скальным лотковым руслом каньонного типа или водопадного. Большую часть участка
занимают V-образные, изредка U-образные ущелья, врезанные в древнее днище трога (местами почти
переработанного последующими склоновыми процессами). Уклоны русел составляют 0,05-0,07 и мало изменяются по длине. Преобладающим типом русла является относительно прямолинейное русло
с неразвитыми аллювиальными формами. Прямое воздействие склоновых процессов существенно
меньше, чем в вышележащей зоне. При этом отмечается более активное воздействие лавин на русло,
чем выше по течению (при уменьшении протяженности участков русла, подверженных лавинным
воздействиям). Связано это с большей энергией лавин, путь движения которых благодаря увеличению
общей длины и крутизны склона и концентрации в лотках возрастает. Лавины выбивают материал из
русла, образуя ямы и отжимая русло к противоположному берегу. Так, на площадке ключевых наблюдений в русле р. Азау из русла лавиной были выбиты промаркированные краской валуны диаметром до
20 см и заброшены вверх по склону на 30 м. Большое количество окатанных валунов, выбитых лавинами из русла Баксана, наблюдается на древней селевой террасе вдоль русла на участке между поселками
Терскол и Азау. Правый борт долины на этом участке является одним из наиболее лавиноопасных.
Большую роль играет поступление в русло древесного материала в результате схода лавин. Застревая между крупными валунами во время половодья, он перегораживает русло и образует плотину, выше которой происходит накопление мелковалунного материала. Систематическое попадание
древесного материала в русло приводит к образованию «древесно-аллювиальных ступеней», которые
снижают скорости течения и способствуют аккумуляции наносов.
Аллювиальный материал в целом хорошо окатан (в среднем 3 класс по Хабакову), но на участках развития лавин встречаются и неокатанные обломки. Существенную роль в аккумуляции наносов играет древесный материал, образующий заломы и древесно-аллювиальные ступени. В скальных
лотках в русле преобладают огромные (от 1 до 3-5 м в диаметре) скальные глыбы местных пород (с
бортов ущелья). Они практически не перемещаются потоком и хорошо окатаны («зализаны») в зоне
воздействия потока. Между ними присутствует материал 2-3 классов окатанности диаметром 20-40 см.
Нижнее течение. На боковых притоках р. Баксан, в нижнем течении, наблюдается приустьевая
область аккумуляции – конус выноса. В истоках главного истока р. Баксан – р. Азау – приустьевая
130
область отсутствует. В устьях некоторых рек конусы имеют селевое происхождение и, как правило,
нескольких генераций.
Тип русла в пределах конуса меняется в зависимости от селевой активности. Во время схода
селя поток веерообразно растекается по конусу, очень динамично, идет переработка селевых отложений. В межселевой период русло врезается в поверхность конуса, формируя различные типы врезанных русел. В отложениях преобладает материал размыва древнего конуса выноса – преимущественно
крупный окатанный материал.
Таким образом, роль экзогенных процессов в формировании русел высокогорных рек весьма
велика, между тем выделяется четкая зональность в развитии этих процессов. Наибольшая активность и разнообразие экзогенных процессов наблюдаются в истоках, где долина освободилась ото
льда за последние 0-50 лет. Наибольшая изменчивость характера русла, наносов и наибольшая аллювиальная переработка материала происходят в верхнем течении, характеризующемся резкой сменой
уклонов, ширины пояса руслоформирования. В среднем и нижнем течении преобладают флювиальные процессы, а активность других экзогенных процессов затухает. Наибольшие переформирования
по всей длине русла наблюдаются при прохождении катастрофических селевых или наносоводных
паводков, которые характерны для районов деградирующего оледенения.
Связь отступания ледников с формированием речной сети дает возможность датирования различных участков русел горных рек и определения длительности образования различных типов русел.
Особенно детальное датирование русел возможно за период проведения инструментальных наблюдений (для Приэльбрусья – около 150 лет), которое позволяет определить время образования русла с
точностью до года. Это открывает новые возможности для изучения динамики русел горных рек.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект 10-05-00357)э.
Литература
1. Талмаза В.Ф., Крошкин А.Н.. Гидроморфометрические характеристики горных рек. – «Кыргызстан»,
Фрунзе. – 1968. – 204 с.
2. Krzemien K. Structure and dynamics of the high-mountain channel of river Plima in the Ortler-Cevedale
Massif (Sought Tirol) // River Channels – pattern, structure and dynamic. Prace geograficzne – Zeszyt 104. – Cracow:
Instytut Geografii, 1999. – P. 41-56.
3. Тарбеева А.М., Крыленко И.В., Виноградова Н.Н. Изменения русел в истоках высокогорных рек в
связи с деградацией оледенения (на примере Приэльбрусья) // Устойчивое развитие горных территорий в условиях глобальных изменений. – Владикавказ, 2010 (электронная версия).
ПРОТИВОРЕЧИЯ ТРАКТОВКИ ГРЯДОВОГО РЕЛЬЕФА ДНА КУРАЙСКОЙ
КОТЛОВИНЫ КАК РЯБИ ТЕЧЕНИЯ
Хон А.В., Поздняков А.В.
Институт мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, г. Томск,
[email protected]
Вопрос о происхождении полей грядового рельефа на дне Курайской котловины по-прежнему
остается дискуссионным. По-видимому, первыми, чей интерес вызвал грядовый рельеф на террасах и
в пределах аккумулятивных равнин в долинах рек Катуни и Чуи, были Г.Ф. Лунгерсгаузен и О.А. Раковец [1], которые отнесли их к аккумулятивным динамическим донным формам, образовавшимся
водными потоками. Они, в частности, отмечали, что «гигантская рябь» – это следы мощной пра-Чуи.
Позже были предприняты попытки реконструировать гидродинамические условия формирования
этих грядовых полей по морфометрическим характеристикам отдельных, наиболее выраженных элементов [2-5]. В основу таких расчетов были положены морфологическое сходство грядовых форм с
речными рифелями и слабовыраженная слоистость отложений. Причем, для иллюстрации грандиозности катастрофического спуска действительно существовавшей Чуйско-Курайской лимносистемы
наиболее часто приводится именно поле грядового рельефа на правобережье реки Тюте. На наш
взгляд, этот участок является самым неподходящим не только для восстановления гидродинамических характеристик, но даже для доказательства самого катастрофического паводка. Однозначная
трактовка гряд этого участка как ряби течения наталкивается на множество противоречий как гидродинамического, так и геоморфологического характера.
131
1. Наличие четко выраженной лестницы волноприбойных террас, являющееся надежным свидетельством как былых уровней, так и постепенного спуска Чуйско-Курайской лимносистемы, становится большим препятствием для реконструкции быстрого опорожнения и высоких скоростей течения в пределах Курайской котловины. Для того чтобы обойти этот геоморфологический факт требуется обосновать еще одно, причем более раннее наполнение и его катастрофический спуск.
2. Согласно предполагаемой схеме течения в Курайской котловине, наиболее выраженными и
сохранившимися должны были быть южные, а не северные участки гряд, поскольку увеличение скорости обратного течения в водовороте должно было происходить в южном направлении (рис. 1).
Рис. 1. Схема предполагаемого палеопотока в Курайской котловине.
bm – ширина зоны смешения (стрелками указано направление скорости),
umax и ur – соответственно скорость на оси транзитного потока и обратная скорость в водовороте.
3. Высота гряд колеблется от полуметра до 16 м. По какой же высоте восстанавливать гидродинамические характеристики предполагаемого потока? С севера на юг она снижается постепенно, а не
резко, как у обсохших гряд того же класса на берегах рек. Не меньшая неопределенность характерна
и для гранулометрического состава гряд. Наряду с мелкой галькой (10–25 мм), гравием (1–5 мм) и
крупным песком (0,5 – 1 мм) в разрезе широко представлена средняя и крупная галька размером от 50
до 100 мм (рис. 2). При достижении потоком неразмывающих скоростей для крупной гальки, гравийные частицы перейдут во взвешенное состояние. Ссылка на формирование отмостки, бронирующей
мелкие отложения в обычных русловых потоках в межень, здесь бессмысленна, поскольку речь идет
о подвижных грядовых образованиях, многократно перемываемых и сортируемых по ходу своего
движения.
4. Трудно себе представить одномоментное разрушение ледовой плотины высотой 600 м и протяженностью около 800 м. Тем не менее мы выполнили оценочные расчеты средней по глубине скорости, необходимой для создания гряд из частиц размером 70 мм в потоке глубиной 80 м. Оказалось,
что она составляет те самые 12 м/с, упоминаемые в работах А.Н. Рудого. Расположение правобережного грядового поля относительно транзитного потока также соответствует закономерностям теории
турбулентных струй (чего, кстати, нельзя сказать о грядовом участке в междуречье рек Актуру и Тюте). Однако такая скорость в водоворотной зоне требует, чтобы скорость транзитного течения составляла 53 м/с, что невозможно при безнапорном движении в озерных условиях. Достаточно сказать, что
скорость течения над остатками плотины, играющими роль водослива с широким порогом, составила
бы не более 31,7 м/с. Кроме того, рельеф дна Чуйско-Курайской лимносистемы таков [6], что снижение глубины над грядовым полем до значения ниже 100 м означает уменьшение глубины потока на
входе в Курайскую котловину до современных глубин р. Чуи. Это автоматически исключает существование какой-либо водоворотной зоны.
5. На правобережном грядовом участке четко выраженные гребни оказываются субпараллельными друг другу. Слабый закономерный изгиб на восток наблюдается только у первых трех гребней.
Такие гряды в русловом потоке формируются на участках поперечного сечения с малыми изменениями скоростей течения по ширине потока и характеризуются малой изменчивостью морфометрических характеристик по всей области распространения. Грядовый рельеф правобережья, напротив,
отличается резким снижением высоты и длины гряд в направлении предполагаемого течения (на восток). Кроме того, следует обратить внимание на закономерное разделение тальвегов с севера на юг от
132
более крупных на множество более мелких. На юг увеличивается и количество гребней, а расположение их относительно друг друга становится все более сложным. Такая
структура для русловых микроформ не характерна. Появление дополнительных более коротких гребней наблюдается и в русловых потоках. Но оно не нарушает ни общей
структуры ни размеров большинства элементов и носит
случайный характер. Разветвленность сети тальвегов на
правобережном участке, наоборот, закономерно возрастает
в южном направлении. Таким образом, даже морфологическое сходство грядового рельефа на правобережье р. Тюте с
микроформами руслового потока оказывается лишь отдаленным.
Рис. 2. Разрез на восточном склоне одной из грядовых форм.
Более вероятный, по нашему мнению, сценарий формирования полей грядового рельефа на дне Курайской котловины заключается в эрозионном расчленении временными водотоками первоначально выровненной поверхности
флювиогляциальных отложений. Относительно упорядоченному в пространстве расчленению способствовали пространственная однородность гранулометрического состава и структуризация сильно обводненных грунтов
под воздействием криогенных процессов. Для пояснения этой
гипотезы вернемся еще раз к структуре правобережного участка с
грядовым рельефом. При движении к верховьям тальвегов (на юг)
наблюдается их деление на тальвеги более низких порядков: единое,
хорошо выраженное вначале межгрядовое понижение делится на 2
тальвега, а они затем еще на 2 и т.д. (рис. 3). Ближе к границе
выклинивания тальвегов, с убыванием относительной высоты гряд,
тальвеги первых порядков пересекают друг друга под углом 10–15º,
образуя, таким образом, ячеистую структуру. В каждой такой ячее,
размерами 7–8 х 10–12 м, наблюдается возвышение, в центральной
части которого располагается крупнообломочный материал. По
границам этих ячеек и закладывались первоначальные водотоки.
Рис. 3. Типы эрозионного расчленения.
Обратимся к аргументам, приводимым сторонниками флювиально-катастрофического генезиса
грядового рельефа против эрозионного расчленения выровненной поверхности флювиогляциальных
отложений. Главной претензией к эрозионной гипотезе можно считать утверждение о чуждости петрографического состава отложений грядового рельефа породам долин Актру и Тюте [8]. Наши обоснованные возражения таковы.
1. Наличие конечных морен выдвигающихся из долин Актру и Тюте, представляющих собой
большие скопления несвязного материала, делает невозможным признание полной чужеродности
петрографического состава гряд породам Северо-Чуйского хребта. Постоянно протекавшие в прошлом и протекающие в настоящее время различные экзогенные процессы (в том числе и флювиальные) определяют неизбежность наличия пролювиального шлейфа именно от долин Актру и Тюте. И
это независимо от того, сколько материала было привнесено из Чуйской котловины. Даже если представить себе маловероятную ситуацию выноса обратным течением всего обломочного материала долин Северо-Чуйского хребта, остается эрозионная деятельность водотоков и плоскостного смыва,
которая выносила и продолжает выносить материал из этих долин.
2. Учитывая наличие в долине р. Тюте киноварной руды [9], утверждение об отсутствии этого
минерала в моренах представляется слишком категоричным. Отсутствие киновари в отдельных шлихах
становится недостаточным аргументом для того, чтобы быть уверенным, что его нет там, где пробы не
отбирались. Упомянутое же А.Н. Рудым, со ссылкой на Г.Г. Русанова, наличие галенита, сопутствующего киновари, напротив, дает основание предполагать присутствие киновари в долине реки Тюте.
133
Литература
1. Лунгерсгаузен Г.Ф., Раковец О.А. Некоторые новые данные о стратиграфии третичных отложений
Горного Алтая // Труды ВАГТ. – 1958. – Вып. 4. – С. 79–91.
2. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийнокатастрофическая модель. – Томск: Изд-во ТГУ, 1993. – 252 с.
3. Baker V.R., Benito G., Rudoy A.N. Paleohydrology of Late Pleistocene Superflooding, Altay Mountains,
Siberia // Science. – 1993. – Vol. 259. – P. 348–350.
4. Carling P.A. Morphology, sedimentology and paleohydraulic Significance of large gravel dunes: Altai
Mountains, Siberia // International Association of Sedimentologists, Sedimentology. – 1996. – Vol. 43. – P. 647–664.
5. Рудой А.Н. Четвертичная гляциология гор Центральной Азии: Автореф. дис. … д-ра геогр. наук. –
Томск, 1995. – 35 с.
6. Окишев П.А., Бородавко П.С. Реконструкции «флювиальных катастроф» в горах Южной Сибири и
их параметры // Вестник ТГУ. – 2001. – № 274. – С. 3–13.
7. Рудой А.Н. Гигантская рябь течения (история исследований, диагностика, палеогеографическое значение). – Томск: Изд-во Томск. гос. пед. ун-та, 2005. – 224 с.
8. Чугаев Р.Р. Гидравлика. – Л.: Энергоиздат, 1982. – 672 с.
9. Павлова Г.Г., Боpиcенко А.C., Говеpдовcкий В.А., Тpавин А.В., Жукова И.А., Тpетьякова И.Г. Пермотриасовый магматизм и Ag-Sb оруденение Юго-Восточного Алтая и Cеверо-Западной Монголии // Геология
и геофизика. – 2008. – Т. 49, № 7. – С. 720–733.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ, ВЕКОВЫЕ, МНОГОЛЕТНИЕ, СЕЗОННЫЕ И ТЕКУЩИЕ
ФОРМЫ ПРОЯВЛЕНИЯ РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ НА ГОРНЫХ РЕКАХ
Чалов Р.С.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва,
[email protected]
Русловые процессы – важнейшая составная часть флювиального рельефообразования, обусловленная воздействием речных потоков на поверхность суши. По Н.Е. Кондратьеву [1] они имеют «своей первопричиной гидрологические факторы и в своем конечном проявлении … геоморфологический
характер». Их особенностью является пространственная многоуровенность и различные временные
масштабы проявления. Это нашло отражение в классификации русловых деформаций (горизонтальных, вертикальных и связанных с формированием грядовых форм руслового рельефа), и элементарных, обусловленных перемещениями частиц наносов. Все они могут быть общими и местными, с одной стороны, направленными, развивающимися на протяжении длительных (исторических, геологических) отрезков времени, и периодическими, меняющими свой знак вследствие эволюции форм русла и форм руслового рельефа [2]. При этом разноуровенность и разные временные масштабы развития деформаций накладываются друг на друга, обусловливая сложный механизм развития флювиального (долинного) рельефа. Первым же стал рассматривать в единой теории русловых процессов развитие русел от современности до геологических отрезков времени, т.е. как геоморфологический процесс, Н.И. Маккавеев [3]. Горные реки, характеризующиеся бурным потоком, большими уклонами и
повышенной крупностью наносов (частиц аллювия) отличаются спецификой форм проявления русловых процессов на всех структурных уровнях и интенсивностью русловых деформаций.
В текущем масштабе времени (часы, сутки, недели) происходит сдвиг (отрыв) отдельных
частиц (гальки, валунов, глыб) и их перемещение. В зависимости от степени кинетичности потока и
уклонов это перемещение может быть индивидуальным (в виде движения отдельных частиц) или
бесструктурным, происходящим либо слоем галечно-валунно-глыбового материала как по коренному
скальному ложу, так и по поверхности его скоплений в виде гряд-антидюн. На горных реках для текущих деформаций характерна временная дискретность, связанная с превышением скоростью потока
неразмывающих скоростей для наносов повышенной крупности в узком диапазоне паводочных периодов. В остальное время наносы лежат неподвижно на дне потока, образуя аллювиальную отмостку; сам поток из-за прекращения размывов полностью осветляется. Вместе с тем сдвиг и перемещение крупных частиц на горных реках обеспечиваются рядом специфических явлений и механизмов:
аблювиальным эффектом, тангенциальной составляющей силы тяжести, совместным влиянием гидродинамического и гидростатического напора, насыщением потока мелким материалом, вследствие
чего повышается его плотность, проявлением закона Эри и т.д.
134
Проявляясь в сдвиге и смещении частиц наносов, такие деформации по своему характеру являются элементарными. В отличие от равнинных рек они не сопровождаются формированием микрои даже мезоформ руслового рельефа. Поэтому в геоморфологическом отношении они практически не
оставляют следов в рельефе речных долин. Но в текущем масштабе времени они сопровождаются
пульсационными.изменениями отметок дна, связанными с разливом рек и аккумуляцией наносов и
зачастую соизмеримыми с размерами сдвигаемых частиц (сантиметры – десятки сантиметров).
Сезонные (внутригодовые – месяц, сезон, год) деформации проявляются в образовании и смещении во время паводков галечно-валунных макроформ руслового рельефа (побочней, осередков,
перекатов), сопровождающимися изменениями положения стрежня потока, размывом противоположных им берегов (метры – десятки метров – сотни метров за интервал времени) в случае их сложения рыхлыми или полускальными отложениями, циклическими колебаниями отметок дна, связанными с размывом/намывом гребней гряд (сантиметры – десятки сантиметров) и изменениями положения в русле самих форм по мере их смещения (десятки сантиметров – метры, реже, на больших реках
– первые десятки метров). В геоморфологическом плане их результатом является образование поймы
как следствие зарастания растительностью обсыхающих в межень частей гряд и формирование толщи галечно-валунного аллювия (русловая фация), который кольматируется мелкоземом при незначительном их затоплении, когда отмели представляют собой только области аккумуляции мелких наносов. Особенно активные переформирования русел происходят во внутригорных котловинах и межгорных впадинах, при выходе рек в предгорья, где происходит резкое снижение уклонов и распластывание паводочного потока, в приледниковых зонах (зандровые поля) из-за избыточного поступления флювиогляциального материала, а также на конусах выноса, оконтуривающих подножья гор. Рисунок русловой сети может кардинально изменяться после прохождения каждого паводка.
По мере увеличения длительности временных отрезков геоморфологические проявления русловых процессов в горах все более идентифицируются с равнинными реками. Различия сохраняются
благодаря общей геолого-геоморфологической обстановке, особенностям гидрологического режима
горных рек и динамике потоков.
Многолетние деформации (годы, десятилетия) проявляются в смещении макроформ руслового рельефа (метры – десятки/сотни метров), развитии излучин и разветвлений, изменении их конфигурации, а в расширениях долин – положения на дне долины. Одновременно происходит периодическое изменение, вызванное, например, углублением или обмелением рукавов (метры). На этом временном уровне сказывается влияние на развитие русел выносов в главные реки большого количества более
крупных наносов, в том числе селевого генезиса из притоков, что определяет формирование ступенчатого продольного профиля. Геоморфологическим выражением этих деформаций является формирование у выпуклых берегов излучин и на островах поймы, а при отступании коренных берегов – расширение дна долины. В большинстве случаев этот процесс медленный, и развитие пойм происходит на фоне
врезания реки. Характерным для пойм горных рек является маломощность пойменной фации аллювия,
поскольку значительная часть формирующего ее мелкозема (наилка) кольматирует русловой аллювий.
Имея современный продольный профиль и используя модели выработанного профиля IQ=const [3] или
IQmd-n = const [4], можно определить направленность вертикальных деформаций и величину возможного врезания реки (в предгорьях и межгорных впадинах – аккумуляция наносов).
Скорости современных вертикальных деформаций можно определить гидрологическими методами или методами дендрохронологии по растительности на ступенях молодых пойм.
Вековые (исторические) русловые деформации (век, столетия) являются временным продолжением многолетних, в первую очередь, по направленности процессов. Но на этом временном
уровне уже в должной мере сказывается врезание русла, обусловленное восходящим развитием рельефа, но на темпах процесса сказываются колебания стока воды и наносов, связанные с периодическими изменениями климата и, в целом природных условий в бассейне реки. Скорости врезания горного потока обычно составляют от 1-2 до 8-10 см в год при непосредственном контакте потока и перемещающихся наносов со скальным ложем. Зафиксировано экстремально большое врезание горной
реки – 30-35 см/год (р. Алабуга, приток Нарына., Тянь-Шань), начавшееся в ХIV в. и продолжающееся в настоящее время (река врезается в толщу лессовидных суглинков).
Геологические (тысячелетия, миллионы лет) масштабы проявления русловых деформаций
связаны уже с исключительно направленным их характером. Таковы направленные горизонтальные
смещения врезанных излучин, приводящие к возникновению асимметрии речных долин. Скорости их
определяются только расчетом, исходя из определения возраста аллювия пойм и террас. Обычно они
не превышают первых сантиметров в год. Более значимо в геоморфологическом плане направленное
врезание русел горных рек, сопровождающееся трансформацией продольного профиля, формирова-
135
нием террас (миллиметры – сантиметры в год) и ступенчатых пойм. В условиях восходящего развития рельефа уклоны рек со временем увеличиваются, вследствие чего крупность аллювия от высоких
террас к современному руслу возрастает. Поскольку dcp = f(I), это дает возможность определять уклон
реки I времени формирования той или иной террасы.
В горных странах наиболее интенсивное врезание (в геологическом и историческом масштабах
времени) приурочено к среднему течению рек (относительно границ горной области). Это определяет
(по Н.И. Маккавееву) [3] хордовый тип формирования террас. При ступенчатом продольном профиле
рек, определяемом сложностью геоморфологического строения горной страны (Алтай, Саяны, горы
Сибири), по длине рек может быть несколько таких «хордовых» участков, границами которых служат
перегибы профиля. Изменения по длине рек уклонов, скоростей течения, водности создает закономерную смену формы транспорта наносов и типов русел, которая при ступенчатом профиле также
может иметь неоднородную продольную повторяемость.
Выполнено при поддержке РФФИ (проект 09-05-00221) и гранта Президента РФ для поддержки ведущих научных школ (проект НШ-3284.2010.5).
Литература
1. Кондратьев Н.Е., Ляпин А.Н., Попов И.В., Пиньковский С.И., Федоров Н.Н., Якунин И.А. Русловой
процесс. – Л.: Гидрометеоиздат, 1959. – 372 с.
2. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. – М.: Изд-во МГУ, 1979. – 232 с.
3. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. – М.: Изд-во АН СССР, 1955. – 347 с.
4. Чалов Р.С. Русловедение: теория, география, практика. Т. 1. Русловые процессы: факторы, механизмы,
формы проявления и условия формирования речных русел. – М.: Изд-во ЛКИ, 2008. – 608 с.
РЕЖИМ СТОКА ВОДЫ И НАНОСОВ РЕК ЛАХАРОВЫХ ДОЛИН КАМЧАТКИ
Чалов С.Р.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, географический
факультет, г. Москва, [email protected]
Области распространения современного вулканизма представляют собой особые природные
территории, в том числе и в гидрологическом отношении. Специфическими чертами отличаются реки, стекающие непосредственно с действующих вулканов. Распространение рыхлых вулканогенных
отложений, слагающих склоны и подножия вулканов, определяет особые черты водного режима рек,
поступления в них наносов и их транспорта, морфологии русла. При этом особыми природными комплексами являются участки лахаровых долин, где реки формируют осередковую многорукавность в
толще отложений прошедшего здесь вулканогенного селя.
Изучение лахаровых долин связано преимущественно с реконструкциями извержений вулканов. Практический интерес к ним определяется оценкой объемов выносимого материала в период
прохождения лахаров и связанного с этим опасностями для населения. Однако формирующаяся на их
дне сеть постоянных или временных водотоков становится активным агентом выноса и переотложения наносов в среднем и нижнем течении лахаровых долин, становясь дополнительным фактором
выноса материала.
Характерной особенностью рек лахаровых долин является повышенная мутность водного потока, фактически представляющего собой насыщенную суспензию (мутности в весовом эквиваленте
могут составлять 100000 мг/л и более). Благодаря высокой податливости рыхлых вулканогенных пород размыву и большим уклонам русел рек (порядка 25-60 ‰) их водотоки даже при малых значениях расходов воды способны переносить значительное количество взвешенного вещества. Уменьшение мутности вниз по течению связано только с притоками лахаровых долин и разбавлением взвесенесущего потока.
Другой их характерной чертой является эпизодичность стока. Отсюда эти рек получили название
«сухих» реки [1]. Эта их черта объясняется очень высокой водопроницаемостью рыхлых пород, слагающих долины. В конце июля 2010 г. на р. Сухая Елизовская (приток р. Мутная) были организованы
стационарные наблюдениях на постах, расположенных на разных участках реки. Они продолжили эпизодические исследования, проводившиеся в разные фазы водного режима в 2007-2009 гг., и позволили
дать подробную характеристику ритма водности этих рек. Характерные особенности водного и руслового режима рек, стекающих с вулканов, проявляются во внутрисуточном, годовом и многолетнем ре-
136
жиме колебаний характеристик стока. Внутрисуточный режим стока определяется таянием снежников
и ледников, питающих реки. В условиях повсеместного распространения пористого материала наличие
стока определяется также насыщением подземных горизонтов. В периоды внутрисуточного увеличения
стока вода движется по руслам рек, активно фильтруясь в рыхлые лахаровые отложения и постепенно
заполняя подрусловые пути. Последнее снижает фильтрацию и, таким образом, определяет увеличение
поверхностного стока. Освобождение подземных горизонтов вызывает очередное усиление фильтрации, являясь причиной усиления внутрисуточной цикличности стока. Изменение водности и стока наносов сопровождается русловыми переформированиями вплоть до быстрой смены типа русла.
В период наблюдений, ночью постоянный сток прекращался уже в самом верхнем течении лахаровой долины за счет фильтрации воды в подземные горизонты. В солнечный день, по мере увеличения водоотдачи с тающих снежников и ледников, наблюдается увеличения протяженности поверхностного течения. При дневной температуре 300 в июле максимум водоотдачи достигался в снежниках у подножия Корякского и Авачинского вулканов в районе 18 часов, что нашло отражение в максимуме гидрографа на верхнем створе наблюдений (рис.). По мере увеличения расходов воды на
верхней границе лахаровой долины поверхностный сток продвигается вниз по течению в форме волны. 24-26 июля, при отсутствии осадков, фронт волны паводка продвигался по лахаровой долине со
скоростью около 0,5 км за 1 час, при этом в соседних реках с галечно-валунным руслом он был значительно выше – около 2 км/час. В результате к 17-00 постоянный сток наблюдался в 6 км от начала
лахаровых отложений, а в 23 часа – почти по всей длине реки. Одновременно за счет сложных фильтрационных процессов наблюдается пульсационный ритм потока в лахаровой долине. Каждые 15-20
минут по длине реки происходило кратковременное (до 5 минут) увеличение расхода воды (до 2 раз).
Рис. Комплексный график хода уровней р. Сухая Елизовская 25-26 июля 2010 г.
Графики: верхний – гидрограф р. Сухая Елизовская (в 6 км ниже начала лахаровой долины); средние –
гидрографы р. Сухой Елизовской (в 3 км ниже начала лахаровой долины) и притока – ручья со снежника; нижний – гидрограф р. Сухой Елизовской в 1 км ниже начала лахарой долины.
В исследованную фазу водного режима определяющее влияние на наличие стока оказывают
притоки лахаровой долины, значительно слабее теряющие сток на фильтрацию. Такой правый приток
р. Сухая Елизовская, впадающий в 6 км от истока, увеличивал расход воды в 10-20 раз. В ночные и
утренние часы, когда сток выше притока в лахаровой долине полностью прекращался, приток восстанавливал поверхностный сток в лахаровой долине.
В многолетнем масштабе времени колебания стока рек в основном связаны с климатическими
факторами. Однако причиной колебаний водности рек вулканических территорий являются также
эндогенные процессы. Наиболее полноводными реки бывают в периоды таяния снега и льда во время
извержений вулканов. Крупные извержения и сопутствующие им пики водности предшествуют периоду пониженного стока вулканических рек, вызывая сокращение или полное уничтожение источника питания. В последующие годы за счет полного уничтожения источников водного стока (таяния
ледников и снежников, расположенных на склонах вулканов) происходит многократное снижение
водоносности рек.
Литература
1. Двали М.Ф. К познанию геологического строения восточного побережья полуострова Камчатки // Тр.
Нефтяного геол.-развед. ин-та, серия А. – М.-Л., 1936. – Вып. 82.
137
ПРОБЛЕМЫ ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИИ,
ПАЛЕОГЕОГРАФИИ И ГЕОЛОГИИ КАЙНОЗОЯ
ЛАНДШАФТНО-КЛИМАТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ РЕЛЬЕФА
БАЙКАЛЬСКОГО РЕГИОНА В ПОЗДНЕМ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ
Безрукова Е.В.1.2
1
Институт археологии и этнографии СО РАН, г. Новосибирск
2
Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Рельеф Байкальского региона, как и любой другой территории, сформировался в результате
длительного одновременного воздействия на земную поверхность эндогенных и экзогенных процессов. Экзогенные процессы, такие как выветривание, эрозия, денудация, деятельность ледников и другие играют важнейшую роль в формировании форм мезо- и микрорельефа. Интенсивность, направленность экзогенных процессов напрямую связана с глобальными и региональными изменениями
климата в прошлом и настоящем.
Глубокие циклические изменения, присущие климату Земли в квартере, могут быть рассмотрены на примере вариаций структуры ландшафтов и состава растительности в последний климатический цикл на территории одного из ключевых регионов Северного полушария – бассейна оз. Байкал.
Байкальские климатические записи уникальны тем, что они получены из непрерывных, датированных радиоуглеродным и палеомагнитным методом, разрезов донных отложений сверхглубокого, не
промерзавшего в ледниковые периоды до дна, внутриконтинентального озера.
Новая пыльцевая запись изменчивости природной среды Байкальского региона в позднем неоплейстоцене получена из верхних 20 м керна BDP-99 (Проект Байкал-бурение, керн 1999 г.). Верхняя часть керна BDP-99 не имеет седиментационных перерывов [1], но в пыльцевой записи есть незначительные пропуски, возникшие из-за отсутствия осадка в керне после проведения ряда других
анализов. На графике таким пропускам соответствуют заштрихованные прямоугольники (рис.). Возраст и среднее временное разрешение записи составляет около 130 тыс. лет и 400 лет соответственно.
Глубина от поверхности керна, см
А
Б
0
0
200
10
В
0
1
Д
0
10000
200
2
20
400
Г
400
30
20000
30000
600
600
40
800
3
800
50
1000
70
1200
1200
80
1400
50000
0 4 8 12 16 20
1000
60
40000
%
4
1400
90
1600
1600
100
1800
1800
110
2000
2000
120
130
2200
0
50
100
%
5
a-c
5d
5e
2200
3
4
5
‰
Рис. Суммарный график, показывающий сравнение динамики лесной (А) и степной (В) растительности с
изменением глобального климата (Б, [2]) на протяжении последнего климатического макроцикла. Г – морская
изотопно-кислородная стратиграфия. Д – детальная динамика господствовавших ландшафтов в МИС 3-1 [5].
138
Результаты исследований показали, что вслед за таянием ледников, существовавших во время
ледникового периода, аналогичного по времени морской изотопно-кислородной стадии 6 (МИС 6) и
наступлением теплого климата МИС 5е, на огромной территории бассейна оз. Байкал господствующим типом растительности стал лесной. В МИС 5е преобладали темнохвойные леса из ели, кедра и
пихты, свидетельствуя о влажном, умеренно-теплом климате. Сокращение площадей лесной растительности (высокие значения СЛИ) и смена в ее составе доминирующих видов с темнохвойных на
светлохвойные (сосна обыкновенная) наряду с расширением степной и болотной растительности позволяют реконструировать резко-континентальный, умеренно-холодный, сухой климат для подстадии
МИС 5d. Короткий интервал возврата влажного и более теплого, чем в МИС 5d климата инициировал
новую экспансию елово-пихтово-кедровой тайги начала МИС 5с, что нашло выражение и в снижении
значений СЛИ. Пока не представляется возможным провести надежные реконструкции природной
среды отдельно для каждой подстадии интервала МИС 5а-b, но можно уверенно заключить, что климат обеих подстадий был неустойчивым, а климат МИС5а мог быть ариднее, чем климат МИС 5b,
поскольку в МИС 5b широко распространялись сосновые и лиственничные лес, а на протяжении финала последнего межледникового периода уже доминировали сосновые лесостепные и разнотравнополынные сообщества.
Переходный период к МИС 4 отмечен снижением обилия пыльцы древесных и повышением значений СЛИ. Начало оледенения МИС 4 характеризовалось умеренно-холодным и влажным климатом
(почвенное увлажнение), господством растительности, аналогичной растительности современной лесотундры с елово-лиственничными редколесьями, кустарниковой тундрой, сфагновыми болотами. Климат второй половины МИС4 мог быть резко континентальным, холодным, поддерживающим развитие
разнотравных и марево-полынных с эфедрой степей на сухих прогреваемых пространствах и многочисленных осоковых низинных болот в пониженных формах рельефа (самые высокие значения СЛИ).
Некоторое смягчение климатических условий имело место при переходе к МИС 3, когда в регионе необычно распространились лиственнично-еловые редколесья и осоковые и ивовые сообщества переувлажненных мест обитания. МИС 3 в регионе рассматривается в ранге мегаинтерстадиала.
Растительность начала МИС 2 отражала контрастные условия природной среды горного региона –
доминировали лесотундры с елью, лиственницей, осоковые болота наряду с полынно-маревыми и
разнотравными степями. Растительность второй половины МИС 2 индицирует влажные, но несколько более теплые условия, способствовавшие сокращению степной растительности и расширению лесотундровой. В переходный период к голоцену доминировали лиственнично-еловые лесотундры,
кустарниковые тундры и степные сообщества.
Оптимум голоцена начался в регионе ~ 10 тыс. л.н. с наступлением умеренно-теплого, влажного климата, способствовавшего экспансии темнохвойной тайги из кедра, ели и, главное, пихты сибирской, и завершился ~ 6.5 тыс. л.н. [3]. Теплый, но менее влажный климат пост-оптимального периода голоцена способствовал формированию современного облика растительности региона с преобладанием лесного светлохвойного комплекса из лиственницы и сосны [4].
Важнейшей особенностью развития растительности региона стало наступление максимума развития еловых редколесий в начале каждого ледниково-межледникового периода за последние 130
тыс. лет. На протяжении МИС 4 впервые выделено два интервала с разным режимом доступного растениям увлажнения (атмосферного и почвенного). В целом же лесная темнохвойная растительность
на протяжении последнего климатического макроцикла получала максимальное развитие только
дважды – в условиях умеренно-влажного и прохладного климата МИС 5е и раннего – среднего голоцена или МИС 1.
Резкие и частые изменения климата последнего макроцикла от умеренно-холодного, с высоким
атмосферным увлажнением, присущего межледниковым периодам, к холодному климату ледниковых
периодов с высоким почвенным увлажнением и развитием многолетнемерзлых пород, могли быть
одним из важных факторов, влиявших на формирование регионального рельефа.
Литература
1. BDP-99 Baikal Drilling Project Members A new Quaternary record of regional tectonic, sedimentation and
paleoclimate changes from drill core BDP-99 at Posolskaya Bank, Lake Baikal // Quaternary International. – 2005. –
Vol. 136. – P. 105–121.
2. Lisiecki L.E., Raymo M.E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic D18O records //
Paleoceanography. – 2005. – Vol. 20, PA1003, doi:10.1029/2004PA001071.
3. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара Х., Летунова П.П., Шичи К., Абзаева А.А., Кулагина Н.В.
Озеро Котокель – опорный разрез позднеледниковья и голоцена юга Восточной Сибири // Доклады РАН. –
2008а. – Т. 420, № 2. – С. 248-253.
139
4. Безрукова Е.В., Летунова П.П., Абзаева А.А., Н.В. Кулагина, Белов А.В. Пыльцевые свидетельства
пространственно-временной изменчивости природной среды бассейна оз. Байкал после оледенения МИС 2 //
Новости палеонтологии и стратиграфии. – 2008б. – Т. 49, № 10-11. – С. 382-386.
5. Безрукова Е., Тарасов П., Кулагина Н., Летунова П., Абзаева А., Риедель Ф. Природно-климатические
условия осадконакопления в малых озерах Байкальского региона за последние 50 тысяч лет. – Иркутск, 2010. –
Т. 1. – С. 76-78.
ПРОСТРАНСТВЕННАЯ И ВРЕМЕННАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ ГОЛОЦЕНОВЫХ
ЭОЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ В КОТЛОВИНАХ БАЙКАЛЬСКОГО ТИПА
Выркин В.Б., Данько Л.В., Кобылкин Д.В., Опекунова М.Ю.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Во многих районах Прибайкалья ведущую роль в структуре экзогенного морфогенеза играют
эоловые процессы, определяя основные морфологические и динамические черты развития форм
рельефа. В этой связи представляется актуальным рассмотрение особенностей эолового рельефа региона, его морфологии и динамики, а также строения песчаных эоловых толщ и лёссов. Основными
очагами формирования эолового рельефа в Прибайкалье являются песчаные массивы в межгорных
котловинах и обращенные к ним наветренные склоны низкогорий.
Преобладание эоловых процессов в структуре современного экзогенного рельефообразования
Прибайкалья, отмеченное в отдельных котловинах и низкогорьях, обусловлено совокупным влиянием морфологии рельефа, особенностей литологического строения кайнозойских отложений и климата. Наиболее отчетливо прослеживается генетическая и пространственная связь зон дефляции и эоловой аккумуляции, дюнно-котловинного и бугристо-западинного рельефа, эоловых песков и лёссовидных отложений в Тункинской и Баргузинской котловинах.
В Баргузинской котловине эоловые отложения распространены в основном в северо-восточной
части, приурочены к склонам северной экспозиции и выравненным поверхностям водоразделов, пространственно тяготеют к площадкам высоких эрозионно-аккумулятивных уровней. Эоловой переработке подвержен также верхний чехол песчаных массивов – куйтунов и поверхности речных террас.
При этом отмечается увеличение мощности эоловых отложений на поверхности более высоких террас. Согласно направлению господствующих ветров изменяется гранулометрический состав эоловых
отложений в сторону уменьшения крупности и увеличения доли частиц алевритового состава (рис.).
Рис. Гранулометрический состав отложений, подверженных воздействию эоловых процессов в Баргузинской котловине (схема составлена с использованием материалов [3]).
140
Наиболее масштабное проявление эоловых процессов в Тункинской котловине отмечается в
центральной части и фрагментарно у подножья хр. Хамар-Дабан. Основное рельефообразующее воздействие этих процессов обусловлено влиянием сильных восточных ветров и локализуется в пределах массивов оголенных и полузакрепленных песков [1]. Самые мощные отложения эолового генезиса тяготеют в данной котловине к северному макросклону хребта Хамар-Дабан, а также к поверхностям террас р. Иркут и верхней толще озерно-аллювиальных отложений массива Бадар. В гранулометрическом составе отложений выявляется тенденция к уменьшению частиц от центральной части
котловины к ее южному борту.
Современное эоловое рельефообразование продолжает активное функционирование в основном в пределах оголенных песчаных массивов. Дефляция многих участков сельскохозяйственных
земель в XXI веке ослабла из-за снижения антропогенной нагрузки и проведенной во второй половине XX столетия фитомелиорации [2].
В целом эоловые пески Прибайкалья и Забайкалья сортированы слабее, чем большинство песчаных толщ пустынь. Это свидетельствует о менее длительных и активных фазах эолового перемещения материала по сравнению с современными пустынями, где деятельность ветра в рельефообразовании четвертичного периода была доминирующей. Более влажный климат Восточной Сибири определяет и большую закрепляющую роль растительности в эоловом морфогенезе. Наряду с оголенными песками, которые выступают основной ареной деятельности ветра, в Прибайкалье и Забайкалье
распространены значительные площади закрепленных и полузакрепленных растительностью песков.
Наличие закрепленного древнеэолового рельефа и погребенных почвенных горизонтов свидетельствует о нескольких этапах активизации эоловых процессов. Для их изучения в Тункинской и
Баргузинской котловинах были исследованы разрезы эоловых отложений голоценового возраста, с погребенными гумусовыми горизонтами почв. В результате были получены восемнадцать радиоуглеродных дат, фиксирующих хронологию эоловых событий на протяжении среднего – позднего голоцена.
Реконструировано шесть периодов формирования эоловых отложений: более 6000, около 5000,
2900-2400, 2000-1600, около 800 и 400-500 калиброванных лет назад (л. н.). Полученные результаты
позволяют предположить, что погребение гумусовых горизонтов почв происходило в результате достаточно активного накопления на их поверхности отложений эолового генезиса. Это также указывает
на периодическую активизацию эолового процесса в условиях значительного и неоднократного снижения влажности и, очевидно, усиления континентальности климата. Погребенные почвы фиксируют
этапы активизации почвообразования в условиях наибольшей влагообеспеченности ландшафтов.
Следовательно, условия осадконакопления на протяжении этого временного интервала не оставались
постоянными, что, в свою очередь, говорит о нестабильности ландшафтных обстановок среднего и,
особенно, позднего голоцена. Вместе с тем, вопрос о масштабах и периодичности активизации эоловой деятельности в регионе требует дополнительного изучения.
Восстановленная нами последовательность активизации эолового процесса совпадает с динамикой растительности, прослеженной на основе изучения спорово-пыльцевого состава донных отложений озера Байкал [4]. Согласно этой работе относительно высокий уровень содержания пыльцы
растений, типичных для степного биома, фиксируется около 7500, 5500, 3000 и 1000-500 л. н. Сходство двух природных хронологий может означать, что флуктуации влажности климата имели региональный характер. Одновременно, увеличение доли пыльцы степной растительности в донных отложениях выделенных временных интервалов может рассматриваться как результат усиления ветровой
деятельности. Однако, резкие изменения ландшафтных обстановок были в большей степени выражены локально, в семиаридных условиях межгорных котловин.
Сравнение наших результатов с эпизодами ослабления муссонной циркуляции [5, 6] и экологическими изменениями в засушливых регионах Центральной Азии [7-9] также показывает относительную синхронность событий. Очевидно, активизация эоловой деятельности в Байкальском регионе на
протяжении среднего – позднего голоцена тесно связана с крупномасштабными процессами циркуляции атмосферы Северной и Центральной Азии.
Таким образом, высокая динамичность природных процессов в котловинах байкальского типа
является весьма многообещающей в аспекте изучения четвертичной эволюции ландшафтов и динамики климата в контексте оценки и прогнозирования глобальных и региональных изменений природной среды. Эоловые и лессовидные отложения Байкальского региона могут быть успешно использованы для палеоклиматических и палеоландшафтных реконструкций.
Литература
1. Выркин В.Б. Современное экзогенное рельефообразование котловин байкальского типа. – Иркутск:
Изд-во Ин-та географии СО РАН, 1998. – 175 с.
141
2. Выркин В.Б. Эоловое рельефообразование в Прибайкалье и Забайкалье // География и природные ресурсы. – 2010. – № 3. – С. 25-32.
3. Лосицкий В.И., Шатковская Л.В. Карта кайнозойских отложений Баргузинской и Усть-Баргузинской
впадин. Масштаб 1 : 200 000. – Улан-Удэ: Бурятгеолком, 1985.
4. Tarasov P., Bezrukova E., Karabanov E. et al. Vegetation and climate dynamics during the Holocene and
Eemian interglacials derived from Lake Baikal pollen records // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. –
2007. – Vol. 252. – P. 440–457.
5. Wang Y., Cheng H., Edwards R.L. et al. The Holocene Asian monsoon: links to solar changes and North Atlantic climate // Science. – 2005. – Vol. 308. – P. 854–857.
6. Xingqi L., Dong H., Yang X. et al. Late Holocene forcing of the Asian winter and summer monsoon as evidenced by proxy records from the northern Qinghai-Tibetan Plateau // Earth and Planetary Science Letters. – 2009. –
Vol. 280. – P. 276-284.
7. Xiaoping Y., Tilman K.R., Lehmkuhl F. et al. The evolution of dry lands in northern China and in the republic
of Mongolia since the Last Glacial Maximum // Quaternary International. – 2004. – Vol. 118-119. – P. 69-85.
8. Yang B., Wang Y., Bräuning A. et al. Late Holocene climatic and environmental changes in arid central Asia
// Quaternary International. – 2009. – Vol. 194. – P. 68-78.
9. Xiaoping Y., Scuderi L.A. Hydrological and climatic changes in deserts of Chine since the late Pleistocene //
Quaternary research. – 2010. – Vol. 73. – P. 1-9.
ВНУТРИВЕКОВЫЕ ПРИРОДНЫЕ ЦИКЛЫ ПО ДАННЫМ
ПАЛИНОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА ОЗЕРНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ОСТРОВА
СИБИРЯКОВА (КАРСКОЕ МОРЕ)
Енущенко И.В. 1, 2 , Вершинин К.Е. 2
1
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
2
Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск
Арктика – наиболее чувствительный к глобальным изменениям климата регион [1]. Так, например, было показано, что возрастание температуры в ходе глобального потепления наиболее ощутимы именно в высоких широтах [2, 3]. Таким образом, Арктика представляет особый интерес с точки зрения корреляций палеогеографических записей.
Основой для настоящей работы стал керн озерных осадков, отобранный группой палеолимнологов (Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск) в ходе экспедиции на остров Сибирякова
(2009 г.). На основе комплексного анализа палинологических, литологических и изотопных данных
проведена оценка изменения локальной и региональной растительности за последние 200 лет. Выявлена связь циклического изменения растительности с изменением солнечной активности и инсоляции.
Показатели последних заимствованы нами из работ Lean J.L. [4], Wang Y.-M. [5] и Х. Абдусаматова [6].
Остров Сибирякова, площадью около 800 км2, расположен в южной части шельфа Карского
моря в акватории Енисейского залива. Его поверхность представляет собой местами заболоченную
равнину с мягким увалистым рельефом, многочисленными долинами рек, термокарстовыми озерами и
сухими озерными котловинами. Растительность острова относится к подзоне арктических тундр [7, 8].
Мощность отобранного керна составляет 25 см. Согласно радиоизотопным данным, осадконакопление в озере шло со скоростью в среднем 1 см за 6 лет. Для палинологического анализа образцы отбирались через каждый сантиметр. Химическая обработка материала велась по стандартной методике [9].
Диаграмма, полученная в результате спорово-пыльцевого анализа, отражает влияние изменений абиотических факторов (солнечной активности и увлажнения) на растительность. Эти изменения
укладываются в определенный по времени природный цикл. С помощью методов статистики на ней
выделено три зоны (рис.).
Следует отметить, что значительный процент древесных (Alnus, Betula sect. Albae, Pinus
sylvestris и др.), в целом не характерных для тундровой зоны, объясняется способностью их пыльцы
переноситься на большие расстояния [10-12]. Таким образом, эти данные не могут использоваться
для характеристики особенностей локальной флоры тундровой зоны в тот или иной промежуток времени, и лишь косвенно отражают состав флоры региональной. Поэтому в основе реконструкции растительного покрова были использованы только «локальные» продуценты, к которым нами отнесены
Betula sect. Nanae, Salix, Gramineae, Cyperaceae, мохообразные.
Первая (PZ 1, 24-19 см) и третья (PZ 3, 9-2 см) пыльцевые зоны характеризуются содержанием
спор сфагновых мхов (Sphagnum ssp.), преобладающих над зелеными (Bryales). Во второй (PZ 2, 19-9
142
см) наблюдается значительный скачок содержания спор зеленых мхов в осадке. Эти данные могут
свидетельствовать о том, что увлажненность территории в периоды, которым соответствуют PZ 1 и
PZ 3 была несколько выше по сравнению с PZ 2. В пользу этого говорит также характер распределения спор Lycopodiaceae в пыльцевых зонах и пыльца гидрофитов, обнаруженная в горизонтах керна,
соответствующих PZ 1 и PZ 3. Кроме того, с начала сороковых годов XX в. (время, соответствующее
PZ 2) наблюдается значительное усиление солнечной активности и инсоляции. Дальнейший их рост с
течением времени, вероятно, способствовал постепенному оттаиванию многолетнемерзлых пород и
увеличению увлажненности территории. На диаграмме это событие отражает PZ 3.
Рис. Спорово-пыльцевая диаграмма керна донных осадков о. Сибирякова.
Обращает на себя внимание синусоидальное изменение обилия пыльцы Betula sect. Nanae. При
этом вместе с увеличением числа пыльцевых зерен этого кустарника в горизонте уменьшается количество пыльцы злаков (Poaceae) и, чуть менее, осок (Cyperaceae) («сухая» фаза цикла). И, наоборот, с
уменьшением встречаемости пыльцы Betula sect. Nanae их число возрастает («влажная» фаза). Эта
закономерность так же подтверждается данными изменения «солнечных показателей». Во временном
отношении горизонтам с высоким содержанием пыльцы кустарниковых берез и низким содержанием
пыльцы злаков соответствуют периоды с высокой солнечной активностью и инсоляцией. В периоды с
низкой солнечной активностью и инсоляцией число пыльцевых зерен злаков возрастает, а кустарниковой березы снижается. Пыльцевые зоны диаграммы были разделены на подзоны.
На основании этого пыльцевой спектр последних двух верхних сантиметров керна недостаточен для выделения еще одной зоны. Однако он так же, как SPZ 1.1, SPZ 2.1 и SPZ 3.1 отражает тенденцию к уменьшению числа пыльцевых зерен злаков с возрастанием Betula sect. Nanae, что косвенно может свидетельствовать о начале «сухой» фазы.
Во временном отношении пикам Betula sect. Nanae соответствуют последовательно чередующиеся отрезки времени в 24 (SPZ 1.1), 29 (SPZ 2.1) и 12 (SPZ 3.1) лет. Снижению ее пыльцы в осадке
и увеличению роли злаков и осок, свидетельствующей о повышении увлажнения территории, соответствуют отрезки времени в 12 (SPZ 1.2), 29 (PZ 2.2) и 24 (3.2) года. Таким образом, изученный нами
керн отражает смену фаз увлажненности, которая происходила в рассматриваемый двухвековой период приблизительно в 22-летнем цикле. При этом наблюдается сокращение «сухого» и удлинение
«влажного» периодов.
Следует отметить, что, начиная с 12 см, датированного 1944 г., зависимость интенсивности
солнечного излучения и пыльцевых спектров смазывается. Примерно на эти же сроки приходится
время наибольшей активности Солнца.
143
Таким образом, зоны, выделенные на спорово-пыльцевой диаграмме, отражают влияние глобальных изменений на растительность, укладывающиеся в определенный по времени природный
цикл. В результате проведенного анализа нами была намечена закономерность развития «влажных»
фаз с высокими, а «сухих» – с низкими показателями интенсивности излучаемой Солнцем радиации.
При этом в отношении тундровой зоны Усть-Енисейского района определения периодов как «влажного» и «сухого» – понятия относительные. Обводненных угодий здесь постоянно много. И в «сухие»
периоды более или менее выраженная заболоченность тундровой зоны остается характерной ее особенностью. Вероятно «сухие» периоды следует связывать с распространением болот в пределах рассматриваемой территории, а «влажные» – с формированием в них небольших разобщенных озер или,
при значительном оттаивании грунтов, – озерных цепей.
Литература
1. Roots E.F. Climate change: hight latitude regions // Climate Change. – 1989. – № 15. – P. 223-253.
2. Smith T.M., Shugart H.H., Bonan G.B., Smith J.B. Modeling the potentional response of vegetation to
global climatic change // Adv. Ecol. Res. – 1992. – № 22. – P. 93-116.
3. Walsh J.E. The Arctic as a bellwether // Nature. – 1991. – Vol. 352. – P. 19-20.
4. Lean J.L. Evolution of the Sun’s spectral irradiance since the Maunder Minimum // Geophysical Research
Letters. – 2000. – Vol. 27 (16). – P. 2425-2428.
5. Wang Y.-M., Lean J.L., Sheeley N.R. Modeling the Sun’s Magnetic field and irradiance sinse 1713 // Astrophysical Journal. – 2005. – № 625. – P. 522-538.
6. Абдусаматов Х. Солнце и климат // Государственное управление ресурсами. – 2009. – № 3 (45). – C.
24-33.
7. Шумилова Л.В. Ботаническая география Сибири. – Томск: Изд-во Томск. ун-та, 1962. – 439 с.
8. Куваев В.Б., Кожевникова А.Д., Гудошников С.В. и др. Растительный покров острова Сибирякова. –
М.: Наука, 1994. – 160 с.
9. Faegri K. & Iversen J. Textbook of Pollen Analysis // John Wiley & Sons New York. – 1989. – 328 p.
10. Куприянова Л.А. Исследование пыльцы и спор с поверхности почвы из высокоширотных районов
Арктики // Бот. журн. – 1951. – Т. 39, № 3. – С. 258–269.
11. Niclas K.J. The aerodynamics of wind pollination // Botanical Rewiew. – 1985. – № 51. – P. 328-386.
12. Благовещенская Н.В. Субрецентные спорово-пыльцевые спектры и их сопоставление с современной
растительностью центральной части приволжской возвышенности // Бот. журн. – 1995. – Т. 80, № 10. – С. 66-73.
ВНУТРИВЕКОВЫЕ ПРИРОДНЫЕ ЦИКЛЫ ПО ДАННЫМ
ПАЛИНОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА ОЗЕРНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ПОС. СОПОЧНАЯ
КАРГА (ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ, УСТЬ-ЕНИСЕЙСКИЙ РАЙОН)
Енущенко И.В. 1, 2 , Вершинин К.Е. 2
1
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
2
Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск
В качестве объекта исследования изменений растительности в связи с изменяющимися климатическими условиями Арктика стала предметом особого научного интереса лишь со второй половины прошлого столетия. Первые сведения о флоре, растительности и фауне, имеющие важное значение в качестве сравнительного материала при палеонтологических, палео-фитологических и палинологических исследованиях, собирались здесь геологами попутно, и поэтому были весьма скудны.
Так, например, результаты исследования субфоссильных спектров соседней части Западного Таймыра, произведенные Б.А. Тихомировым (1950), весьма спорны вследствие несовершенства методики
взятия проб [1].
Спорово-пыльцевой анализ является одним из наиболее широко используемых методов при
изучении биостратиграфии отложений разного генезиса. Результаты, получаемые с помощью этого
метода, представляют собой один из наиболее надежных источников информации об изменениях локальной и региональной растительности вслед за изменяющимися абиотическими условиями среды.
Таким образом, данные спорово-пыльцевого анализа в сочетании с данными, полученными с помощью других методов, могут использоваться в палеоклиматических реконструкциях.
Нами был проведен палинологический анализ керна озерных отложений, отобранный в окрестностях пос. Сопочная Карга группой палеолимнологов (Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск) в ходе экспедиции 2009 г.
144
Пос. Сопочная Карга расположен на побережье Енисейского залива. Арктическая тундра в районе поселка характеризуется морским субарктическим климатом. Берега залива здесь сложены преимущественно дисперсными засоленными морскими и прибрежно-морскими отложениями, мощность которых достигает 100 м [1]. В соответствии со стратиграфической схемой, разработанной и
принятой для Усть-Енисейского района [2, 3], в разрезе четвертичных отложений выделяются санчуговская, казанцевская и каргинская свиты. Их подстилают верхнемеловые рыхлые отложения.
Территория целиком расположена в подзоне мохово-пушицевых тундр. В 160-170 км от южной
границы кончается лиственничная лесотундра, а в 130 км исчезают последние рощицы угнетенных
лиственниц [4]. Южнее, разрозненными группировками встречаются растительные сообщества с ольхой, ивой и кустарниковой березой.
Исходя из изотопных данных,
скорость осадконакопления верхних
13 см отобранного здесь керна (23
см) составляла в среднем 1 см за
12,5 лет. Накопление ниже лежащих
слоев шло с участием процессов
переотложения.
Об
этом
свидетельствуют
литологические
особенности, присутствие в осадке
дочетвертичных спор и пыльцы, а
также аномально большого числа
спор
плаунов
(Lycopodium).
Поэтому палинологические данные,
полученные в результате анализа
этих слоев керна, не принимались
нами во внимание. Результаты
проведенного анализа отображены
на спорово-пыльцевой диаграмме
(рис.). На ней выделено три
пыльцевых зоны, отражающие
особенности
локальной
и
региональной растительности за
последние 160 лет.
Следует
отметить,
что
спектры древесной растительности
в данном случае не могут использоваться
для
характеристики
особенностей локальной флоры
тундровой зоны в тот или иной
промежуток времени, и лишь
косвенно отражают состав флоры
региональной.
Рис. Спорово-пыльцевая диаграмма
керна донных осадков пос. Сопочная
Карга.
В результате палинологического анализа озерных отложений острова Сибирякова (Карское море) нами была выявлена связь циклического изменения растительности с изменением солнечной активности и инсоляции [5]. Из-за бòльшей континентальности климата территории, в пределах которой расположен пос. Сопочная Карга, смену фаз внутривековых циклов проследить трудно. Однако
по некоторым показателям спорово-пыльцевая диаграмма озерных отложений этого участка перекликается с диаграммой острова Сибирякова. Самое главное и показательное их сходство заключается в
увеличении обводненности территорий вслед за резким скачком инсоляции в 40-50 гг. XX в.
145
Первая пыльцевая зона характеризуется значительным процентом спор плаунов Lycopodiaceae.
Подобно нижележащим, переотложенным слоям керна (13-23 см) процент их содержания в осадке
остается аномально большим. Споры, входящие в состав рассматриваемых горизонтов керна, однородны по сохранности и, по-видимому, одновозрастны, хотя и аллохтонны. Вероятно, эти слои осадка накапливались при участии материала, сносимого в озеро с окружающей его территории.
Большую роль в PZ 1 также играют злаки. К значительному числу спор зеленых мхов здесь
примешиваются сфагновые. Примерно одинаково соотношение пыльцы ив и кустарниковых берез.
Эти данные свидетельствуют о распространении на рассматриваемой территории в промежуток 18391925 гг. лугово-болотной растительности.
В PZ 2 наблюдается резкое снижение числа диаспор Lycopodiaceae. Что еще раз подчеркивает
их аллохтонный характер в нижележащих горизонтах. Депрессия злаков в спектре, с одной стороны,
может свидетельствовать о наступлении периода «сухой» фазы. В пользу этого также говорит скачок
численности пыльцы сложноцветных (в частности Asteraceae) и появление в спектре таких таксонов,
как Liliaceae и Chenopodiaceae. С другой стороны, в PZ 2 возрастает роль сфагновых мхов, которые
по обилию, однако еще уступают зеленым. Значительно возрастает роль ив и слегка кустарниковых
берез. Таким образом, снижение содержания пыльцы злаков можно также связать с еще большим обводнением, формированием озер на территории в рассматриваемый промежуток времени.
Анализируя циклические природные процессы, биолог может охарактеризовать ареал природного цикла как площадь сходной реакции биоценоза на данный ритм природы. В площади распространения каждого природного цикла развитие фаз проявляется не одновременно, поэтому и локальные биогеоценозы вовлекаются в ритм цикла не одновременно [6]. Так периоды «сухих» и «влажных» фаз отраженные на диаграммах острова Сибирякова [5] и пос. Сопочная Карга имеют различные временные рамки.
Исходя из диаграммы, продолжительность «сухих» и «влажных» фаз на территории, в пределах
которой располагается пос. Сопочная Карга, составляет примерно 114,5 и 97 лет соответственно. Однако эти отрезки времени отражают лишь общую картину развития растительного покрова и должны
включать в себя более короткие, чередующиеся во времени «сухие» и «влажные» периоды. Выявление последних возможно при включении в палинологический анализ других данных, таких как, например, показатели речного стока за рассматриваемый период (1663-2011 гг.).
Литература
1. Троицкий С.Л. Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и прилегающей части гор Бырранга. – М.: Наука, 1966. – 208 с.
2. Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. – М.: Изд-во МГУ, 1978. – 198 с.
3. Свиточ А.А. Морской плейстоцен побережий России. – М.: ГЕОС, 2003. – 362 с.
4. Шумилова Л.В. Ботаническая география Сибири. – Томск: Изд-во ТГУ, 1962. – 439 с.
5. Енущенко И.В., Вершинин К.Е. Внутривековые природные циклы по данным палинологического
анализа озерных отложений острова Сибирякова (Карское море) // Материалы настоящего сборника.
6. Максимов А.А. Природные циклы: Причины повторяемости экологических процессов. – Л.: Наука,
1989. – 236 с.
ДИНАМИКА ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ И КЛИМАТА В ПЛИОЦЕН-ПЛЕЙСТОЦЕНЕ И
СТАНОВЛЕНИЕ СОВРЕМЕННОЙ БИОТЫ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
Ербаева М.А., Алексеева Н.В.
Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, [email protected]
Палеонтологические и геологические исследования, проведенные в последние десятилетия, позволили проследить динамику природной среды Забайкалья в связи с глобальными и региональными
изменениями климата на протяжении плиоцен-голоцена. Наиболее ранняя фауна Забайкалья представлена Удунгинским комплексом, геологический возраст которого датируется первой половиной
среднего плиоцена. В составе фауны установлены следующие виды: Hypolagus multiplicatus, H. transbaikalicus, Ochotonoides complicidens, Ochotona sp., Castor sp., Orientalomys sibiricus, Kowalskia sp.,
Gromovia daamsi, Cricetulus sp., Promimomys gracilis, P. cf. stehlini, Villanyia cf. eleonorae, Mimomys cf.
minor, Prosiphneus praetingi. В составе фауны доминируют обитатели лесных биотопов – это зайцы,
мышиные и складчатозубые пищухи. Климат был теплым и гумидным [1].
146
Фауна второй половины среднего плиоцена представлена чикойским комплексом, известным
из местонахождений Тологой 1.1. и Береговая. Состав фауны представлен Hypolagus multiplicatus, H.
transbaikalicus, Pentalagini gen., Ochotonoides complicidens, Ochotona gromovi, O. sibirica, O.
intermedia, Marmota tologoica, Castor sp., Sicista pliocaenica, Orientalomys sibiricus, Micromys minutus,
Cricetinus cf. varians, Kowalskia sp., Cricetulus sp., Promimomys cf. gracilis, Villanyia eleonorae, Mimomys minor, M. pseudointermedius, M. cf. reidi, Pitymimomys koenigswaldi, Prosiphneus praetingi.
Сообщество мелких млекопитающих свидетельствует о том, что ландшафты с преобладанием лесов сменились на лесостепные саванного типа. Широкое распространение получили открытые пространства, судя по обилию бесцементной корнезубой полевки Villanyia eleonorae (70% от общего числа
мелких млекопитающих). Появились участки открытых степных пространств. Сравнительно гумидный
климат начала среднего плиоцена изменился в сторону большей аридности, но сохранялся теплым и
семиаридным в конце среднего плиоцена. Сезонные контрасты были сглажены. В составе фауны сократилось количество европейских форм и увеличилось число Центрально-Азиатских видов [2, 3].
Позднеплиоценовый этап развития природной среды характеризуется усилением континентальности и аридности климата, который продолжал оставаться теплым. В этом временном интервале
в Байкальском регионе отмечено первое похолодание на рубеже смены полярности Гаусс-Матуяма,
на уровне 2.82-2.48 млн лет [4, 5]. Фауна этого временного этапа представлена Итанцинским комплексом, включающем Ochotona cf. intermedia, O. cf. nihevanica, Spermophilus (Urocitellus) itancinicus,
S.(Spermophilus) tologoicus, Marmota sp., Castor sp., Allactaga sp., Cricetulus cf. barabensis, Cricetinus
cf. varians, Clethrionomys sp., Villanyia klochnevi, Mimomys cf. reidi, M. cf. pusillus, M. pseudintermedius,
Cromeromys sp., Prosiphneus youngi. Доминирующими формами становятся представители степей –
суслики и корнезубые полевки рода Villanyia, и впервые появились обитатели пустынных биотопов
(Allactaga). Ландшафты стали мозаичными с преобладанием открытых степных, на склонах гор и по
речным долинам встречались леса [6, 7].
В плейстоцене продолжалось ухудшение климата. Так, в эоплейстоцене, в интервале 1.75-1.45
млн лет назад установлено второе сильное похолодание климата [4], следы которого прослежены в
континентальных осадках и в биоте региона. Это вызвало существенную реорганизацию фауны в
Байкальском регионе, как и в фаунах всей Евразии. Полностью исчезли плиоценовые формы и появились впервые новые роды – это полевки Allophaiomys, Borsodia, Lagurodon, Prolagurus, Terricola,
Eolagurus, Microtus, Lasiopodomys.
В целом эоплейстоценовая фауна включала: Crocidura sp., Ochotona bazarovi, Ochotona
tologoica, Ochotona zasuchini, Ochotonoides complicidens, Marmota sp., Spermophilus cf. tologoicus,
Spermophulis (Urocitellus) bazarovi, Borsodia chinensis laguriformes, Mimomys cf. pusillus, Allophaiomys
deucalion, Allophaiomys pliocaenicus, Lagurodon arankae, Prolagurus ternopolitanus, Prolagurus cf. pannonicus, Allactaga sp., Cricetulus barabensis, Cricetinus sp., Lasiopodomys cf. brandti, Terricola ex gr.
hintoni-gregaloides, Myopus sp., Clethrionomys sp., Alticola sp., Microtus cf. oeconomus, M. mongolicus,
Prosiphneus youngi.
Анализ эоплейстоценовой фауны позволил проследить последовательные этапы в развитии сообщества мелких млекопитающих, смену фаун, различающихся эволюционными уровнями слагающих видов, что характеризует вариабельность природной среды и климата этого периода времени [8].
Начало неоплейстоцена характеризуется дальнейшим похолоданием и усилением аридности
климата и практически полным вымиранием эоплейстоценовых таксонов. Усилившиеся тектонические процессы привели к воздыманию гор, окружающих Байкал, явившихся барьером для проникновения влажных атлантических циклонов на восток, что привело к усилению аридизации Забайкалья.
Ранненеоплейстоценовая фауна представлена Тологойским комплексом, включающим: Ochotona
gureevi, Ochotona dodogolica, Spermophilus gromovi, Marmota nekipelovi, Cricetulus barabensis, Allactaga sibirica, Ellobius tancrei, Meriones unguiculatus, Myospalax wongi, Eolagurus simplicidens, Microtus
(Stenocranius) gregalis, Microtus mongolicus, Lasiopodomys brandti, Myospalax wongi. Господствующими видами были Центрально-Азиатские формы.
Основными ландшафтами были разнообразные сухие степи, полупустыни и пустыни. Состав
фауны и палеорастительность свидетельствуют о том, что природная среда раннего неоплейстоцена
напоминала таковую южной Монголии в современную эпоху.
К среднему неоплейстоцену наблюдается снижение аридности климата, сокращаются полупустынные и пустынные участки, но сохранялись сухие степи, широкое распространение получили разнообразные луга. В составе фауны среднего неоплейстоцена наиболее многочисленными были монгольский сурок, суслики, узкочерепная и восточная полевки, ландшафтообразущими – полевка
Брандта, желтая и степная пеструшки – обитатели преимущественно аридных ландшафтов. Вме-
147
щающие их отложения сложены грубой песчанистой супесью с примесью мелкого гравия и песка,
считающимися аналогами отложений кривоярской свиты [3].
Дальнейшее прогрессивное похолодание климата привело к широкому распространению открытых перигляциальных ландшафтов, заселенных так называемой мамонтовой фауной. Общий видовой состав фауны позднего неоплейстоцена Забайкалья следующий: Sorex praecaecutiens, S. erbaevae, Sorex sp., Lepus tolai, Lepus timidus, Ochotona daurica, Marmota sibirica, Spermophilus undulatus,
Allactaga sibirica, Cricetulus barabensis, Clethrionomys rufocanus, Clethrionomys rutilus, Meriones unguiculatus, Ellobius tancrei, Lagurus lagurus, Lasiopdomys brandti, Myospalax sp., Microtus gregalis, M.
oeconomus, Microtus fortis, M.maximoviczi, M. mongolicus.
Фауны позднего неоплейстоцена Забайкалья существенно отличаются от одновозрастных фаун
Европы и Сибири, представленных обитателями тундростепных и лесотундровых ландшафтов.
В фауне Забайкалья доминировали сухостепные виды такие, как полевка Брандта, сибирский
сурок, даурская пищуха, что было связано с региональными особенностями фауны, относящейся к
Центрально-Азиатской зоогеографической провинции. Господствующими ландшафтами были перигляциальные полынные степи. В связи с аридностью климата в регионе отсутствовали резкие ландшафтно-климатические изменения при смене теплых эпох холодными. Фауны теплых и холодных
эпох включали сходные виды, однако отличались они их количественным соотношением. В холодные эпохи доминировали полевка Брандта, степная пеструшка и монгольский сурок, а в теплые периоды – даурская пищуха, тушканчик, слепушонка и суслик [9].
В целом фауна Забайкалья позднего неоплейстоцена характеризуется доминированием Центрально-Азиатских видов: Ochotona daurica, Marmota sibirica, Spermophilus undulatus, Lasiopodomys
brandti, Lagurus lagurus, Meriones unguiculatus, Ellobius tancrei, Allactaga sibirica, Microtus fortis, Microtus gregalis, Microtus maximoviczii .
В противоположность ей, в одновозрастной фауне соседнего региона Предбайкалья, господствующими элементами были тундростепные виды: Ochotona pusilla, O. hyperborea, Spermophilus parryi, Lagurus lagurus, Dicrostonyx gulielmi, Lemmus sibiricus, Lemmus amurensis, Myopus schisticolor,
Clethrionomys rutilus, Alticola sp., Microtus gregalis, Microtus middendorfii, Microtus hyperborea [10].
Хотя отдельные современные виды Забайкалья сформировались в конце среднего – начале позднего неоплейстоцена окончательное формирование современных биоценозов и основных ландшафтов
региона произошло в начале голоцена. Некоторые широко распространенные в Забайкалье виды, такие
как полевка Брандта, степная пеструшка, слепушонка, цокоры сохранялись в регионе до конца голоцена. Однако, в современную эпоху ареал их обитания находится далеко за пределами Забайкалья.
Литература
1. Erbajeva M., Alexeeva N., Khenzykhenova F. Pliocene small mammals from Udunga site of the Transbaikal
area // Colloquios de Paleontologia. – 2003. – V. Ext. 1. – P. 133-145.
2. Базаров Д.Б. Четвертичные отложения и основные этапы развития рельефа Селенгинского среднегорья. – Улан-Удэ, 1968. – 168 с.
3. Алексеева Н.В. Эволюция природной среды Западного Забайкалья в позднем кайнозое (по данным
фауны мелких млекопитающих). – М.: ГЕОС, 2005. – 141 с.
4. Karabanov E.B., Kuzmin M.I., Prokopenko A.A., Williams D.F., Khursevich G.K., Bezrukova E.V., Kerber
E.V., Gvozdkov A.A., Gelety V.F. Global glaciations of Central Asia in Late Cenozoic in terms of sedimentary record
of Lake Baikal // Geochemistry of Landscapes, Paleoecology of Man and Ethnogenesis. Abstracts. – Ulan-Ude, 1999. –
P. 35-36.
5. Prokopenko A.A., Karabanov E.B., Williams D.F., Kuzmin M.I., Khursevich G.K., Gvozdkov A.A. The link
between tectonic and paleoclimatic events at 2.8-2.5 Ma BP in the Lake Baikal region // Lake Baikal and surrounding
regions. Quaternary International 80-81. – 2001. – P. 37-46.
6. Erbajeva M.A. Late Pliocene Itantsinian faunas in Western Transbaikalia // The Dawn of the Quaternary.
Mededelingen Nederlands Instituut Toegepaste Geowettenshappen TNO. – 1998. – Vol. 60. – P. 417-430.
7. Ербаева М.А., Алексеева Н.В. Биохронологическая последовательность фауны мелких млекопитающих плиоцена и плейстоцена Западного Забайкалья: проблемы и задачи биостратиграфии // Актуальные проблемы неогеновой и четвертичной стратиграфии и их обсуждение на 33-м Международном Геологическом
Конгрессе (Норвегия, 2008 г.). Материалы Всероссийского научного совещания, Москва, 1-3 апреля 2009 г. –
М.: ГЕОС, 2009. – С. 53-58.
8. Erbajeva M.A., Alexeeva N.V., Khenzykhenova F.I. The Pliocene and Pleistocene small mammals of Eastern
Transbaikalia // Bolletino della Societa Paleontologica Italiana. – 2001. – Vol. 40, № 2. – P. 175-178.
9. Alexeeva N.V., Erbajeva M.A. Diversity of Late Neogene-Pleistocene small mammals of the Baikalian region and
implications for paleoenvironment and biostratigraphy: An overview Quaternary International 179. – 2008. – P. 190–195.
10. Khenzykhenova F.I. Diversity and dynamics of Late Anthropogene mammalian communities in the Baikal
area // Biodiversity and dynamics of Ecosystems in North Eurasia. – Novosibirsk, 2000. – Vol. 3, part 1. – P. 161-163.
148
РЕЛЬЕФ И ТЕРИОФАУНА ДЖИДИНСКОГО ГОРНОГО РАЙОНА
(ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Калмыков Н.П.
Институт аридных зон ЮНЦ РАН, г. Ростов-на-Дону, [email protected]
Если план расположения хребтов, речных долин, их морфометрия и глубины эрозионного вреза
многих долин Западного Забайкалья достиг современного уровня еще в конце неогена [1], то можно
предположить, что они в позднем плейстоцене в основном были сходны с современными. Несомненно, что в том и другом случае рельеф влиял примерно одинаково на распределение атмосферных
осадков, среднегодовых температур, суммы положительных температур, формирование облика растительности и состава фауны млекопитающих. В этой связи можно предпринять реконструкцию
ландшафтов прошлого, привлекая характеристики отложений, состав фауны наземных позвоночных,
ареалы млекопитающих и т.д. Таким примером является Джидинский горный район Западного Забайкалья, где в позднем плейстоцене (150-10 тыс. л. н.), судя по многочисленным находкам ископаемых остатков в бассейне р. Джиды, обитали не только крупные млекопитающие, но и страусы. Наземные позвоночные были представлены Mammuthus primigenius, Equus caballus (fossilis), Equus
hemionus, Coelodonta antiquitatis, Camelus knoblochi, Capreolus capreolus, Cervus sp., Bison priscus, Spirocerus cf. kiakhtensis, Ovis ammon, птицы – страусом (Struthio sp.) [1, 2]. На правобережье Джиды
рыхлые отложения, заполняя пади, делали их широкими и плоскодонными, рельеф становился всё
более выровненным. Эти отложения, поднимаясь достаточно высоко над урезом реки почти до водораздела, образуют единый чехол, сложенный глинистыми песками, грубыми палево-серыми суглинками с линзами дресвяно-щебнистого материала. Они слагают единый террасовидный увал, высота
которого составляет около 40 м [1]. В межгорных понижениях и сопряженных с ними горных склонах были развиты открытые ландшафты, о чем свидетельствует характер растительного покрова, выявленный в результате анализа спорово-пыльцевого спектра из отложений в долине р. Джиды в её
верхнем течении, вмещающих остатки ювенального шерстистого носорога, лошади и бизона [2]. В
спектре доминировала пыльца трав и кустарников, среди них почти 40% приходится на семейства
Asteraceae, Chenopodiaceae, Scrophulariaceae. В небольших количествах встречались Fabaceae,
Ranunculaceae, Droseraceae, Primulaceae. По мнению И.В. Антощенко-Оленева [1], климат в это время
был умеренным, о чем свидетельствует присутствие Primulaceae и Scorphulariaceae, возможно, теплым (Cirsium sp.) и в целом сухим (Chenopodiaceae, Artemisia sp.). На склонах гор были распространены открытые участки, которые поднимались на верхние части предгорных шлейфов. Дренирование
подземных вод, в том числе и грунтовых, происходило на уровне уреза реки, где, судя по составу
спорово-пыльцевых спектров, образовывались болота, на что указывает присутствие в спектре пыльцы Droseraceae, они были окружены лугами с Ranunculaceae, Fabaceae и зарослями Salix sp.
Отложения позднего плейстоцена Джидинского горного района содержат достаточно много остатков ископаемых животных, экологически приуроченных к разным биотопам в пределах одной географической зоны. Совместное нахождение остатков куланов и мамонтов, шерстистых носорогов и
оленей, верблюдов и архаров, по всей видимости, свидетельствует о мозаичности ландшафтов и достаточно расчлененном рельефе в этом горном районе. Западная граница ареала более сухих степей в
долине р. Джиды, очевидно, была ограничена её нижним течением, где отмечены находки остатков
кулана, верблюда и страуса, часто встречающихся на востоке в верхнеплейстоценовых отложениях
Чикойской впадины [3]. О западной границе распространения сухих степей свидетельствуют и формы рельефа, представленные долинными педиментами под склонами, образованные струйчатым
смывом и мелкоовражным размывом. Более увлажненные степи в этом районе были распространены
гораздо шире, они как бы окаймляли ареалы сухих степей. В верхнем течении р. Джиды ими были
заняты не только склоны гор в междуречье рек Джиды и Темника, но днища впадин, где были развиты делювиальные и пролювиальные шлейфы, их отложения характеризуются белесой и палевой окраской, слабой сортированностью, карбонатизацией [1], они содержат многочисленные остатки позднеплейстоценовых млекопитающих (рис.) [2].
На существование аридных условий, если не в течение всего позднего кайнозоя, то плейстоцена, особенно позднего, указывает целый ряд экзогенных процессов, участвующих в формировании
рельефа юга Восточной Сибири, в том числе процессы выветривания, плоскостной денудации, линейного размыва, карбонатизации и т.д. В Западном Забайкалье в течение плиоцена и плейстоцена
имел место теплый, умеренно теплый, умеренный, умеренно холодный и холодный климат, который
постепенно становился континентальным и достиг высшей степени континентальности и аридности в
149
конце позднего плейстоцена [4]. Об аридной климатической обстановке в плейстоцене свидетельствует и обилие отложений пролювиального и делювиального генезиса на разных его этапах, в среднем
и позднем плейстоцене во многих межгорных впадинах сформировались шлейфы, состоящие преимущественно из делювиально-пролювиальных супесчаных и песчаных отложений, способствующие
выравниванию рельефа. Грубыми пролювиально-делювиальными и пролювиальными отложениями в
большей степени сложены многочисленные конусы выноса, наземные «сухие» дельты и наклонные
шлейфы, окаймляющие подножия бортов межгорных впадин почти сплошным чехлом.
Рис. Остатки млекопитающих из местонахождения
Цакирка (Джидинский горный район): а – фрагмент нижней
челюсти Coelodonta antiquitatis, б – фрагмент нижней челюсти
Equus sp., в – mtc Equus sp., г – mtt Bison priscus, д – mtc
B. Priscus.
Анализ ландшафтно-климатической обстановки, таксономического состава фауны и флоры, условий формирования отложений показывает, что аридизация была непременным фоном эволюции
природной среды в плейстоцене не только Джидинского горного района, но и всего Западного Забайкалья. По всей видимости, нужно согласиться с мнением Д.Б. Базарова [4], что аридность и резкая
континентальность климата были обусловлены тем, что Западное Забайкалье было орографически
отгорожено от влияния западных влажных атлантических циклонов и тихоокеанских муссонов в результате его географического положения в глубине суперконтинента. Все основные горные хребты и
системы юга Восточной Сибири, сформировавшиеся на раннем орогенном этапе развития Байкальской рифтовой зоны, в раннем плейстоцене представляли собой почти законченные орографические
преграды. С этого момента, очевидно, началось выравнивание рельефа в результате разнообразных
морфогенетических процессов, одним из них была эрозия.
В свое время широко была распространена точка зрения о том, что Западное Забайкалье в зырянское оледенение позднего плейстоцена входило в южную подзону перигляциальной зоны с холодной степью и полупустыней, простиравшейся до Центральной Азии [5, 6]. Проведенный позднее
анализ спорово-пыльцевых спектров, состава фауны и литологических особенностей отложений
верхнего плейстоцена позволил Д.Б. Базарову [4] сделать вывод о том, что Западное Забайкалье по
всем параметрам не относится к перигляциальной зоне Евразии и вместе с Монголией входит в аридную зону Внутренней Азии, образуя её северную подзону. Этот вывод подтверждается тем, что на
юге Восточной Сибири нет следов плейстоценовых покровных (материковых) оледенений, хотя следы горных оледенений отмечаются во всех высокогорных сооружениях [4]. Изучение области распространения лосей (Alcinae gen. indet., Alces latifrons и A. alces) в плио-плейстоценовое время показало, что они обитали в Западном Забайкалье уже в раннем плиоцене, а в позднем плейстоцене лось
населял юг Восточной Сибири как в максимум так называемого «сартанского» оледенения, так и в
«межледниковые» периоды [7]. Эти данные подтверждают точку зрения В.И. Громова [8] о том, что в
азиатской части СССР, как и на Русской платформе [9, 10], не было множества самостоятельных покровных оледенений в четвертичном периоде. Этому взгляду не противоречит и вся история фауны
млекопитающих, представители которой также обитали в течение всего плейстоцена как в периоды
«оледенений», так и «межледниковья» [11]. Присутствие в биогеоценозах таких млекопитающих, как
мамонты, шерстистые носороги, лошади, верблюды, олени, бизоны, кяхтинские винтороги, аргали,
никак не подтверждает наличие так называемой перигляциальной зоны с холодной степью и полупустыней в позднем плейстоцене. По мнению В.И. Громова, в плейстоцене происходило постепенное
похолодание, максимум которого пришелся на его конец. Это нарастающее похолодание, в конечном
счете, привело к перестройке ландшафтов, изменению растительного покрова и фауны млекопитающих, часть ее стала вымирать не только в результате изменения природной обстановки, но и от воздействия со стороны позднепалеолитического человека [12], стоянки которого в Западном Забайкалье
достаточно многочисленны. Стали вымирать в первую очередь крупные млекопитающие из семейств
Elephantidae и Rhinocerotidae (мамонты, шерстистые носороги), происхождение которых связывают с
Африканским континентом [13]. Вымирание происходило в течение достаточно длительного времени
на фоне деградации широколиственного комплекса дендрофлоры от позднего плиоцена до раннего
голоцена, когда из растительных ассоциаций исчезли последние липы и лещины. Рельеф был более
расчленен, чем в настоящее время, о чем говорит литологический состав отложений.
150
Известно, что рельеф – динамическая система, где действие всех составляющих морфогенеза
подчинено достижению и поддержанию равновесного состояния; она стремится к наиболее устойчивому состоянию – выровненной поверхности. Из вышеизложенного вытекает, что в геологическом
прошлом, так и в настоящее время формы рельефа оказывали влияние на режим влагообеспеченности
геосистем, а физико-географические особенности поверхности направляли сток и процессы [14], определявшие дренаж поверхности, от которого зависело накопление и перераспределение имеющейся
влаги. Отрицательные формы рельефа (области аккумуляции) принимали сток вод, переносимый ими
материал и эоловые наносы, положительные формы (возвышенные участки) имели ограниченные
запасы влаги и маломощную почву, отличавшейся обычно более грубым механическим составом,
чем на низких участках, что достаточно отчетливо прослеживается в Джидинском горном районе.
С эволюцией рельефа Западного Забайкалья было связано накопление отложений различного
генезиса, способствовавших постепенному его выравниванию в течение позднего кайнозоя и формированию тех или иных ландшафтов в зависимости от литологического состава осадков и климатических условий, которые в позднем кайнозое имели определенную направленность – постепенное похолодание. Бассейновая эрозия в плейстоцене, особенно в позднем, стала преобладать над русловой
эрозией. Она способствовала образованию мощных толщ лессовидных суглинков, имеющих делювиально-пролювиальное происхождение, и выравниванию рельефа, что привело к снижению разгрузки
подземных вод и более широкому развитию во впадинах степных ландшафтов, существование которых, по мнению А.Н. Краснова [15], обусловлено чисто топографическими причинами. Климат определял внешний облик или разнообразие флоры степей, который достиг наибольшей континентальности и аридности в конце плейстоцена в результате значительного похолодания, об этом свидетельствует вся история развития млекопитающих на юге Восточной Сибири.
Таким образом, в позднем кайнозое, как и в настоящее время, сплошная степная зона в Западном
Забайкалье отсутствовала, имелись только отдельные участки. Степи были расположены на склонах
гор, иногда они выходили на водоразделы, и по днищам долин – областям развития делювиальных и
пролювиальных шлейфов, для отложений которых характерна слабая сортированность и карбонатизация. Увеличение в течение плиоцена и плейстоцена в териофауне Джидинского горного района числа
видов, экологически приуроченных к открытым пространствам, по всей видимости, свидетельствует об
усилении бассейновой эрозии, выравнивании рельефа и снижении дренажа, способствовавших расширению степных ландшафтов.
Литература
1. Антощенко-Оленев И.В. Кайнозой Джидинского горного района Забайкалья. – Новосибирск: Наука,
1975. – 128 с.
2. Калмыков Н.П., Будаев Р.Ц., Шабунова В.В. Млекопитающие позднего плейстоцена Джидинского
горного района (Западное Забайкалье) // Териофауна России и сопредельных территорий. – М.: Изд-во научных
изданий КМК, 2007. – С. 181.
3. Калмыков Н.П. Степи и млекопитающие юга Восточной Сибири в позднем кайнозое // Степи Северной Евразии. – Оренбург: ИПК «Газпромиздат» ООО «Оренбурггазпромсервис», 2009. – Т. 1. – С. 93-96.
4. Базаров Д.Б. Кайнозой Прибайкалья и Западного Забайкалья. – Новосибирск: Наука, 1986. – 182 с.
5. Равский Э.И. Осадконакопление и климаты Внутренней Азии в антропогене. – М.: Наука, 1972. – 336 с.
6. Вангенгейм Э.А. Палеонтологическое обоснование стратиграфии антропогена Северной Азии (по млекопитающим). – М.: Наука, 1977. – 170 с.
7. Калмыков Н.П., Шабунова В.В. Лоси в палеонтологической летописи юга Восточной Сибири // Эволюция жизни на Земле. – Томск: ТМЛ-Пресс, 2010. – С. 544-547.
8. Громов В.И. Проблема множественности оледенении в связи с изучением четвертичных млекопитающих // Проблемы советской геологии. – 1933. – № 7. – С. 33-46.
9. Чувардинский В.Г. О ледниковой теории. Происхождение образований ледниковой формации. – Апатиты: «Мурмангеолком», АОА «Центрально-Кольская экспедиция», 1998. – 302 с.
10. Чувардинский В.Г. Букварь неотектоники. Новый взгляд на ледниковый период. – Апатиты: Изд-во
Кольского научного центра РАН, 2008. – 85 с.
11. Орлова Л.А., Кузьмин Я.В., Калмыков Н.П., Бурр Дж.С. Хронология позднеплейстоценовой мегафауны юга Восточной Сибири // Позднекайнозойская геологическая история севера аридной зоны. – Ростов-наДону: Изд-во ЮНЦ РАН, 2006. – С. 238-242.
12. Калмыков Н.П. Природная среда и биота бассейна озера Байкал в позднем палеолите и голоцене //
География и природные ресурсы. – 2005. – № 2. – С. 34-39.
13. Верещагин Н.К., Барышников Г.Ф. Ареалы копытных фауны СССР в антропогене // Труды ЗИН АН
СССР. – 1980. – Т. 93. – С. 3-20.
14. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. – Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1984. – 264 с.
15. Краснов А.Н. Травяные степи Северного полушария // Изв. Имп. об-ва любителей естествознания,
антропологии и этнографии. – 1894. – Вып. I. – 294 с.
151
ЛИТОГЕНЕЗ ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ ВЫСОКИХ ТЕРРАСОВЫХ УРОВНЕЙ
БАРГУЗИНСКОЙ ВПАДИНЫ И ЕГО СВЯЗЬ С ИНГРЕССИЯМИ БАЙКАЛА
Коломиец В.Л.
Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, [email protected]
Баргузинская впадина расположена между поднятиями Баргузинского и Икатского горных
хребтов. Одной из особенностей этой котловины являются куйтуны Верхний и Нижний – хорошо
выраженные увалы, разделенные между собой долиной р. Аргады и широким открытым пространством по левобережью Баргузина. Высота их, относительно днища впадины, колеблется от 30-50 до
180-200 м. Тыловая часть Нижнего Куйтуна имеет пологое сочленение со склоном Икатского горного
поднятия, обрываясь в сторону р. Баргузин. Для Верхнего Куйтуна характерна обратная ситуация –
постепенное слияние с днищем и размыв в тыловой части рр. Аргадой и Гаргой. На поверхности увалов широкое развитие получили эоловые явления с образованием выработанных и аккумулятивных
форм рельефа, их крутые уступы проработаны процессами склонового смыва и овражной сетью.
Массивы куйтунов выполнены мощными толщами песчаного материала и слагают не менее семи
эрозионно-аккумулятивных и аккумулятивных террасовых уровней смешанного озерно-речного происхождения с примесью фаций пролювиального, делювиального и эолового генезиса. Согласно
структурно-текстурным особенностям, осадки террасового комплекса подразделяются на две толщи,
соответствующие этапам седиментации высоких (VII-IV) и низких (III-I) террас.
Самый высокий VII уровень эоплейстоцен-раннечетвертичного возраста высотой 110-160 м занимает наиболее возвышенную часть куйтунов, где вскрываются верхние горизонты разреза, низы
толщи обнажены в Улан-Бургинской депрессии. В целом он сложен желтовато-серыми, светлосерыми мелко-среднезернистыми (средневзвешенный диаметр частиц, x=0,3-0,5 мм), среднемелкозернистыми (x=0,2-0,3) и алевритово-тонкозернистыми песками (x=0,1-0,2). Примеси – глинистый материал (до 5-20%) и грубозернисто-песчаные мелкогравийные разности (не более 2%). Текстура песков субгоризонтальная, минеральный состав преимущественно кварц-полевошпатовый с
добавлением темноцветов, слюд и хорошей окатанностью зерен. По коэффициенту сортировки σ,
значения которого находятся в пределах 0,1-0,4, осадки характеризуются как хорошо и умеренно сортированные. Коэффициенты асимметрии Sk<1 и α>0 с положением моды преимущественно в левой,
по отношению к медиане, крупнозернистой, части эмпирического полигона распределения оценивают энергетические уровни живых сил седиментации на этот временной отрезок как относительно высокие. Значения эксцесса в подавляющем большинстве случаев положительны, что характеризует
устойчивую динамику вещества на всем протяжении осадконакопления, хорошую обработку материала, превышающую количество привноса, и, как итог, – относительно спокойный тектонический
режим. Показатели коэффициента вариации ν по всей толще принадлежат диапазону от 0,5 до 0,8,
что надежно аргументирует водное происхождение песчаных осадков (поле смешанного аллювиально-озерного генезиса).
Спорово-пыльцевые спектры из нижних горизонтов террасовидного уровня указывают на существование сосновых лесов в горном обрамлении впадины, так как содержание пыльцы хвойных
видов деревьев в отдельных пробах достигает 80 % (здесь и далее палинологические определения
В.В. Савиновой). Растительный покров состоял из семейств вересковых, сложноцветных, лютиковых,
гречишных, злаковых, маревых, а также папоротников, плаунов и мхов. Климат был теплым и умеренным. Выше по разрезу происходит резкий рост пыльцы березы и ивы и сокращение количества
хвойных, что свидетельствует о деградации сосновых лесов и появлению вторичных березовых. Такая смена могла произойти во время наступления похолодания.
Средняя часть толщи характеризуется наличием разреженных хвойных лесов (сосна обыкновенная, меньше – сосны сибирской, ели, лиственницы), которые в дальнейшем почти полностью исчезли. Преобладали открытые ландшафты, где произрастали полынь (70%), сложноцветные, гречишные и злаковые. В общем составе спектров верхней части доминирует пыльца трав, деревьев – 17%,
где присутствуют теплолюбивые Carpinus, Tsuga и Diervilla, характерные для отложений неогенового
возраста, но не исключено, что последние могли произрастать и в эоплейстоцене.
Шестой террасовый уровень ранне-среднечетвертичного возраста высотой 80-100 м, кроме
куйтунов, прослеживается по долинам крупных левых притоков р. Баргузин – Гарги, Улан-Бурги,
Аргады, Жаргаланты. Отложения его – это широкий песчаный спектр – от тонкозернистых (x=0,1-0,2
мм) до крупно-среднезернистых (x=0,5-0,6) с общим преобладанием средне-мелкозернистых (x=0,25-
152
0,4) кварц-полевошпатовых песков светло-серого, желтовато-серого цвета. Стандартное отклонение
(σ=0,06-0,4) определяет хорошую, умеренную, реже – плохую отсортированность осадков. Кроме
того, они асимметричны (Sk<1, α>0), мода сдвинута в сторону крупных частиц, эксцесс в большинстве случаев имеет знак «+». Значения коэффициента вариации песков (ν=0,45-1,02) определяют аквальный характер бассейна седиментации и относятся как к смешанному озерно-аллювиальному, так
и речному генотипам. Надежным подтверждением этому, помимо структурных особенностей, служит
набор текстурных признаков – субгоризонтальная, субгоризонтально-волнистая, косая слоистость и
преобладающая промытость отложений.
Состав растительности этой поверхности характеризуется доминированием пыльцы трав –
55,2% (Gramineae – 14,4%, Violaceae – 11,2%, Ranunculaceae – 9,6%, Primulaceae – 7,2%, Caryophyllaceae – 6,4%, Cyperaceae – 6,4%), меньшим количеством древесно-кустарниковых пород – 40% (Pinus
silvestris L. – 34,4%, Salix sp. – 5,6%) и незначительным присутствием спор (Botrychium sp. – 4,8%),
что отражает существование соснового редколесья с луговым разнотравьем в умеренных, достаточно
влажных климатических условиях.
Средненеоплейстоценовый пятый террасовый уровень высотой 50-80 м занимает широкое
пространство, обрамляя куйтуны со стороны современной долины р. Баргузин. Поверхность его, как
и поверхности более высоких порядков, в значительной степени изменена ветровой эрозией и аккумуляцией с образованием дефляционных и аккумулятивных форм с мощностью толщи перевеянных
песков до 2-3 м. По литологическим и гранулометрическим параметрам осадки имеют много качеств,
схожих с таковыми из вышезалегающей террасовой ступени. Наибольшее распространение в разрезах получили субгоризонтально-, косо-, наклонно-слоистые кварц-полевошпатовые мелкосреднезернистые (x=0,15-0,3 мм) и среднезернистые (x=0,3-0,6) пески сероватых оттенков с редкими
прослоями гравийных частиц, хорошей, а также умеренной сортировки (σ=0,13-0,4), асимметричные
со сдвинутой доминантной модой в сторону крупных частиц (Sk<1, α>0). Им свойственен положительный эксцесс и значения коэффициента вариации (ν=0,4-1,0), соответствующие области совмещенного озерно-речного и аллювиального генезиса с периодическими изменениями водности.
Палинологическая диаграмма изучаемой толщи содержит пыльцу трав – 48,5% (Sheuchzeriaceae
– 36,2%, Cyperaceae – 9,4%, Chenopodiaceae – 2,9%), деревьев и кустарников – 31,9% (Betula sp. – 21%,
Populus sp. – 5%, Pinus silvestris L. – 5,9%), а также споровой растительности – 19,6% (Botrychium sp. –
10,8%, Polypodiaceae – 8,8%). Подобные растительные ассоциации определяют наличие хорошо увлажненных болотистых местообитаний с луговыми ассоциациями и редкими березовыми колками.
Четвертый террасовый уровень высотой 25-50 м сформировался во второй половине среднего
неоплейстоцена. Отложения его выдержанной полосой окаймляют песчаные увалы и представлены в
основном ритмично-слоистыми серыми кварц-полевошпатовыми разнозернистыми песками (x=0,30,9 мм), нередко с гравием, и преобладанием мелких, а также средних фракций. Текстура – ритмичная субгоризонтальная, субгоризонтально-волнистая, косая, перекрестная. Песчаным фракциям присуща хорошая и умеренная сортировка (σ=0,09-0,7), характерна асимметрия распределений, благодаря которой крупнозернистая часть обломочного спектра оказалась значительно лучше обработанной,
чем мелкозернистая (Sk<1, α>0). Значения эксцесса плюсовые, числовые показатели коэффициента
вариации редко превышают 1,0.
По палинологическим данным, для нижней части разреза уровня свойственно наличие пыльцы
мелколиственных древесных пород, для верхней – господство споровой растительности (79%), густого покрова из папоротников семейства кочедыжниковых, плауна кроваво-красного и мхов, что указывает на повышенную влажность и похолодание климата.
Так как в руслоформирующих фракциях высоких террас подавляющее преимущество принадлежит средне-, мелко- и тонкозернистым пескам, то главным средством транспортировки обломочных частиц в водной среде на этот временной промежуток становится сальтационный способ при
функциональной зависимости взвесей. Динамика потока имела наиболее распространенный, переходный между турбулентным и ламинарным режимами тип осаждения (0,1<x<1,0), что подтверждается параметрами универсального критерия Ляпина (β>0,2), который, кроме того, указывает на непрерывность и однонаправленность природы движения аквальной среды. Проведенные палеопотамологические исследования дают возможность восстановить следующую обстановку накопления песчаных отложений. Аккумуляция совершалась в обширных слабопроточных стационарных неглубоких (до 3,5-4 м) озеровидных водоемах. Для водотоков, транспортировавших сюда обломочный материал, был свойственен умеренный гидрологический режим. Палеореки соотносятся с равнинным
(число Фруда, Fr<0,1), реже полугорным (развитые аккумулятивные формы, Fr=0,1-0,3) типами натуральных, блуждающих, чистых, незасоренных (отсутствие органических остатков) русел с водосбор-
153
ной площадью >100 км2 и свободным течением воды. Условия состояния ложа были благоприятными
и весьма благоприятными (коэффициент шероховатости, n=37-45). Для того, чтобы отложения с заданными размерностями частиц пришли в движение и испытали перенос, наименьшие значения срывающих скоростей водного потока должны были достичь предела 0,3-0,4 м/с. Новая аккумуляция
протекала при уменьшении придонной скорости до 0,18-0,24 м/с. Поверхностные скорости течения
палеорек составляли 0,6 м/с, уклоны водного зеркала – 0,5-1,6‰. Максимальные глубины в меженную фазу колебались от 0,3-0,5 до 0,9-1,2 м, ширина русел в момент самого большого заполнения водой до выхода на пойменный уровень варьировала от 20 до 110 метров. Число Лохтина (Λ=2,5-3,0)
указывает на приближение исследуемых водотоков к водоприемному бассейну в условиях близкой
дельты с делением единого, крупного русла на ряд отдельных потоков. ϕ-критерий устойчивости русел определяет их слабоподвижное (<100 единиц) состояние и неспособность выполнять существенное количество эрозионных работ.
Таким образом, слагающие высокие террасы куйтунов осадки накапливались в мелководных
проточных озерных водоемах со слабым волнением и придонным течением (горизонтально-слоистые
алевритово-тонкопесчаные разновидности береговых и прибрежных фаций лимнической макрофации) и однонаправленных слабодинамичных потоках речного облика с подпорным, замедленным
движением воды (наклонно- и косослоистые мелко-среднезернистые пески русловых и пойменных
фаций речной макрофации). Подтверждением существования озерного режима осадконакопления в
Баргузинской впадине в первой половине неоплейстоцена могут служить находки малакофауны,
представленные следующими видами моллюсков: Lymnaea (Peregriana) lagotis Schranck, L. (P.) ovata
Drap., L. (P.) peregra Müll., L. (P.) intermedia Lamarck, L. (P.) anisus Jurarilus, L. (P.) actonucus Fer., L.
(P.) armiger crista L., Euglesa (Cyelocalyx) ex. gr. obtusalis Pfeifer, Euglesa (Casertiana) aff. casertana
Poli, Pisidium sp. Средой обитания данных видов были неглубокие, стационарные, слабопроточные
водоемы с сезонным дефицитом кислорода, поросшие водной растительностью.
Что же послужило основой столь длительного существования аквального седиментогенеза в
межгорных, в том числе и Баргузинской, впадинах центральной части Байкальской рифтовой зоны
(БРЗ) во временном диапазоне от эоплейстоцена до конца среднего неоплейстоцена? Обратимся к
позднекайнозойской истории Прибайкалья – могли ли известные события привести к возникновению
особых условий формирования осадков во впадине, следы которых отчетливо фиксируются наличием
мощных (первые сотни метров) песчаных толщ высокого террасового комплекса. В первую очередь
обращают на себя внимание процессы тектогенеза. Работами исследователей-предшественников установлено, что в четвертичное время территория БРЗ испытала несколько фаз тектонической активизации [1-3].
Первой такой фазой, проявившейся не только на территории БРЗ, но и Центральной Азии была
раннеприморская фаза (1,3-1,1 млн. лет) с быстрым подъемом западного борта Байкальской впадины, прекращением ленского стока Байкала через р. Пра-Манзурку и, как следствие, – ингрессионным
повышением уровня его вод и формированием осадочных толщ на восточном побережье [3]. По результатам спорово-пыльцевых анализов и радиотермолюминесцентного (РТЛ) датирования из других
отрицательных морфоструктур, в частности Налимовской впадины (1 ± 0,09 млн. лет), самый высокий, VII террасовый уровень близок по времени образования периоду первой тектонической фазы.
Поэтому главенство комплексных лимно-аллювиальных и лимнических обстановок седиментогенеза
при накоплении седьмого уровня можно сопоставить с первой ингрессией вод Байкала в Баргузинскую
долину, что привело к появлению в ее днище достаточно крупного, но не отличавшегося большими
глубинами, озера с палеопритоками равнинного (ввиду препятствия оттоку) и полугорного типов.
Вторым моментом тектонического и вулканического оживления этой территории явилась позднеприморская фаза (800-600 тыс. лет), во время которой произошло интенсивное воздымание западного плеча Байкальского рифта [3]. Она способствовала новому подъему уровневой поверхности оз.
Байкал, последующей второй ингрессии и аккумуляции, «теплых» досамаровских песчаных горизонтов Забайкалья и Прибайкалья [1]. Свидетельства ее, по нашим исследованиям, представлены VI эрозионно-аккумулятивным террасовым уровнем. Подтверждением этому является РТЛ-возраст отложений основания песчаного увала Верхнего Куйтуна 790 и 830 тыс. лет, а также спорово-пыльцевые
спектры, указывающие на существование умеренно-теплых и влажных климатических условий. Толща имеет аквальное происхождение с соответствующим набором динамических параметров аккумуляции осадков.
Хубсугульская фаза тектонической активизации (600-400 тыс. лет) вызвала структурную перестройку данной территории, сопровождавшуюся прекращением вулканизма в центральной части БРЗ
(Витимское плоскогорье, Тункинская впадина, Джидинский район) [2]. Очевидно, что такое, столь
154
значимое, событие не могло не отразиться на характере развития других природных явлений, способствовавшее, в частности, проявлению третьей ингрессии байкальских вод. Высота ее достигала ста
метров выше современного [4]. В рельефе днища Баргузинской впадины она привела к образованию
V уровня комплексного озерно-речного генезиса. Осадки из урочища Верхний Куйтун, продатированные РТЛ-методом (почти тот же временной диапазон – от 380 до 460 тыс. лет), отлагались в постоянных лимнических водоемах с проточным режимом.
Последняя, тыйская фаза тектонической активизации (150-100 тыс. лет), ознаменовавшая переход к ангарскому стоку вод оз. Байкал [3], обусловила четвертое внедрение байкальских вод во
впадину, возникновение и удержание там неглубокого озеровидного бассейна, в котором и был
сформирован IV террасовый уровень (РТЛ подтверждение – 140 тыс. лет).
Литература
1. Логачев Н.А., Антощенко-Оленев И.В., Базаров Д.Б. и др. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. – М.:
Наука, 1974. – 359 с.
2. Рассказов С.В., Логачев Н.А., Брандт И.С. и др. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя
(Южная Сибирь – Южная и Восточная Азия). – Новосибирск: Наука, 2000. – 288 с.
3. Мац В.Д., Уфимцев Г.Ф., Мандельбаум М.М. и др. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины: строение и геологическая история. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2001. – 252 с.
4. Резанов И.Н. Кайнозойские отложения и морфоструктура Восточного Прибайкалья – Новосибирск:
Наука, 1988. – 128 с.
НОВЫЕ ДАННЫЕ ОБ УСЛОВИЯХ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ СТРАТОТИПА
КРИВОЯРСКОЙ СВИТЫ (ИВОЛГИНО-УДИНСКАЯ ВПАДИНА,
ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Коломиец В.Л., Будаев Р.Ц., Дергаусова М.И.
Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, [email protected]
Наиболее полный разрез стратотипа кривоярской свиты (нижний – средний неоплейстоцен)
высотой до 60 м (юго-западная оконечность г. Улан-Удэ, уступ террасоувала р. Селенги в 3 км выше
по течению от устья р. Уды) состоит в целом из мощной толщи песков аквального генезиса. Вскрытая
до глубины 33 м толща по своим структурно-текстурных особенностям подразделена на 9 литологических горизонтов. Примечательной ее особенностью является впервые выявленная цикличность генезиса – последовательное чередование комплексных аллювиально-озерных (1, 3, 5, 7 и 9 горизонты)
и аллювиальных (2, 4, 6 и 8 горизонты) обстановок седиментации (рис. 1).
Рис. 1. Сопоставление значений коэффициента вариации отложений урочища Кривой Яр.
Общее строение толщи характеризуется довольно широким литологическим разнообразием
рыхлых тонкообломочных пород – от песчаных алевритов (средневзвешенный размер частиц, x=0,080,09 мм), алевропесков (x=0,10-0,12) до алевритово- и алевритисто-мелкозернистых (x=0,14-0,20 мм),
мелкозернистых (x=0,22-0,24 мм) и средне-мелкозернистых (x=0,25-0,31 мм) песков.
Аллювиально-озерные отложения имеют очень хорошую, совершенную, хорошую, реже умеренную сортировку (коэффициент сортировки Траска S0=1,14-1,49; стандартное отклонение σ=0,080,22), которая отражает увеличение длины их перемещения в бассейне седиментации (рис. 2). Осад-
155
кам свойственно асимметричное распределение со сдвинутой в сторону крупных частиц модой (коэффициенты асимметрии: Траска Sk<1, статистический α>0), что определяет повышенную степень
энергетического баланса среды аккумуляции. Тектонические условия процесса формирования наносов были стабильными с некоторым дефицитом поступающего вещества (эксцесс τ=1,98-73,63). Величина коэффициента вариации (ν=0,55-0,78) устанавливает аквальное происхождение изучаемых
осадков области совмещенного озерно-речного генезиса (0,4<ν< 0,8).
Рис. 2. Гранулометрический состав отложений комплексного генезиса (2081-8 – номер пробы).
По потамологическим данным палеоводотоки, впадавшие в лимнический стационарный проточный водоем глубиной 1,1-2,1 м, имели поверхностную скорость течения – 0,4 м/с, срывающую
скорость, приводящую в движение осадочный материал, – 0,3 м/с, придонную скорость отложения,
при достижении которой происходила аккумуляция транспортируемых наносов, – 0,2 м/с. Уклон
водного зеркала составлял 0,07-0,58 м/км. В межень высота водного столба была всего 0,4-0,8 м, что
по гидрологическим закономерностям вполне достаточно для переноса самого мелкого субстрата во
взвешенном состоянии. Слабоподвижное (ϕ-критерий устойчивости <100 единиц) русло равнинного
типа (число Фруда, Fr<0,1) с площадью водосбора >100 км2 этого водотока находилось в естественных, благоприятных условиях состояния ложа со свободным течением воды (коэффициент шероховатости, n>42). Динамика потока характеризовалась в основном переходным типом между ламинарным и турбулентным режимами осадконакопления, а также сальтационным способом транспортировки частиц (0,1<x<0,35). Число Лохтина (Λ=1,79-2,15) указывает на приближение исследуемых водотоков к водоприемному бассейну в условиях близкой дельты с фуркацией единого, крупного русла
на ряд отдельных потоков шириной от 28,6 до 33,4 м.
Таким образом, песчаные алевриты и алевропески формировались в акватории озерного водоема со слабым волнением и придонным течением (лимническая макрофация), а более крупные псаммитовые разности приносились мигрирующими речными потоками с пониженными скоростями движения воды (речная макрофация).
Подавляющая часть гранулометрического спектра (75-90%) осадков аллювиального генезиса
сосредоточена в двух фракциях – 0,315-0,14 мм (20-50%) и <0,14 мм (30-80%). Песчаных частиц другой размерности, в первую очередь среднезернистых, меньше (1-20%), еще реже встречаются крупнои грубозернистые (0,5-7%), мелкогравийные частицы единичны (0,1%) (рис. 3).
Рис. 3. Гранулометрический состав отложений речного генезиса.
156
Путь перемещения осадков в среде седиментации имел укороченную длину, что отразилось в
значениях их сортировки – от хорошей и умеренной до недостаточной (S0=1,34-1,87; σ=0,14-0,29).
Динамика этой среды в целом не отличалась высоким потенциалом, присутствуют небольшие вариации в сторону его усиления (Sk<1; α>0) или же ослабления (Sk>1; α>0) на фоне стабильности протекания процессов эндогенеза (τ>0, τ>>0) в аквальных условиях (поле однонаправленных постоянных
речных водотоков с сезонным колебанием водности – ν>0,8). Палеодинамические характеристики
определяют осадкообразовательный процесс водотоками равнинного (Fr=0,03-0,08) типа с постоянными руслами (площадь водосбора >100 км2) в благоприятных условиях состояния ложа и течения
воды (n>40) при близком впадении в конечный водоем (Λ=1,8-2,0). Поэтому им были свойственны
незначительные продольные уклоны – до 0,08‰, а также набор невысоких скоростных характеристик: перемещения – 0,3 м/с, отложения – 0,2 м/с и течения воды – 0,3-0,45 м/с. Необходимый минимум плесовых глубин для транспортировки вещества с заданными свойствами в меженный период не
превышал 0,6 м. При наступлении максимальной фазы заполнения водой русел, за которой следовал
период полых вод, ширина их достигала 60-170 м при 1,3-5,1 м глубины. Динамизму потоков был
свойственен переходный между ламинарным и турбулентным режимами тип осаждения (0,1<x<1,0),
что соотносится с перемещением по способу «пушечного ядра» с подчиненной ролью взвесей. В фациальном отношении осадки принадлежат русловым нестрежневым и пойменным фациям.
Аквальный характер седиментогенеза подтвержден данными минералогического анализа, на
основании которого выделяются три толщи, имеющие различный генезис осадконакопления. Нижняя
– преимущественно аллювиальная характеризуется наибольшим содержанием магнетита (до 4%),
граната (до 2,5%), оливина (до 1,5%), монацита (до 2%), ильменита (до 2,5%), рутила (до 1,5%) и
циркона (до 2,5%). Средняя – формировалась при различных климатических условиях и физических
факторах, на что указывает повышенное содержание монацита (до 3%), граната (до 1,5%) и биотита
(до 3%) по сравнению с вышележащей пачкой. Верхняя – русловые и пойменные, а также подводнодельтовые отложения с долей эоловых преобразований, где наряду с монацитом (0,5%), лимонитом
(1,5%), гематитом (1,5%) и магнетитом (3%), присутствуют ильменит (0,5%) и сфен (матовый, 3,5%),
характерные для ветровых образований (процентное содержание минералов рассчитывалось из количества 1000 зерен – 100%).
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА И МЛЕКОПИТАЮЩИЕ
СТАВРОПОЛЬСКОГО ВЫСТУПА В НЕОГЕНЕ
Матишов Г.Г.1, Калмыков Н.П.2
1
Южный научный центр РАН, г. Ростов-на-Дону, [email protected]
2
Институт аридных зон ЮНЦ РАН, г. Ростов-на-Дону
От Русской платформы до Западно-Аравийской рифтовой зоны на северном и южном склонах
Большого Кавказа простирается Транскавказское поперечное поднятие, действующее с орогенного и
доорогенного альпийского периода [1, 2]. Ставропольский выступ (наибольшая высота – гора Стрижамент, 832 м) является одним из элементов этого поднятия и занимает центральное положение среди равнин Предкавказья, простирающихся от подножия Большого Кавказа на юге до Манычской впадины на севере. На севере он полого понижается к Манычскому прогибу, отделяющего его от расположенной севернее Ергенинской возвышенности с абсолютными высотами до 214 м, относящейся
уже к Русской равнине. Ставропольское плато слабо расчленено местной гидросетью, от холмистых
гряд Южных Ергеней оно отделено полосой низменной равнины с остаточными озерами на месте
Манычского прогиба. Все эти черты рельефа довольно далеки от неогеновых [3], а особенности геоморфологического развития и фауны млекопитающих в позднетретичное время дают основание считать его одним из интереснейших периодов в истории Центрального Предкавказья.
В среднем миоцене (чокрак) высота осевой зоны Большого Кавказа в западной, центральной
части и на широте Терского хребта, по всей видимости, не была большой. Она не представляла собой
орографического рубежа для проникновения с юга и юго-востока наземных млекопитающих, остатки
которых известны из местонахождения Беломечетская в верхнем течении р. Кубань. Северные склоны и предгорья центральной части осевой зоны и юго-западную часть Ставропольского выступа в это
время населяли разнообразные крупные млекопитающие, в том числе Amphicyon caucasicus, Crocuta
157
abessalomi, Laphyctis sp., Pseudailurus sp. Orycteropus sp., Gomphotherium sp., Platybelodon danovi, P.
jamandzhalgensis, Anchitherium sp., Paranchitherium karpinskii, Aceratherium sp., Dicerorhinus caucasicus, Chilotherium sp., Phyllotillon sp., Caucasotherium efremovi, Kubanochoerus robustus, Bunolistriodon sp., Dorcatherium sp., Lagomeryx sp., Micromeryx sp., Dicrocerus belometshetkense, Heteroprox sp.,
Paradicrocerus flerovi, Palaeotragus sp., Hypsodontus miocenicus, Kubanotragus sokolovi, Paratragocerus
caucasicus [4, 5].
Экологические особенности млекопитающих свидетельствуют о расчлененности рельефа Центрального Предкавказья и Ставропольского выступа, обусловившей разнообразие не только экологических ниш, но и млекопитающих. Подавляющее большинство форм (Platybelodon, Anchitherium,
Phyllotillon, Kubanochoerus) – обитатели преимущественно влажных стаций и заболоченных пространств, однако экология трубкозуба (Orycteropus sp.) в большей степени связана с относительно
засушливой обстановкой, указывающей на близость степи типа саванн или лесостепи. Об этом свидетельствует таксономический состав и мелких млекопитающих: Scotopilus sp., Tadarida sp., Amphechinus sp., Schizogalerix sp., Albanensia sp., Microdiromys koenigswaldi, Cricetodon ex gr. aures, C. meini,
Deperetomys sp., Democricetodon cf. mutilus, D. gaillardi, Fahlbuschia aff. koenigswaldi, Megacricetodon
minor, Turcomys caucasicus, Protalactaga sp. [6]. Костные остатки происходят из желтовато-серого,
местами косослоистого, рыхлого песчаника с редкими прослоями гравия, наличие гравия и гальки,
возможно, свидетельствует о довольно сильных и быстрых потоках, доставлявших в зону аккумуляции остатки млекопитающих из разных мест в бассейне реки. Для среднемиоценовых отложений
Центрального Предкавказья и Ставропольской возвышенности характерно уменьшение грубозернистости материала от древних к более молодым горизонтам и появление местами грубообломочных
образований, обусловленных ослаблением или усилением эрозионно-денудационных процессов [7].
Общность таксонов млекопитающих беломечетской фауны с фауной Монголии и Балканского полуострова, а также направление, по которому шло взаимопроникновение платибелодонтовой фауны из
Центральной Азии в Европу [5], несмотря на изменение очертаний Кавказской суши и её рельефа,
подтверждают то, что сухопутные мосты, по которым происходило их расселение, были постоянными в Закавказье и менее в Предкавказье [8].
Во второй половине среднего миоцена положение береговой линии вдоль Кавказской суши оставалось почти без изменений, трансгрессия в караганский и конкский века происходила в основном
в северном направлении, где море было мелководным [9]. Существование суши на месте Ставропольского выступа доказывают многочисленные находки отпечатков континентальных насекомых и
их личинок (стрекоз, комаров, ручейников) в мергелях караганского возраста, наличие которых опровергает мнение предыдущих исследователей о том, что в среднемиоценовое время в пределах Ставрополья существовал морской режим [10].
Близкая картина распределения суши и моря на Северном Кавказе, по всей видимости, была и в
позднем миоцене, когда в начале сармата трансгрессия мелководного моря захватила низкие участки
суши в Предкавказье. В среднем сармате обмелевшее море продолжало наступать на платформу, при
этом одновременно происходила небольшая его регрессия на юге. В позднем сармате суша расширяется в результате полного осушения территории Предкавказья и освобождения из-под уровня моря
южных участков Русской платформы. Ставропольский выступ, соединявшийся на юге с горной системой Большого Кавказа, в это время разделял Азово-Черноморский и Каспийский морские бассейны, связь между ними осуществлялась только через Манычский пролив [11]. В сарматское время выступ был покрыт вечнозеленой растительностью, характерной особенностью которой было присутствие представителей субтропической флоры почти до конца миоцена [12], в том числе платана (Platan
aceroides), широко распространенного на западе Ставропольской возвышенности [13]. В позднем
сармате Ставропольское плато населяли млекопитающие гиппарионовой фауны, об этом свидетельствуют находки остатков Hipparion, Rhinoceros, Aceratherium, Listriodon, Gazella и Sus из верхнесарматских песков горы Куцай – представителей пикермийской фауны [14].
В позднеорогенный (конец миоцена – ранний плиоцен) период в центральной части Кавказа
поднятия становятся более интенсивными, они приводят к тому, что в конце раннего плиоцена на
Центральном и Восточном Кавказе возникает высокогорный рельеф [1]. Ставропольский свод в это
время продолжал также подниматься, на юго-востоке и северо-западе Большого Кавказа происходило
выравнивание рельефа, формировались предгорные равнины. Позже, в мэотисе – понте, плато населяли Hipparion sp., Chilotherium cf. schlosseri и Tragocerus sp., остатки которых известны из отложений средней части разреза армавирской свиты (правый берег р. Кубани напротив г. Армавира) [15],
состоящей из пестроцветных и красных глин и косослоистых песков и залегающей на отложениях
верхнего сармата. В мэотисе произошел значительный прирост суши в результате повсеместной рег-
158
рессии моря, значительно выдвигается Ставропольский п-ов, сужается Манычский пролив, образуется суша в районе Южных Ергеней [11].
В раннем плиоцене Ставропольскую возвышенность продолжали населять представители гиппарионовой фауны: Desmana sp., Talpa sp., Lepus sp., Ochotona cf. antiqua, Cricetus sp., Vulpes
odessana, Dinocyon cf. teilhardi, Ursus cf. arvernensis, Lynx cf. issiodorensis, Anancus arvernensis, Deinotherium sp., Hipparion stavropolensis, Tapirus cf. arvernensis, Dicerorhinus aff. ringstroemi, Aceratherium cf. incisivum, Propotamochoerus provincialis, Pseudalces mirandus, Procapreolus cusanus [5, 16-19]
из аллювиальных отложений карьера Косякино. Геологическое строение прилегающего района говорит о том, что палеорека в результате глубинной эрозии врезалась в толщу среднесарматских известняков. Общий облик фауны указывает на то, что на возвышенности были распространены лесные
массивы, которые населяли медведи, рыси, дейнотерии, мастодонты-ананкусы, тапиры, свиньи, лоси
и косули, что противоречит общепринятому мнению о безлесных ландшафтах в период существования гиппарионовой фауны. Ставропольский гиппарион обитал в залесенных ландшафтах, рельеф был
достаточно расчленен.
В начале позднего плиоцена на востоке Ставропольского плато в бассейне р. Кумы обитали бугорчатозубые мастодонты (Mastodon arvernensis) и слоны (Archidiskodon garutti), остатки которых
обнаружены в светло-серых, средне- и крупнозернистых, диагонально слоистых песках, обнажающихся в карьере Зубова Гора на левом берегу р. Сабля [20, 21]. Они лежат по неровной поверхности
на плотном, мергелистом желтовато-палевом алеврите. Сверху они перекрываются линзовидно переслаивающимися коричнево-серыми, известковистыми глинами и глинистыми косослоистыми песками и галечниками.
На рубеже плиоцена и плейстоцена в верховьях долины реки Егорлык происходило накопление аллювиальных отложений, особенности строения которых определялись ландшафтной обстановкой на водосборе, рельефом его поверхности. В них в балке Твердова, имеющей большую протяженность и открывающейся устьем в долину реки, был найден почти полный скелет южного слона (Archidiskodon meridionalis) [22]. Место захоронения слона, по всей видимости, представляло собой участок долины пра-Егорлыка, где аккумулировались довольно широкие пойменные террасы, сложенные пойменным аллювием и подстилаемые русловым аллювием. Их характер, как правило, рассматривается как функция гидрологических условий в русле реки [23]. Для аллювия характерна плохая
сортировка, отсутствие фаций, малая мощность, по мере удаления от истока реки пойменные отложения переходили в суглинки и (реже) глины. На поверхности поймы сохранялись староречья (old
river bad), где накапливался старичный аллювий. Бóльшая мощность пойменного аллювия в сравнении с русловым свидетельствует об усилении аккумуляции взвешенных наносов на пойме во время
его гибели. Она была вызвана увеличением неравномерности жидкого стока, общим возрастанием
доли взвешенных частиц и уменьшением доли влекомых наносов, что указывает о преимущественной роли бассейновой эрозии в формировании пойменных террас. Преобладание пойменного аллювия характерно для «безлесных» зон (степи типа саванн и т.д.). О доминирующей роли бассейновой
эрозии свидетельствует и то, что пра-Егорлык не в состоянии был переработать поступающий материал, поэтому аллювий оказался рассеянным в виде линз и прослоев в толще непереработанных рекой отложений, покрывших труп слона. Литологические признаки (комковатая текстура, их пестроцветность с преобладанием желто-буроватых тонов, присутствие гипсовых друз) указывают на преимущественно субаэральное происхождение отложений. Присутствие красноцветных глинистых отложений и «гипсовых роз» свидетельствуют о том, что их формирование происходило в условиях
сухого и относительно жаркого климата в местах дренирования (разгрузки) подземных вод. По всей
видимости, рельеф на водоразделах ввиду сильной бассейновой эрозии был достаточно расчленен
густой сетью оврагов и балок, в которых происходила разгрузка подземных вод и произрастала древесная растительность. На водоразделах произрастала не только травянистая, но и древесная растительность.
О том, что эрозионное врезание раннеапшеронского времени не было значительным не только
на Ставропольском выступе, но и в зоне предгорий, свидетельствует малое превышение акчагыльских галечников над днищами апшеронских равнин. Нижнеапшеронские осадки постепенно заполняли неровности резко расчлененного акчагыльского рельефа. Происходила аккумуляция пестроцветного песчано-глинистого аллювия и красно-бурых делювиальных глин, относительно тонким чехлом
перекрывающие сниженные водоразделы и заполняющие неровности на водоразделах. Процесс аккумуляции осадков и заполнения долин происходил, по всей видимости, на обширных пространствах
в течение апшерона. Накопление тонкозернистых глинистых осадков, заполнение неровностей рельефа, развитие процессов боковой эрозии и выполаживание склонов привели в апшероне к повсемест-
159
ному выравниванию рельефа. Аккумуляция глинистых осадков на выступе и в долинах рек свидетельствует о малой амплитуде тектонических движений в конце акчагыла и начале апшерона. Состав
фауны млекопитающих (южные слоны, эласмотерии, носороги, лошади), а также литологический состав осадков и развитие красноцветных толщ свидетельствует о том, что климат на Ставропольском
плато в конце неогена был намного теплее современного, его рельеф более расчленен и облесен.
Литература
1. Милановский Е.Е. История развития и особенности структурного рельефа Кавказа // Общая характеристика и история развития рельефа Кавказа. – М.: Наука, 1977. – С. 206-221.
2. Хаин В.Е. О роли Транскавказского поперечного поднятия в доорогенном альпийском развитии большого Кавказа // ДАН. – 2009. – Т. 426, № 1. – С. 81-83.
3. Гниловской В.Г. Особенности геоморфологии северо-западных склонов Ставропольских высот // Материалы по изучению Ставропольского края. – 1953. – Вып. 5. – С. 33-42.
4. Габуния Л.К. Беломечетская фауна ископаемых позвоночных. – Тбилиси: Изд-во «Мецниереба», 1973.
– 138 с.
5. Габуния Л.К. Наземные млекопитающие // Стратиграфия СССР. Неогеновая система. – М.: Недра,
1986. – Полутом 2. – С. 310-327.
6. Габуния Л.К., Бендукидзе О.Г. Мелкие млекопитающие Беломечетской (Северный Кавказ, чокрак) и
их биостратиграфическое значение // Сообщения АН ГССР. – 1984. – Т. 113, № 1. – С. 93-95.
7. Хаин В.С., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. – М: Изд-во МГУ, 1995. – 480 с.
8. Матишов Г.Г., Калмыков Н.П. О палеогеографии Кавказской суши в третичном периоде // Вестник
Южного научного центра. – 2010. – Т. 6, № 3. – С. 25-31.
9. Кузнецова Т.А. О зональных различиях в спорово-пыльцевых спектрах акчагыльских отложений Поволжья // ДАН. – 1966. – Т. 171, № 3. – С. 683-685.
10. Каспиев Б.Ф. Выходы третичных насекомоносных слоев под Ставрополем Кавказским // Природа. –
1939. – № 8. – С. 75.
11. Сафронов И.Н. Проблемы геоморфологии Северного Кавказа и поиски полезных ископаемых. – Ростов-на-Дону: Изд-во Ростов. ун-та, 1983. – 160 с.
12. Заклинская Е.Д. Материалы к истории палеогеновой и неогеновой флор Северного Кавказа (предварительные данные по результатам спорово-пыльцевого анализа опорного разреза) // Вопросы петрографии и
минералогии. – М.: Изд-во АН СССР, 1953. – С. 419-446.
13. Кутузкина Е.Ф. Платан из сарматских отложений Северного Кавказа // Ботан. журн. – 1958. – Т. 43,
№ 1. – С. 81-85.
14. Иванов А.П. Фауна позвоночных в верхнесарматских отложениях Ставропольской губернии // Изв.
Имп. АН. VII сер. – 1916. – Т. 10, № 3. – С. 195-198.
15. Алексеева Л.И. Значение фауны млекопитающих армавирской свиты для стратиграфии континентальных толщ Северного Кавказа // Тр. ГИН АН СССР. – 1959. – Вып. 32. – С. 185-191.
16. Каспиев Б.Ф. К плиоценовой истории Ставрополья // Природа. – 1940. – № 1. – С. 93-94.
17. Верещагин Н.К. К истории фауны позвоночных и развития ландшафтов Ставрополья в неогене // Материалы по изучения Ставропольского края. – 1954. – Вып. 6. – С. 169-176.
18. Габуния Л.К. Об остатках млекопитающих из среднего плиоцена Северного Кавказа (Косякино) //
Палеонтол. ж. – 1961. – № 1. – С. 163-165.
19. Калмыков Н.П. Изменение разнообразия в наземной биоте Предкавказья с миоцена до голоцена //
Проблемы экологии горных территорий. – М.: Изд-во КМК, 2006. – С. 243-250.
20. Лебедева Н.А. Корреляция антропогеновых толщ Понто-Каспия. – М.: Наука, 1978. – 136 с.
21. Мащенко Е.Н. Эволюция мамонтоидных слонов на Северном Кавказе (Россия) в плиоцене и плейстоцене // Тр. ЗИН РАН. – 2010. – Т. 314, № 2. – С. – 197-210.
22. Швырева А.К. Новая находка на Ставрополье скелета южного слона Archidiskodon meridionalis (Nesti)
// Фауна Ставрополья. – 2007. – Вып. 14. – С. 131-135.
23. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. – Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1984. –
264 с.
НЕКОТОРЫЕ ПРОБЛЕМЫ ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИИ КАЙНОЗОЯ ПОВОЛЖЬЯ
Пролеткин И.В.
Саратовский государственный университет, г. Саратов, [email protected]
Еще в 1979 г. на основании изучения геолого-геоморфологических материалов по Приволжской возвышенности и долине р. Волги и ее притоков, а также сопредельных с нею территорий, зна-
160
комства с литературными источниками и в результате проведенного анализа автор пришел к следующим выводам.
1. История развития рельефа бассейнов р.р. Волги и Дона является более сложной, чем ее рисуют многие исследователи. Это особенно касается начальных этапов формирования и развития
(поздний палеоген-неогеновое время) этих бассейнов.
2. Главным водотоком миоценового времени для территории юго-востока и центра Русской
равнины была долина реки палео-Дон с большим количеством притоков, принимаемых ею с различных сторон.
3. Стока на юг в Каспийский бассейн через долину палео-Волги в миоцене не было, как не было
и самой долины, по которой в дальнейшем могло бы происходить унаследованное заложение и формирование плиоценовой доакчагыльской речной сети Волжского речного бассейна.
4. На месте меридионального участка современной долины р. Волги в районе пересечения ею
Жигулевских и Борлинских дислокаций существовал главный палео-водораздел, соединявший в одно
целое тогда уже морфологически хорошо выраженные, но орографически не обособленные Приволжскую и Бугульмино-Белебеевскую возвышенности.
5. Сток с этого водораздела, имевшего широтный характер распространения, направлялся с одной стороны на север, северо-запад и запад в сторону долины палео-Дона, а с другой стороны на юг в
сторону Прикаспийской синеклизы.
6. Начало развития и время заложения единого Волжского речного бассейна и долины палеоВолги можно отнести к концу миоцена – началу раннего плиоцена.
7. В пределах рассматриваемой территории выделяются три крупных этапа перестройки речной
сети – миоценовый, раннеплиоценовый и раннечетвертичный, из которых первые два характеризовались региональными последствиями для сложившейся речной сети, а последний третий носил локальный характер.
8. Перестройки речной сети оказали существенное влияние на развитие рельефа всего востока
Русской равнины – примером может служить Приволжская возвышенность, которая возникла в раннем плиоцене как самостоятельная орографическая единица в результате развития и формирования
речных систем.
Дальнейшее изучение научной литературы и фондовых материалов, многолетние полевые исследования, привлечение большого количества материала по истории развития рельефа и речной сети
по территории юго-востока Русской равнины позволили расширить, развить и углубить высказанные
нами выводы и по новому осветить ряд проблем истории развития рельефа, которые имеют по нашему мнению оригинальный характер.
1. Проблема зарождения, формирования и деградации миоценовой палео-реки
Русской равнины
Как известно, за последние 30-40 лет при геологических исследованиях Окско-Донской равнины и территории центра Русской равнины была обнаружена и прослежена целая система погребенных толщ неогеновых осадков аллювиального, озерно-аллювиального и аллювиально-морского генезиса. Данная толща трассируется с юга на север в меридиональном и субмеридиональном направлении практически непрерывной полосой от широты г. Волгограда на юге до долины р. Оки на севере.
Далее на севере, северо-западе и северо-востоке она прослеживается отдельными фрагментами, перекрываясь осадками более молодого возраста.
Основной ствол палео-долины, его пространственное расположение и направление стока, глубина вреза, заполняющие его толщи, их генезис и возраст в настоящее время изучены довольно хорошо, но, к сожалению, другие вопросы связанные со структурой водосбора данного речного бассейна, характер его притоков, принимаемых с севера, запада и востока Русской равнины, до последнего
времени не получили должного отражения. Совершенно не изучены вопросы структурной предопределенности основного русла этой громадной палео-долины, время ее заложения, детальная история
развития этой реки на протяжении неогенового периода. Не выделены этапы в истории развитии палео-долины, не установлены взаимоотношения отдельных толщ каждого этапа развития, выраженность и мощность осадков. Проблемным и спорным остается вопрос о расположении устья данной
палео-реки, о приуроченности его к формирующимся Предкавказским прогибом. Вот не полный круг
вопросов, которые можно затронуть в этой проблеме и которые ждут своего решения. Исходя из высказанных еще в 1979 г. идей и с помощью разработанной методики анализа и изучения истории развития речной сети, автор попытался реконструировать характер положения данной палеодолины и
его водосбора, как в пределах Поволжья, так и в северных участках Русской равнины, что привело
нас к выводу о существовании единого речного бассейна крупнейшей палеореки Русской равнины
161
меридионального и субмеридионального направления, берущей начало от Балтийского щита на севере и протягивающейся до широт Тетиса на юге и получавшей основные притоки с северо-востока и
востока (Тиманский кряж, Прикамье, Приуралье, Общий Сырт и т.д.).
Данная палео-река, по нашему мнению, имела наибольшее развитие в пределах равнины с начала миоцена до начала плиоцена, т.е. до начала зарождения и формирования в восточной части ее
бассейна долины палео-Волги (палео-Камы). В последующее время активное развитие бассейна долины палео-Волги (палео-Камы), привело к деградации и отмиранию крупнейшей миоценовой долины Русской равнины и возникновению на ее месте (особенно в низовьях) в конце неогена и четвертичном периоде современного бассейна реки Дон. Кроме этого на деградацию в истории развития и
формирования крупнейшей палео-реки равнины повлияло возникновение в конце неогена – начале
четвертичного периода на севере Русской равнины структуры Беломорской впадины, "притягиванием" к ней долин рек Северная Двина, Онега, Сухонь, Вычегда и некоторых других, которые отчленили от бассейна "Центральной" палео-реки северную, довольно крупную ее часть водосбора, переформировали и перестроили направление своего стока, а также характер этого бассейна.
2. Проблема происхождения, возраста и морфологии доакчагыльского эрозионного вреза и
возникновения и развития палео-долины р. Волги
Данные вопросы неоднократно затрагивались в научной литературе и должны были бы найти
свое решение. Однако анализ уже имеющейся литературы показывает, что основное отражение нашли лишь два вопроса из всей проблемы – это морфология глубочайшего эрозионного вреза в пределах Русской равнины и его структурная предопределенность. В пределах Среднего и большей части
Нижнего Поволжья составлены порой детальные карты этого эрозионного вреза, отражающие структуру его водосбора, конфигурацию вплоть до мельчайших подробностей его основных и второстепенных потоков, их глубину и характер взаимоотношения. Намного хуже дело обстоит с Волгоградским и Астраханским Заволжьем, западной частью Казахстана, т.е. территориями приуроченными к
центральной части Прикаспийской низменности. Соляная тектоника и большие мощности, до 5201000 м морских акчагыльских и апшеронских осадков, не позволяют установить с такой же детальностью все черты этого вреза. Однако, как нам представляется, это не самое главное в данной проблеме.
Вопрос о детальном возрасте происхождения этого вреза, соотношение его с долинами предыдущего
цикла развития речной сети Русской равнины, проблема связи палео-долины с Южной ванной Каспия, проблема величины и объема эрозионного вреза и денудационного среза в этот период, проблема унаследованного или не унаследованного развития палео-долины р. Волги (Камы) этого времени и
ее дальнейшая агрессия по отношению к центральной миоценовой палео-долине Русской равнины –
вот круг проблем которые до сих пор не получили должного внимания у предыдущих исследователей. Кстати говоря, именно с этой проблемой нужно связать вопросы о влиянии эрозионных врезов
на возможную сохранность или разрушение нефтяных и газовых залежей, приуроченных к районам
интенсивного и глубочайшего эрозионного среза каковым в среднем плиоцене и было Поволжье. Нами отмечена закономерность отсутствия нефтяных и газовых залежей в пределах древней долины
Палео-Волги в Саратовском и Самарском Заволжье, а также Татарии. Эти районы, как известно, принадлежат к поясу нефте-газонакопления каменноугольных и девонских отложений (выделяемому
Марковским).
Этот пояс протягивается от Северного Приуралья через Татарию и Самарскую область до районов Саратовского и Волгоградского Правобережья. Отсутствие крупных нефтяных и газовых залежей в пределах основной палео-долины и наоборот их очень четкое развитие и размещение в прибортовых частях долины, а также на палео-водоразделах могут оказаться существенным признаком для
дальнейших поисков их в этом районе.
Кроме этого, нами отмечено еще несколько интересных фактов и явлений, связанных с развитием и формированием долины Палео-Волги этого времени в пределах юго-востока Русской равнины. Как известно Бакинские месторождения Апшеронского полуострова Каспия приурочены к балаханской продуктивной толще среднего плиоцена, являющейся дельтовыми отложениями реки ПалеоВолги (что доказано работами Батурина еще в 30 гг.), или отложениям того же эрозионного цикла
доакчагыльского возраста, о котором мы и ведем сейчас разговор. Известны также факты о вторичности залегания нефти в этих отложениях. До сих пор ведутся споры геологов-нефтяников Азербайджана о причинах происхождения этой нефти.
Рассмотрев эту проблему под углом истории развития палео-долины р. Волги и ее воздействия
на разрушение нефтяных месторождений Волго-Уральской области, мы приходим к мысли о возможности существования разрушающей, транспортирующей и аккумулирующей роли рек в формировании нефтяных месторождений этого региона, т.к. мы пытаемся связать накопление месторожде-
162
ний Апшерона за счет одновозрастного разрушения и уничтожения месторождений Волго-Уральской
области системой глубочайших рек Палео-Волги (Камы), впадавших в балханский бассейн в районе
Баку. Кстати участие рек и речных систем в генезисе каустоболитов и, в частности нефти, уже не раз
ставилась на повестку дня нефтяной геологии (первым здесь надо отметить Б.Л. Личкова). Однако с
позиции, высказанной нами, этого еще не сделал ни один из авторов. Данная проблема, как нам кажется, заслуживает своего внимания со стороны геологов и геоморфологов, как одно из перспективных направлений будущих исследований.
3. Проблема взаимоотношения и взаимосвязи палео-Волжского и палео-Донского речных
бассейнов, а так же бассейнов рек северных морей Европейской части России
Собственно говоря, данная проблема связана с проблемой эволюции речной сети Русской равнины на протяжении кайнозоя (т.к. рассматриваемая территория охватывает большую ее часть).
Здесь нужно и важно отметить ряд следующих моментов.
Каждый из рассматриваемых палео-речных бассейнов формировался и закладывался при одновременном заложении и формировании их приемных впадин, таких как Предкавказская "палеовпадина" (Предкавказский предгорный прогиб) для палео-Дона, Южно-Каспийская впадина для палео-Волги и Беломорская впадина для рек северного направления (Северная Двина и ее притоки).
Однако из анализа толщ осадков каждой из рассматриваемых впадин, можно заметить их разновидность. Предкавказская "палео-впадина" была сформирована еще в начале кайнозоя и жила на протяжении от миоцена до начала плиоцена, являясь приемным бассейном палео-Дона, той крупнейшей
палео-долины Русской равнины, которая сносила во впадину весь дренируемый ею материал. Отмирание этой впадины в плиоцене и формирование Южно-Каспийской впадины и одновременное заложение совершенно новых путей стока на Русской равнине, в виде Палео-Волжской долины, отсечение
этой долиной верховий палео-донских притоков на востоке и дальнейшая постоянная агрессия этой реки на протяжении всего плиоцена, а также четвертичного периода, по отношению к бассейну палеоДона – вот тот ход развития и борьбы между собой этих впадин и формируемых ими речных систем.
Кроме этого, как мы уже отмечали выше, заложение в конце неогена – начале четвертичного
времени Беломорской впадины на севере, повлияло на заложение новых путей стока, новых долин в
пределах верховий миоценового (палео-Дон) и плиоценового (палео-Волга) бассейнов Русской равнины, которые отчленили от них северную довольно значительную часть территории.
Такова в общих чертах тенденция взаимоотношения палео-рек и палео-бассейнов Русской равнины на протяжении кайнозоя. Однако и в этой тенденции, и в этом взаимоотношении есть несколько
вопросов, требующих своего скорейшего решения. Это проблема истории развития (тенденций этого
развития) речных систем Волго-Камского, т.е. Каспийского и Беломорского бассейнов, а также рек
Балтийского моря на протяжении конца плиоцена – четвертичного времени, взаимоотношения этих
речных систем между собой, условий их агрессии (регрессии) по отношению друг к другу и многое
другое. Эти вопросы должны быть поставлены и решены в ближайшем будущем, однако, как нам кажется, до сих пор не исследованы все тенденции в истории развития рек этих бассейнов и не учтены
многие важнейшие факторы их существования.
Именно поэтому, взаимный учет как геоморфологических, так и геологических признаков и условий, выраженный как в бассейнах этих рек, так и их приемных водоемах, поможет проследить и
восстановить сложную и неоднозначную историю развития речной сети и палеогеоморфологическую
характеристику Русской равнины в кайнозое.
ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ И ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
ВОЛЖСКОГО РЕЧНОГО БАССЕЙНА В НЕОГЕНЕ
Пролеткин И.В.
Саратовский государственный университет, г. Саратов, [email protected]
Исследования, которые проводились нами на территории Среднего и Нижнего Поволжья, начиная с 1975 г., а также внимательное изучение литературы, имеющейся по геологогеоморфологическому строению долины р. Волги и сопредельных с ней территорий, позволили несколько по-иному рассмотреть проблему происхождения и формирования начального этапа развития
Волжской речной системы. Как известно из геологической литературы, история долины р. Волги документально и детально устанавливается с "каньонообразного" плиоценового этапа ее существова-
163
ния, т.е. времени заложения сильно переуглубленной до значительных минусовых абсолютных отметок на всем своем протяжении, вплоть до верховий (современной широты Нижнего Новгорода) погребенной долины доакчагыльского возраста. Этот своеобразный геолого-геоморфологический репер, который не оспаривается ни одним из авторов, служит как бы отправным пунктом для дальнейшей истории развития рельефа долины р. Волги и ее бассейна.
Какова же история речной сети Волжского бассейна предыдущего, олигоцен-миоценового этапа развития, какое направление и куда имел речной сток, где искать фрагменты палеодолин того времени, а также коррелятные им осадки – эти и масса других вопросов интересует нас в первую очередь.
Но прежде рассмотрим современное геоморфологическое строение долины р. Волги и ее бассейна. Оно, по нашему мнению, характеризуется несколькими особенностями и чертами:
1. Распространение водосбора долины р. Волги в пределах трех геоструктурных единиц первого порядка Русской равнины: Московской синеклизы, Волго-Камской антеклизы и Прикаспийской
синеклизы;
2. Разделение простирания долины р. Волги на три отрезка различного направления: широтного
(Нижний Новгород – Казань), меридионального (Казань – Саратов) и субмеридионального (Саратов –
Волгоград). Эти отрезки долины в общих чертах совпадают с отмеченными выше структурами первого порядка;
3. Каждый из выделенных отрезков подчеркивается характерной морфологией долины, а также
общим характером рельефа территории, который р. Волга дренирует здесь.
Первый, широтный отрезок долины, располагается в пределах Горьковско-Марийской низменности (низины).
Второй, меридиональный отрезок долины, располагается между высоко поднятыми Приволжской и Бугульмино-Белебеевской возвышенностями.
Третий, субмеридиональный отрезок долины, совпадает с зоной сочленения Приволжской возвышенности с западными районами Прикаспийской низменности.
Каждый из отмеченных отрезков характеризуется как общими между собой чертами, которые
прослеживаются по всей долине реки, так и отличительными особенностями, присущими только конкретному району распространения.
Среди общих черт можно выделить:
1. Асимметричность поперечного профиля долины р. Волги;
2. Большая крутизна и обрывистость правого борта долины р. Волги, практически на всем протяжении реки;
3. Длительный подмыв руслом р. Волги этого борта долины и постоянное его обновление и отступание.
Среди отличительных особенностей долины р. Волги на этих отрезках можно выделить следующие:
Для Горьковско-Марийской низины:
1. Значительная ширина долины;
2. Пологий и длинный левый борт;
3. Набор в строении долины аллювиальных террас, флювиогляциальных и зандровых равнин;
4. Относительный врез долины по отношению к окружающим ее водоразделам не превышает
100 – 150 м.
Для меридионального отрезка долины р. Волги:
1. Расширенные участки (Ульяновская котловина) чередуются с аномально узкими (Жигулевские ворота);
2. Левый борт долины иногда (в районе г. Самары) имеет такой же крутой и возвышенный характер, как и правый, хотя он в основном положе его;
3. В строении долины и прилегающих к ней территорий кроме четвертичных аллювиальных
террас прослеживаются и неогеновые (плиоценовые) аккумулятивные уровни;
4. Относительный врез долины по сравнению с примыкающими водоразделами достигает 300350 м.
Для субмеридионального отрезка:
1. Долина имеет в своем строении только уровни молодых позднеплейстоценовых террас;
2. В ее геоморфологическом строении практически нет левого борта;
3. Этот участок расположен в пределах территории неоднократного воздействия морских плиоценовых и четвертичных трансгрессий Каспийского моря, имеющих огромный площадной характер;
4. Относительный врез долины едва достигает 100-150 м (и то по отношению к правому ее борту).
164
Итак, в строении долины р. Волги, по ее протяженности можно четко выделить три участка,
каждый из которых характеризуется собственными чертами, приуроченностью к различным тектоническим структурным элементам, а также, по нашему мнению, и различной историей развития как в
плиоцен-четвертичное, так и в более раннее – миоценовое время.
Теперь попытаемся рассмотреть общую структуру современной речной сети Волжского бассейна.
Она характеризуется:
1. "Кольцевым" в плане или близким к "кольцевому" строением основной части бассейна;
2. Горловинообразной формой водосбора в нижнем течении, с широты г. Саратова;
3. Отсутствием у р. Волги каких либо крупных, а часто и мелких правых притоков, начиная с
широты г. Казани;
4. И, наконец, наиболее интересным и важным фактором, который в свое время Е.В. Милановский назвал геоморфологической загадкой Поволжья – обратным, по отношению к главному звену
этой сети – р. Волге, направлением крупных, а подчас и мелких ее притоков – р.р. Суры, Свияги,
Сызранки, некоторых отрезков р. Оки, а также ее притоков р.р. Мокши, Цны, Сережи, Теши. Кроме
уже названных правобережных долин, самый крупный левый приток Волги – р. Кама и ее многочисленные притоки, спускающиеся с Бугульмино-Белебеевской возвышенности – реки Зай, Белая и другие, также направлены против широтного отрезка р. Волги.
Кроме перечисленных черт структуры речной сети Волжского бассейна надо отметить и аномальное распределение абсолютных отметок рельефа, как в пределах центральной (внутренней) части водосбора, так и по ее периферии. При этом, выделяются интересные закономерности: наибольшие высоты водоразделов с абсолютными отметками до 700-1500 м приурочены к северо-восточным
и восточным участкам Волжского водосбора, где они совпадают с хребтами Уральских гор, а наименьшие высоты водоразделов с абсолютными отметками всего в 150-180 м характерны для югозападных районов водосбора, расположенных в пределах Окско-Донской равнины. Причем протяженность водораздельных участков с такими абсолютными отметкам в этих местах довольно значительна и составляет десятки километров.
Такое же аномальное распределение абсолютных высот наблюдается и внутри Волжского бассейна. Если в бассейне Верхней Волги преобладают высоты от 140-160 м до 200 м., то в бассейне
Средней Волги водораздельные высоты составляют в основном более 300 м, высшие отметки Жигулевских и Хвалынских гор в пределах Приволжской возвышенности достигают 370 м, а водоразделы
в пределах Белебеевской возвышенности даже 400 м.
Как видно из рассмотренного Волжский речной бассейн характеризуется чертами, которые никак нельзя объяснить с точки зрения унаследованного (с конца палеогена) развития долины р.Волги.
Ход геологической истории территории востока и юго-востока Русской равнины в неогене был намного сложнее, чем тот, с помощью которого большинство исследователей пытаются объяснить заложение, развитие и историю формирования рельефа Волжского бассейна в это время.
Теперь обратимся к геологическому строению и палеогеоморфологическим условиям развития
Окско-Донской равнины, территориально никак не связанной с долиной р.Волги, но которая, играет
огромное значение для нахождения правильных ответов на поставленные нами выше вопросы.
Данная территория в геологическом отношении представляет собой огромную площадь развития отложений, имеющих аллювиальный, аллювиально-озерный, морской, лиманно-морской генезис
и возраст от среднего миоцена до плиоцена включительно.
Все эти отложения, по данным различных авторов, связаны с образованием и дальнейшим развитием долины р. Палео-Дон, которая была заложена за промежуток времени от позднего олигоцена
до среднего миоцена.
Колоссальная долина среднемиоценового Палео-Дона начиналась севернее современной р.
Оки, протягивалась вдоль восточного края всей Окско-Донской равнины и затем уходила в пределы
Хоперско-Бузулукской равнины.
В свою очередь миоценовые отложения притоков, спускавшихся с западных склонов Приволжской возвышенности в Палео-Дон, были открыты в 70 и 80 гг. XX в. Все эти отложения в основном
представлены осадками погребенных палео-рек, морфологически не выраженных и вскрывающихся в
основном на склонах и водоразделах современных долин рек. Так были восстановлены положения
Палео-Медведицы, Палео-Хопра, Палео-Иловли, Палео-Мокши, Палео-Иссы, развитые в миоцене и
плиоцене на западных склонах Приволжской возвышенности в пределах современных территорий
Волгоградской, Саратовской, Пензенской областей и республики Мордовии. Причем проявилась интересная закономерность в расположении этих палео-долин, не отмеченная никем из предыдущих
165
исследователей: чем ближе к центральной, наиболее возвышенной части Приволжской возвышенности находятся палео-долины, тем большую морфологическую выраженность они приобретают, при
одновременном сокращении мощности, а в некоторых случаях и полном отсутствии отложений их
заполнявших. В направлении развития этих палео-долин в сторону Окско-Донской равнины одновременно со снижением абсолютных отметок рельефа, происходит утрачивание морфологической
выраженности этих палео-долин и они переходят в погребенное состояние. При этом происходит
увеличение общей мощности отложений и палео-долины выявляются только геологическими методами исследований.
Автором, при изучении геолого-геоморфологического строения территорий Мордовии и Ульяновской области, т.е. территории от периферии до центральной части Приволжской возвышенности,
сделана попытка учесть выявленную особенность.
Наряду с изучением положения погребенных участков миоценовых палео-долин, было обращено пристальное внимание на исследование морфологии современных водораздельных пространств и
их склонов: седловинных и долинных водоразделов, денудационных уступов, останцов, водораздельных узлов, поверхностей водораздельных массивов для выявления верховий этих палео-долин. При
этом на большой площади центральной и северной частях территории Приволжской возвышенности
удалось восстановить и реконструировать сеть палео-долин, имеющих северо-западное, западное,
юго-западное и южное направление (реки палео-Сура, палео-Свияга, палео-Алатырь, палео-Хопер и
др.). Фрагменты этих палео-долин имеют современные абсолютные высоты от 250 м до 140-160 м.
Все выявленные палеодолины, как погребенные, так и реконструированные, по нашему мнению принадлежали речной системе миоценового, а затем и плиоценового палео-Дона.
Кроме этого удалось восстановить водоразделы и водосборы наиболее крупных палео-долин,
например палео-Суры и некоторых других. В этом отношении оказался очень интересным участок
палео-водораздела, имевшего ранее широтный характер, простиравшегося в направлении Бугульмино-Белебеевской возвышенности и совпадавшего с направлением Борлинских дислокаций Поволжья.
В настоящее время этот палео-водораздел практически под прямым углом пересекается современной
долиной р. Волги. Вполне вероятно, что этот водораздел в миоцене был главным водоразделом единой орографической структуры – Приволжско-Белебеевской возвышенности.
Итак, на основании современного геоморфологического строения долины р. Волги, распределения основных ее притоков, геолого-геоморфологического строения территории Окско-Донской
равнины, выраженного в существовании на ее месте в миоценовое время основного ствола долины
Палео-Дон, расположения погребенных и реконструированных палео-долин этого же возраста в пределах Приволжской возвышенности, почти полного отсутствия в пределах основной части долины р.
Волги заведомо миоценовых осадков, можно придти к следующему выводу. Главным водотоком того
времени для территории юго-востока и центра Русской равнины была долина Палео-Дон, с большим
количеством притоков принимаемых ею с востока (территории современной Приволжской возвышенности).
Стока же в это время на юг, в Каспийский бассейн, через долину Палео-Волги по всей видимости не было, как не было и самой основной долины, по которой в дальнейшем могло бы произойти
унаследованное заложение и формирование плиоценовой доакчагыльской речной сети.
На месте меридионального участка современной долины р. Волги в районе пересечения ею
Жигулевских и Борлинских дислокаций (скорее всего последних) существовал главный палеоводораздел, соединявший в единое целое тогда уже хорошо морфологически выраженные, но орографически не обособленные Приволжскую и Бугульмино-Белебеевскую возвышенности.
Сток с этого крупного палео-водораздельного массива, имевшего широтный характер, с одной
стороны, направлялся на север и северо-запад в пределы современной Горьковско-Марийской низины, где соединялся с палео-долинами, бравшими свое начало с Северных Увалов и Уральских гор и
затем имел выход на запад в сторону долины Палео-Дон.
С другой стороны, фрагменты отдельных участков палео-долин этого времени, мы встречаем
на южных склонах широтного водораздела единой Приволжско-Белебеевской возвышенности. Они
имели развитие в сторону Прикаспийской синеклизы. Нами прослежены только верховья этих палеодолин, и говорить о структуре и основных реках этого Южного речного бассейна пока затруднительно. Тем более, что они не идут ни в каком сравнении с величиной и протяженностью основной долины Русской равнины миоценового времени – долины р. Палео-Дон.
Время заложения единой долины Палео-Волги, прорвавшей широтный палео-водораздел, создавшей при этом глубочайшие "каньонообразные" долины как в пределах Нижнего и Среднего Поволжья, и начавшей формировать свой речной бассейн, можно отнести к раннему плиоцену. Это свя-
166
зано с тектонической активизацией всего востока Русской платформы, раскрытием и образованием
новейших структурных форм в Поволжье и заложением и образованием Южно-Каспийской впадины.
Основными чертами возникшей палео-реки были: крутой продольный профиль долины, превышающий современный в 8-10 раз, "каньонообразный" характер поперечного профиля с небольшой до 2 –
4 км шириной, большая крутизна склонов и огромная величина вреза достигающая до 400-500, а местами и 800 м по отношению к водоразделам того времени в Среднем Поволжье.
Здесь необходимо лишь отметить, что распределение притоков возникшей палео-долины, севернее широтного палео-водораздела, прорванного Палео-Волгой, так же косвенно подтверждает
идею о направлении доплиоценового речного стока в сторону Палео-Дона. Основными притоками
плиоценовой Волжской палео-долины стали потоки с северо-западными и западными направлениями, стекавшие до этого с Белебеевской возвышенности и Общего Сырта, и не изменившие этих направлений, а лишь резко понизившие свой базис эрозии. Долины, расположенные в пределах Приволжской возвышенности, ставшей в это время самостоятельной орографической единицей, также не
изменили своих направлений и продолжали оставаться притоками палео-Дона. Лишь этим можно, по
нашему мнению, объяснить отсутствие по всему правобережью Волги, от Казани до Жигулей какихлибо значительных правосторонних притоков р. Волги как в доакчагыльское время, так и в настоящий момент. Единственной более или менее крупной долиной правостороннего заложения стала
лишь палео-Сызранка, образовавшаяся в результате усиленного развития Жигулевских дислокаций и
приуроченная к зоне их развития.
Такова в общих чертах проблема происхождения и истории развития рельефа начального (неогенового) этапа формирования Волжского речного бассейна.
СТРОЕНИЕ ИНИНСКОЙ ТОЛЩИ В ДОЛИНЕ РЕКИ ЧУЯ (ГОРНЫЙ АЛТАЙ)
Савельева П.Ю.1,2, Зыкин В.С.1,2,. Мистрюков А.А.1,2, Лабекина И.А.2
Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск, [email protected]
2
Новосибирский государственный университет, г. Новосибирск
1
Проблема строения и происхождения осадочных комплексов, слагающих высокие и средние
террасы Чуи и Катуни, долгое время является дискуссионной. В разные годы исследователями высказывалось мнение о ледниковом, флювиогляциальном, аллювиальном и озерно-аллювиальном генезисе отложений этих террас. После работы Н.А. Ефимцева рыхлые отложения высоких террас стали
объединять в ининскую толщу, сформировавшуюся в ходе среднеплейстоценового оледенения или в
последующее межледнековье. Отложения средних террас были отнесены к сальджарской толще и
почти единодушно признавались флювиогляциальными, образовавшимися в результате позднеплейстоценового оледенения [1]. С конца 80-х годов прошлого века А.Н. Рудой, В.В. Бутвиловский, а затем и другие исследователи стали рассматривать образования высоких и средних террас как отложения прорыва огромных подпрудных озер межгорных впадин, расположенных выше по течению.
Позднее С.В. Парначев в своей работе показал, что разрезы ининской и сальджарской толщ в пределах Яломано-Катунской зоны в долине р. Катуни имеют выраженное циклическое строение, соответствующие четырехкомпонентному паводковому циклиту[2].
Для сравнительного анализа ининской толщи в долине Чуи и в среднем течении Катуни нами
при полевых исследованиях была изучена серия разрезов в цоколях высоких террас (рис.).
В районе 746 км Чуйского тракта, в правом борту долины реки Чуя, перед южным окончанием
Белого Бома, расположен гравийно-галечный карьер, заложенный в высокой террасе. Поверхность
площадки террасы плоская, расположена на абсолютной отметке 1002 м. Относительная высота уступа 95 м. В стенке карьера от бровки террасы обнажаются сверху вниз:
1. Мелкие среднесортированные галечники. Слоистость субпараллельная, слабовыраженная
линзовидная, с черепитчатым залеганием галек. Заполнитель в целом средне-мелкогравийный с
большой примесью песка и алевритового материала. Мощность до 1,5 м.
2. Чередование мелкого галечника мощностью 6-7 см с невыдержанными прослоями среднего и
крупного галечника мощностью около 10, реже 20 см и крупнозернистого гравия – до 9-15 см, с примесью дресвы и мелкого щебня. Вниз по разрезу в пачке появляются прослои крупнозернистого песка, которые потом увеличиваются по количеству и мощности с 0,5-1 до 6 см. Галька хорошо окатана,
среднесортирована. Гравий средней и плохой окатанности. Слоистость неясно выраженная, наклон-
167
ная (до 150), линзовидная, подчеркивается ориентировкой уплощенных галек и расположением их в
слоях. Иногда наблюдается слабовыраженное черепитчатое залегание. Заполнитель представлен
средне-мелкозернистым гравием с примесью крупнозернистого песка и желтовато-серого алеврита.
Содержание материала заполнителя в пачке от 40 до 70 %. Петрографический состав обломочного
материала представлен коричневыми и зелеными песчаниками, органогенными известняками, туфобрекчиями, лавобрекчиями, микрокварцитами, зелеными и сургучными сланцами, редко гнейсами.
Мощность 31,5 м.
Рис. Разрезы ининской толщи
по долине р. Чуя.
Условные обозначения:
1 – задернованные поверхности, 2 – пролювиальноделювиальные отложения,
3 – осыпи, 4 – глыбы,
5 – валуны, 6 – крупные гальки,
7 – средние гальки, 8 – мелкие
гальки, 9 – гравий, 10 – песок,
11 – супесь.
168
Выше этой террасы по борту долины тянется серия хорошо выраженных террасовых уступов с
абсолютными отметками 1151, 1144, 1136 м и ниже. Поверхности террас сглажены, наклонены в сторону р. Чуи под углом 100. В основании уступов иногда обнажаются скальные породы. На склоне
террасы высотой 1151 м в ложбинах и промоинах встречаются гальки диаметром от 1 до 5 см, представленные песчаниками, сланцами, туфобрекчиями, лавобрекчиями.
В районе пос. Белый Бом, 741 км Чуйского тракта, на правом борту долины реки Чуя в приустьевой части р. Сатакулар прослеживается серия эрозионных уступов, вырезанных в единой толще
высокой террасы р. Чуя высотой 280-284 м. Общий наклон борта террасы 35-400. Первый уступ высотой 20 м имеет слабонаклонную (под углом 150) площадку с абсолютной отметкой 1070 м. Хорошо
прослеживается по простиранию в сторону Чуи. Второй уступ высотой 100-150 м расположен на абсолютной отметке 1125 м. Поверхность его площадки сглаженная, пологая, угол наклона 50. Третий
уступ высотой 60 м, расположенный на отметке 1185 м, представляет широкий пологий вал, так как
его площадку перекрывают осыпные шлейфы, спускающиеся с прилегающих скальных обнажений.
На площадке третьего уступа встречаются хорошо окатанные крупная галька с валунами диаметром
до 15 см. В разрезе террасы сверху вниз обнажаются:
1. Мелкие галечники с прослоями крупнозернистого гравия и редко среднего галечника хорошей окатанности, отложения среднесортированы. Мощность 55 м.
2. Мелкие и средние галечники с прослоями крупной гальки и крупного гравия, встречаются
отдельные небольшие валуны. Слоистость параллельная, местами наклонная, линзовидная, в верхней
части пачки косая.
Местами встречаются горизонты крупных галек с черепитчатым расположением обломков. Наклон слоев (до 150) в сторону Чуи и вниз по течению. Сортировка материала средняя. Окатанность
галек и валунов от средней до хорошей, гравия – от плохой до средней. Присутствует мелкозернистый гравий, песок и серовато-желтый песчанистый алеврит. Петрографический состав галек и валунов представлен песчаниками, рассланцованными зелеными и сиреневыми алевролитами, сланцами,
туфами, туфолавами, туфобрекчиями, лавобрекчиями. Мощность 65 м.
3. Средние галечники с частыми прослоями крупной гальки и валунов. Размер валунов в среднем 25-30 см, реже до 80 см. Мощность прослоев валунников 60-70 см, крупных галечников – 20-30
см. Слоистость параллельная линзовидная. Уплощенные обломки залегают послойно, часто черепитчато. В целом галечники плохо сортированы. Цемент мелкогравийно-песчаный с примесью желтовато-серого алеврита, заполняет слои на 70%. Петрографический состав валунов и галек представлен
желтыми песчаниками, туфопесчаниками, гнейсами, туфолавами, рассланцованными песчаниками и
алевролитами, измененными габброидами. Редко встречаются неокатанные обломки пород, диаметром до 60 см, представленные зелеными и коричневыми песчаниками. Мощность 28 м.
4. Мелкие галечники с частыми прослоями среднего галечника и редкими прослоями крупного
галечника. Редко встречаются глыбы диаметром до 6 метров. Слоистость слабо выражена, линзовидная, определяется по расположению гальки. Окатанность гальки от хорошей до средней. Состав заполнителя и петрографический состав гальки аналогичен третьей пачке. Мощность 30 м.
5. Плохосортированные мелкий и крупный галечник с редкими валунами. Слоистость неясная,
субпараллельная, угадывается по расположению галек. Мощность 18 м.
6. Плохосортированные валунники и крупные галечники, неяснослоистые. Окатанность средняя. Встречаются неокатанные обломки мраморов. Мощность 15 м. Ниже осыпь высотой более10 м.
На всем протяжении в толще встречаются неокатанные обломки дресвы, щебня, и отломов, по
петрографическому составу идентичные коренным породам борта долины.
Ининская толща обнажается в районе поселка Иодро (737 км Чуйского тракта) в правом борту
долины реки Чуя. В 100 м на юго-восток от поселка заложен гравийно-галечный карьер на склоне
террасы. Абсолютная отметка площадки террасы 955 м, высота относительно уреза воды 85 метров.
Площадка террасы ровная, слабо наклонена по направлению течения реки Чуя. Здесь в частично
осыпавшейся стенке карьера высотой около 30 м сверху вниз наблюдаются:
1. Чередование слоев рыхлых среднесортированных крупнозернистых гравийников средней и
плохой окатанности мощностью по 8-12 см, хорошо и среднеокатанных мелких галечников мощностью по 5-7 см, и средних и крупных галечников мощностью до 10 см. Слоистость субпараллельная,
слабовыраженная линзовидная. Встречается много мелкогравийного материала, с большой примесью
серого полимиктового песка. Мощность 13 м.
2. Чередование среднесортированных мелких и средних валунников и крупных галечников
мощностью 30-40 см и плохосортированных средних галечников и гравийников мощностью до 50 см.
Средний диаметр валунов от 12 до 25 см, реже встречаются более крупные обломки – до 50 см. Сред-
169
ние валуны и гальки и гравий в основном хорошо окатаны, крупные валуны средней и плохой окатанности. Слоистость параллельная слабонаклонная, линзовидная, иногда наблюдается слабовыраженное черепитчатое залегание галек. Валунно-галечники неплотно заполнены светлым желтоватосерым песчанистым алевритом. Галечники-гравийники на 40% заполнены серым крупнозернистым
полимиктовым песком с примесью песчанистого алеврита. Мощность около 11 м.
3. Чередование слойков крупнозернистого песка и мелкого гравия мощностью от 2 до 6 см с
редкими включениями мелкой и средней гальки с мелкозернистыми слойками супесей мощностью до
2 см. Присутствует большое количество примеси светло-серого алеврита. Слоистость параллельная,
линзовидная, подчеркивается тонкозернистыми светлыми слойками супесей. Верхняя граница неровная, с эрозионным размывом. Мощность 0,43 м.
4. Чередование крупного и среднего галечника с редкими включениями валунов мощностью до
10 см и мелкого галечника с гравийником мощностью до 18 см. Сортировка отложений средняя, с
неплотным заполнением серым полимиктовым песком с примесью песчанистого алеврита. Слоистость неясновыраженная, наклонная, параллельная, подчеркивается расположением уплощенных
галек. Видимая мощность отложений до основания осыпи 2,1 м.
Петрографический состав валунов и галек представлен коричневыми и зелеными песчаниками,
рассланцованными алевролитами, сланцами, измененными габброидами, туфопесчаниками, туфами,
гнейсами, известняками.
На 725 км Чуйского тракта, в правом борту долины р. Чуя напротив устья реки Апшиякта, на
склоне террасы высотой 152 м относительно уреза р. Чуя, вдоль дороги наблюдается чередование
среднесортированных мелких и средних валунников и крупных галечников и плохосортированных
средних галечников и гравийников хорошей и средней окатанности в песчанисто-алевритовом заполнителе. Видимая мощность более 20 м.
В приустьевом участке долины Чуи, около поселка Чуй-Оозы, на 715 км Чуйского тракта ининская толща наблюдается в стенках промоины, рассекающей склон террасы высотой 190 м относительно уреза реки. В разрезе наблюдается чередование слоев среднесортированных галечниковвалунников мощностью 10-25 см, и гравийников-мелких галечников мощностью от 30 до 60 см. Окатанность средних и мелких галек и гравия от плохой до средней, крупных галек и валунов – хорошая.
Толща на 60 % заполнена мелкогравийным-песчанистым материалом с большой примесью щебня и
дресвы, редко встречаются более крупные плохоокатанные обломки гранодиоритов до глыбовой размерности. Слоистость параллельная наклонная. Видимая мощность более 17 м. Выше по разрезу появляется пачка неслоистых, несортированных гравийников с примесью мелкого галечника и серого
полимиктового песка, мощность около 6 м. Петрографический состав окатанных обломков аналогичен описанному в предыдущих разрезах, неокатанные обломки представлены гранодиоритами, сланцами и роговиками.
Наши исследования подтвердили данные Б.М. Богачкина, Н.А. Ефимцева, Е.В. Девяткина, что
в отложениях цоколей высоких террас долины Чуи преобладает валунный, галечный, гравийный материал хорошей и средней окатанности [1, 3, 4]. В разрезах ининской толщи в долине Чуи отсутствуют отложения «гляциальных паводков»,: глыбовники-валунники плохоокатанные несортированные
(селевая фация по С.В. Парначеву), а также хорошо сортированные мелкощебнистые дресвяники,
песчанистые дресвяники и полимиктовые дресвянистые полимиктовые пески (яломанской фации по
Б.М. Богачкину или пойменной фации по С.В. Парначеву), широко распространенные в районе среднего течения долины р. Катунь. По нашему мнению, эти отложения являются аллювиальной толщей
горных рек, формирование которой происходило в период средненеоплейстоценового оледенения
или межледниковья при участии флювиогляциальных потоков, освобожденных при деградации ледников, вызывавшие периодическое обводнение и заполнение долин рек большой массой рыхлого материала (такого или похожего мнения придерживались Н.А. Ефимцев, Е.В. Девяткин, Л.Н. Ивановский [1, 4, 5]).
Существенные литологические различия ининской толщи наблюдаются в разрезах долин р. Катунь выше устья реки Чуя. Разрезы террас в районах долин рек Сок-Ярык и Нижний Инегень представлены неяснослоистыми плохосортированными валунно-щебнисто-глыбовыми отложениями, заполненными галечно-гравийно-песчаным цементом с углом падения до 300 по направлению течения.
Диаметр глыб достигает 6 м. Выше отложения постепенно сменяются валунниками-галечникамищебнями, гравийниками-галечниками, гравийниками-дресвяниками, неплотно заполненных полимиктовым песком. Слоистость параллельная, наклонная, линзовидная. В урочище Сок-Ярык разрез
оканчивается чередованием параллельных слоев гравийников-дресвяников, хорошо сортированного
песка с тонкими прослоями белесых алевритов. Петрографический состав валунов и галек представ-
170
лен зелеными сланцами, лаво- и туфобрекчиями, габброидами, песчаниками, гнейсами, кристаллическими сланцам (в том числе мусковитовыми), яшмоидами, кварцитами, гранитоидами, конгломератами. зелеными рассланцованными алевритами, неокатанный обломочный материал и глыбы представлены зелеными сланцами окружающих коренных склонов. По сравнению с разрезами в долине
Чуи, в толще заметно преобладание дресвы, щебня и плохоокатанного гравия, а также отсутствует
примесь желтовато-серого алеврита. Различия в разрезах цоколей высоких террас говорят о том, что
и условия осадконакопления ининской толщи в долинах Чуи и Катуни различались.
Отсутствие характерных отложений катастрофических паводков в разрезах высоких террас
Чуи, а также убедительных доказательств существования крупного ледниково-подпрудного ЧуйскоКурайского бассейна в среднем неоплейстоцене (озерные отложения, волноприбойные террасы и т.д.
относятся к эпохе поздненеоплейстоцен-раннеголоценового оледенения), позволяет сделать вывод,
что формирование ининской толщи в долине среднего течения реки Катунь не могло быть спровоцировано прорывом гигантских озер долины Чуи. Причины и источник образования таких отложений
следует искать в долине самой Катуни выше впадения в нее р. Чуя. На участках долины Катуни выше
и ниже устья Чуи наблюдается значительное геолого-геоморфологическое сходство высоких террас.
На данном участке долины, начиная от урочища Сок-Ярык до устья р. Карасу отчетливо выделяются
фации, соответствующие компонентам паводкового циклита, выделенного С.В. Парначевым [2]. Появление высоких террас в долине Катуни начинается с впадения в нее р. Аргут, где они, в отличие от
террас Чуи, занимают довольно большие площади, поэтому хорошо выражены в рельефе. На этом
участке обе реки выходят из ущелий в Яломано-Катунскую зону (по С. В. Парначеву), где резко меняется уклон и ширина долины Катуни. Материалы бурения в районе устья р. Иня показали опускание коренного ложа долины р. Катуни на данном участке более чем на 80 м относительно современного уреза реки [1, 3]. Это означает, что формирование осадков ининской толщи происходило при
более резких перегибах профиля долины. Такая геоморфологическая обстановка способствовала заполнению углублений и выполаживанию профиля долины большой массой обломочного материала,
выносимого р. Катунь и ее притоками.
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 10-05-00673-а и междисциплинарного интеграционного проекта СО РАН № 120.
Литература
1. Ефимцев Н.А. О строении и происхождении антропогеновых отложений долин рек Чуи и Катуни в
Горном Алтае // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. – 1964. – № 29. – С. 115-131.
2. Парначёв С.В. Геология высоких алтайских террас (Яломано-Катунская зона). – Томск: Изд-во ИПФ
ТПУ, 1999. – 137 с.
3. Богачкин Б.М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. – М: Наука, 1981. – 132 с.
4. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. – М.: Наука, 1965. –
244 с.
5. Ивановский Л.Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. – Л.:
Наука, 1967. – 263 с.
171
КОМПЛЕКСНЫЕ ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
И ГЕОМОРФОЛОГИЯ
ЛАНДШАФТНО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОКИНСКОЙ
КОТЛОВИНЫ И ЕЕ ГОРНОГО ОБРАМЛЕНИЯ (ВОСТОЧНЫЙ САЯН)
Алешина И.Н., Шеховцов А.И.
Институт географии им В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Восточный Саян – крупнейшая горная страна в системе гор Южной Сибири. Имея пограничное
местоположение между Северной и Центральной Азией, эта территория характеризуется уникальным
сочетанием природных комплексов, образующих пеструю картину ландшафтного разнообразия из
горно-таежных, горно-степных, горно-тундровых геосистем северо-азиатского и центральноазиатского типа [1]. Основными факторами, предопределившими столь высокую степень ландшафтного разнообразия, являются широтная зональность и высотная поясность, в основе которой лежит
горный рельеф местности.
Глубокие ущелья и узкие долины, остроконечные хребты с оголенными вершинами, отвесные
скалы предопределили альпийский тип рельефа Восточного Саяна, где горные вершины поднимаются до отметок 3000–3500 м [2, 3]. Окинская котловина, расположенная в центральной части Восточного Саяна, представляет собой
понижение земной поверхности вдоль
долины р. Оки и в геологическом
плане приурочена к Окинской впадине
(депрессии). Это слегка всхолмленная,
полого наклоненная, вытянутая с югозапада на северо-восток вдоль долины
р. Оки поверхность с высотными
отметками от 1200 до 1400 м.
Естественными
орографическими
границами котловины служат хребет
Кропоткина на северо-западе и
Окинское плоскогорье на юго-востоке
(рис.).
Рис. Окинская котловина и
ее горное обрамление.
Уникальным геоморфологическим образованием на территории Окинской котловины являются
обширные базальтовые плато – результат кайнозойского вулканизма. До настоящего времени в верховьях р. Жомболок (левый приток Оки) сохранились древние вулканические формы. Это вулкан
Кропоткина (2080 м), имеющий форму конуса диаметром 500 и высотой 120 м с небольшим кратером
на вершине. Около него расположен вулкан Старый, состоящий из трех слившихся конусов. Северовосточнее вулкана Кропоткина на высоте 2030 м находится вулкан Перетолчина. Базальтовый шлаковый конус этого вулкана достигает 530 в диаметре и 110 м в высоту, на его вершине также сохранился небольшой кратер. От упомянутых вулканов по долине р. Жомболок распространяется базальтовый лавовый поток длиною до 70 км. Мощность лав составляет 100-150 м, площадь – 120 км2, а
объем – 5 км3 [2].
172
Как отмечалось выше, территория Окинской котловины характеризуется высокой степенью
ландшафтного разнообразия, обусловленной особенностями геоморфологического и геологического
строения региона в сочетании с высотной поясностью. На равнинных участках и в нижних частях
пологих южных склонов хребтов, обрамляющих котловину, широко развиты горно-степные ландшафтные комплексы. В долине Оки и по ее притокам узкими прирусловыми лентами встречаются
тополевые и елово-тополевые геосистемы с хорошо развитым травяным ярусом из разнотравья и небольшим количеством мхов. Здесь же, в днищах долин широко распространены луговые и луговоболотные комплексы.
Значительной площадью распространения характеризуются горно-таежные и подгорные подтаежные ландшафты с лиственничными лесами паркового типа с хорошо развитым травяным ярусом из
разнотравья. В схеме высотных поясов горного обрамления котловины на западных и северозападных склонах в их составе появляется кедр.
Горно-таежные еловые геосистемы на изучаемой территории развиты слабо и лишь изредка
встречаются по долинам рек и на склонах северных экспозиций. Исключение составляет обширная
территория по долине р. Оки и ее притока р. Жомболок, представляющая собой базальтовый поток,
сформировавшийся в конце плейстоцена. Именно здесь, на фрагментарных, маломощных, до конца
не сформированных почвах с мощным мохово-лишайниковым покровом, часто встречаются разреженные еловые леса с примесью березы и лиственницы. Ландшафты базальтовых лавовых потоков
являются уникальным природным образованием на территории Окинской котловины, позволяющим наблюдать процесс их формирования в современных условиях. Изучение первичных растительных сукцессий разновозрастных лавовых потоков дает возможность отследить ход ландшафтообразования. Скорость зарастания лавовых плато зависит от ряда факторов: возраста лавового потока, его химического состава, типа его поверхности, микроклиматических условий и особенностей
микрорельефа.
Ход первичных сукцессий расположенных в сходных климатических условиях был изучен на
примере растительности серии лавовых потоков р. Жомболок.
1. Пионерная стадия. Состав и количество видов, соотношение жизненных форм, площадь
проективного покрытия зависят здесь от особенностей подстилающей поверхности: химического состава лавы, наличия рыхлого субстрата, близости и видов источников обсеменения и т.д. Пионерными видами лавовых полей р. Жомболок в первую очередь являются разнообразные накипные лишайники (кладония, цетрария и т.п.), а также некоторые отдельные особи петрофитных видов высших
растений.
2. Стадия открытого фитоценоза или группово-зарослевых сообществ (стадия освоения преобладающей части поверхности, образования фрагментарно выраженной примитивной почвы). На
этой стадии появляются кустарничковые и кустарниковые синузии (шикша, жимолость алтайская,
барбарис сибирский и др.) а также микрогруппировки травянистого яруса (камнеломки, бадан, овсяница сфагновая и др.) и лиственничный подрост.
3. Стадия не выработанного фитоценоза (начало дифференциации растительного покрова).
Здесь формируются неполночленные фитоценозы из видов ближайшего окружения. Зарождаются
кустарниковый и древесный ярусы, местами встречается обильный подрост из ольховника и березы.
Формируется маломощный почвенный покров.
4. Стадия становления полноценных растительных сообществ с высотно-поясной дифференциацией видов и увеличением мощности почвенного горизонта. В изучаемом районе наблюдаются
кедрово-лиственничные с участием ели, реже еловые леса с развитым кустарниковым (спирея средняя, различные виды смородин) и разреженным травянистым ярусом. На этой стадии находится
большинство растительных сообществ в среднем и нижнем течении лавового потока
В целом, для ландшафтов Жомболокского лавового потока характерно близкое соседство разновозрастных сукцессий, что объясняется наложением разновозрастных лав в пределах долины р.
Жомболок.
В структуре высотной поясности на обрамляющих котловину хребтах геосистемы горнотаежного лесного пояса сменяется высокогорными гольцовыми и альпинотипными комплексами. Для
гольцовых ландшафтов характерны пологие, хорошо дренируемые формы рельефа и преобладание в
растительном покрове горных тундр. Альпинотипные ландшафты приурочены к альпинотипным
формам рельефа (кары, троги) с достаточно большой крутизной склонов и могут располагаться на
склонах различной экспозиции. Как правило, это субальпийские и альпийские горные луга и пустоши
в местах с избыточным увлажнением субстрата, хорошим дренажом на сравнительно хорошо развитых почвах.
173
Окинская котловина – это природный объект, который в силу своего местоположения, особенностей геологического строения, рельефа и развития имеет большую научную и научнопознавательную ценность.
Литература
1. Ландшафты юга Восточной Сибири (карта м-ба 1:1500000). – М.: ГУГК, 1977.
2. Воскресенский С.С. Геоморфология Сибири. – Изд-во МГУ, 1962. – 352 с.
3. Михайлов Н.И. Горы Южной Сибири. – М.: Изд-во «Географическая литература», 1961. – 238 с.
МИКРОКЛИМАТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГОРНО-КОТЛОВИННЫХ
ЛАНДШАФТОВ (НА ПРИМЕРЕ ТУНКИНСКОЙ КОТЛОВИНЫ)
Воропай Н.Н., Истомина Е.А., Василенко О.В.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected],
[email protected]
Большинство работ, посвященных изучению климата горных территорий юга Сибири, характеризуют климатические условия в отдельных районах, долинах, бассейнах. В основном они базируются на отдельных маршрутных эпизодических исследованиях, по которым невозможно охарактеризовать общие условия формирования климата.
В 2009 г. начаты микроклиматические исследования режима температуры воздуха на ключевых
участках в Тункинской котловине (Республика Бурятия). Выбор площадок осуществлялся с учетом
характеристик рельефа и высотной поясности межгорных котловин. Использовались электронные
датчики-термохроны. Датчики были запрограммированы на измерения с периодичностью сбора показаний через каждые 3 часа, синхронно с измерениями на метеостанциях.
Рассматривается профиль, включающий днище Тункинской котловины, ее горное обрамление –
хр. Тункинские гольцы (южная экспозиция). На данный момент на территории расположено 20 площадок на высоте от 806 до 2119 м.
Одновременно с климатическими наблюдениями на территории проводятся комплексные
ландшафтные исследования. Создана геоинформационная система территории исследования, содержащая топографичесие карты, цифровую модель рельефа (SRTM), разновременные космические
снимки Landsat 5, 7, SPOT 4, а также имеющиеся мелкомасштабные геологические и ландшафтные
карты территории.
Сделаны комплексные ландшафтные описания более 100 точек. Описания проводились по специально разработанным формам, включающим основные характеристики компонентов геосистем:
литогенной основы, почв, растительности. Основной акцент поставлен на количественные характеристики. В ходе натурных исследований и геоинформационного анализа территории выделены основные видоизменяющие факторы и соответствующие им факторально-динамические ряды и создана
ландшафтная карта территории (М 1 : 100 000). Это позволяет исследовать климатические особенности в контексте ландшафтного подхода.
Для экстраполяции данных точечных наблюдений и восстановления поля температуры подстилающей поверхности использовались разновременные космические снимки Landsat. Разработан алгоритм расчета температуры воздуха с использованием космических снимков. Построены карты температуры воздуха для различных моментов времени.
Мониторинг температуры воздуха в горно-котловинных ландшафтах предоставляет уникальный экспериментальный материал для изучения сложных процессов передачи тепла от приземного
слоя атмосферы в почву.
В нашем исследовании сочетается наличие современных спутниковых данных и синхронных
наземных наблюдений температуры воздуха. В дальнейшем планируется расширение сети наземных
наблюдений на исследуемой территории. Это позволит более точно и детально восстановить температурное поле земной поверхности, создать единый алгоритм вычисления температуры воздуха и
почвы по характеристикам яркости снимка, с индивидуальными коэффициентами для каждого местоположения и момента времени.
174
МИГРАЦИЯ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ В СИСТЕМЕ
ПОЧВА – РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ЮГО-ЗАПАДНОГО ПОБЕРЕЖЬЯ БАЙКАЛА
(ПОС. ЛИСТВЯНКА)
Власова Н.В., Воробьева И.Б., Напрасникова Е.В.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
В настоящее время, когда наблюдается увеличение и усиление нагрузок на природную среду,
вовлеченные в область деятельности человека объекты обречены на существенные, а иногда и кардинальные изменения их структуры и функций. На данном фоне современного развития общества отмечается не только актуальность, но и своевременность комплексных эколого-географических исследований.
Цель и задачи данной работы – выявить основные особенности геохимического и биохимического состояния почвенно-растительного покрова юго-западного побережья озера Байкал при антропогенном воздействии (на примере п. Листвянка).
Поселок, расположен на берегу Байкала и протянулся по береговой террасе под крутыми склонами до истока Ангары, по нижней байкальской террасе [1]. Крутые склоны отрогов Байкальского
хребта разделяют пади по днищу которых протекают ручьи и речки. В геологическом отношении
территория исследования практически однородна. Приморский хребет с куполовидными и плосковершинными гольцами, является реликтами древнего рельефа [2].
Отмечается господство горно-таежных ландшафтов в сочетании с незначительными по площади лугово-степными комплексами. Склоны, обращенные к Байкалу, характеризуются преобладанием
горной тайги из сосны и лиственницы, реже встречаются сосновые кустарничково-моховые с господством горных подзолистых и таежных литогенных почв. На водоразделах и верхних частях склонов
под пологом сосновых травяных и брусничных лесах развиваются дерново-подзолистые, а в нижних
частях – дерновые лесные почвы. На конусах выноса, озерных и речных отложениях встречаются сосновые толокнянково-брусничные и разнотравно-остепненные леса [3].
Территория исследования относится к Приморскому району побережья Байкала, согласно районированию М.Н. Мельхеева [4].
Сильное антропогенное воздействие (автотранспорт, изъятие территории под строительство,
огороды, дороги) на почвенный покров и растительность вызывают изменения в их структуре. Техногенное вещество, поступающее на поверхность почв, включается в радиальные и латеральные миграционные потоки. В результате латеральной миграции геохимически подчиненные ландшафты имеют
более высокую концентрацию техногенных элементов в почвах, растениях и водах [5]. Практически
для территории поселка характерен почвенный покров с уплотненными верхними слоями, с обильным включением щебня и гравия и дефицитом мелкозема, что характеризует и наиболее крупную
падь – Крестовку. В травянистом покрове селитебной зоны преобладают разнотравные, злаковые,
бобовые и осоковые сообщества. Для контроля была выбрана точка за пределами поселка в злаковоразнотравной ассоциации.
Известно, что часть микроэлементов, поступающих на поверхность почв с техногенными потоками, задерживается в верхних частях почвенного профиля. Состав и количество вещества зависит от
кислотно-щелочных условий среды (рН). Щелочная техногенная трансформация ведет к уменьшению
миграционной способности многих тяжелых металлов, способствуя выпадению их в осадок и образованию локальных аккумуляций, близких к аномальным. Установлено, что рН почв изменяются от
слабо-кислых (5,7) до умеренно-щелочных (7,5). В контрольных почвах – от кислых (5,0) до слабокислых (6,5).
Почвы Прибайкалья, как и большинство урбанизированных почв, обогащены свинцом, особенно верхние горизонты (от 1 до 6 ПДК). В настоящее время никель, относящийся к экотоксикантам,
поступает в окружающую среду и его содержание в исследуемых почвах колеблется от 19,8 до 156,5
мг/кг (от 5 до 38 ПДК). Содержание кобальта – от 5,3 до 30,1 мг/кг (от 1 до 6 ПДК). По нашим данным максимум хрома достигает 243,3 мг/кг, что находится в пределах кларка (среднее содержание
химического элемента в почве), а подвижные соединения – от 8 до 40 ПДК. Медь накапливается в
почвах транспортных и селитебных зонах. Ее содержание имеет широкие пределы колебаний в пространстве и в большинстве случаев превышает фоновые значения и кларк. Концентрации стронция в
поверхностном слое почвы находятся ниже фонового уровня и в пределах кларка. Уровень содержания бария варьирует от следов до превышения кларка в 2,5 раза. Количество ванадия во всех функциональных зонах поселка превосходит фон, но ниже кларка, хотя и в пределах ПДК. Марганец, так-
175
же как барий и ванадий, считается в экологическом плане малоопасным микроэлементом. Содержание марганца выявлено в пределах кларка, но меньше ПДК. Анализ полученных данных показал, что
в поверхностном слое почвы концентрация микроэлементов выше ПДК: в 6 раза по Pb; в 39 – по Ni; в
6 – по Co; в 35 – по Cu и в 81 – по Cr. Самые высокие концентрации микроэлементов приурочены к
придорожным экосистемам и селитебной зоне.
Известно, что повышенное содержание элементов в почвенном покрове оказывает отрицательное воздействие на биосистемы. Система почва-растение рассматривается как система объединенная
потоком химических элементов, что наиболее четко может охарактеризовать состояние окружающей
среды. Для выявления содержания элементов в растительном покрове на территории поселка и вдоль
береговой линии были отобраны образцы, наиболее встречаемых видов растений. При сравнении с
примерными концентрациями микроэлементов в тканях листьев растений, исследуемые нами образцы показали, что для разнотравья характерно достаточно высокое содержание Ba, Mn, Cu, V и Cr. Из
нескольких выбранных нами видов, отмечается, что коэффициент биологического поглощения выше
1 отмечается у Ca, Cu, в то время как Sr имеет колебания по концентрации в золе растений (таблица).
Злаковые отличаются наименьшим числом элементов (Mn, Cu и V) которые имеют максимально высокие значения.
Таблица
Ряды элементов по величине коэффициентов биологического поглощения (Кб)
некоторых видов травянистого покрова
Объект
Клевер луговой
Лапчатка
Тысячелистник
Лопух
Химические элементы по величине Кб
Ca4,98>Sr1,77>Cu1,76>Co0,46>Ba0,29>Ni0,22>Ti0,18=Pb0,18>Cr0,15>V0,13>Fe0,08>Mn 0,04
Ca4,69>Cu2>Sr1,98>Ba1,79>Pb0,59>Co0,54>Ni0,48>Ti0,35>Cr0,28> Fe0,22>V0,21> Mn 0,11
Ca3,74>Cu2,07>Sr0,99>Ba0,43>Co0,39>Ni0,27>Pb0,19>Cr0,16>Ti0,15>V0,12> Fe0,09> Mn 0,06
Ca4,04>Cu1,27>Sr0,97>Co0,46>Ba0,29>Ti0,2>Pb0,19>Cr0,15>V0,13> Ni0,12> Fe0,07> Mn 0,04
Результаты определения биохимической активности почв (БАП) показывают, что в селитебной
зоне поселка БАП изменяется от 1,6 до 7,6 часов и может считаться высокой. Биохимическая активность почв, согласно методике, измеряется скоростью разложения модельного вещества карбамида
(мочевины) в часах [6]. На береговой террасе, которая расположена между поселком и береговой линией, активность более высокая (от 1,5 до 4,2 часов). В контроле, как и следовало ожидать, слабее и
колеблется от 8,8 до 16 часов. Настоящим экспериментом показана потенциальная самоочищающая
возможность почвенного покрова, т.е. одна из его важных экологических функций, которая способна
обеспечивать защиту сопредельных сред от загрязнения. Располагая такими интегральными показателями как биохимическая активность и рН среды, была выявлена между ними достаточно тесная
взаимосвязь (r=0,56).
Таким образом, анализ представленных в работе материалов позволяет выявить направленность загрязнения почвенного и растительного покрова юго-западного побережья Байкала. Содержание микроэлементов в почвенном покрове свидетельствуют о тенденции накопления в верхних слоях
почвы. Самые высокие концентрации микроэлементов приурочены к придорожным экосистемам и
селитебной зоне (Pb, Ni, Co, Cu, Cr). Растительный покров, относительно способности к поглощению
элементов из природной среды, имеет четкое распределение по видам, общими для всех являются
повышенные концентрации (Ba, Mn, Ni, Cu, V, Cr). Почвенно-биохимические исследования, представляют раннюю диагностику неблагоприятных изменений свойств почв в зависимости от их кислотно-щелочных условий: нейтральная и слабокислая реакция почв удерживает активность почв на
достаточно высоком уровне. Однако очень высокие показатели биохимической активности почв
нельзя считать позитивным моментом. Не исключаем тот факт, что метаболический прогресс этих
почв, регистрируемый в настоящий период, может привести почвенную систему в будущем к экологическому регрессу.
Дальнейшие исследования, направленные на ее детализацию, позволят раскрыть локальные
особенности изменения природной среды юго-западного побережья Байкала.
Литература
1. Лут Б.Ф. Геоморфология дна Байкала и его берегов. – Новосибирск: Наука, 1964. – 142 с.
2. Гурулев С.А. Тайны Байкала. – Улан-Удэ: Бурят. кн. изд-во, 1968. – 158 с.
3. Кузьмин В.А. Почвы центральной зоны Байкальской природной территории (эколого-геохимический
подход). – Иркутск, 2002. – 166 с.
4. Мельхеев М.Н. По берегам Байкала. Географические условия побережья. – Иркутск, 1977. – 158 с.
176
5. Глазовская М.А. Геохимия природных и техногенных ландшафтов СССР. – М.: Высш. шк., 1988. – 327 с.
6. Аристовская Т.В., Чугунова М.В. Экспресс-метод определения биологической активности почв // Почвоведение. – 1989. – №11. – С. 142-147.
ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ
В ПРИХУБСУГУЛЬЕ И ЮГО-ЗАПАДНОМ ПРИБАЙКАЛЬЕ
Выркин В.Б., Белозерцева И.А., Черкашина А.А.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, Иркутск, [email protected]
Экзогенные геоморфологические и педологические процессы тесно связаны между собой, обусловливая специфику совместного образования и развития форм рельефа и почв [1]. Почвообразование также можно отнести к экзогенному процессу преобразования горной породы в почву под влиянием органических веществ из отмирающих наземных растений, образующихся при участии микроорганизмов. Именно с этих позиций рассматривается спектр экзогенных процессов, формирующих
как рельеф, так и почвы.
В рамках Соглашения о научном сотрудничестве РАН и АН Монголии были изучены ландшафты Прихубсугулья и Юго-Западного Прибайкалья с целью их охраны и рационального использования. Процесс формирования горно-таежных, гольцовых и степных ландшафтов в значительной
степени зависит от характера протекания экзогенных процессов рельефообразования и почвообразования. Немаловажную роль здесь играют мерзлотные процессы.
Трансформация подстилающей поверхности ведет к нарушению теплообмена между почвой и
атмосферой, что вызывает изменение почв и грунтов в целом. В зависимости от характера воздействия на почвенно-грунтовую толщу и условий ее залегания уровень мерзлоты будет опускаться или
повышаться. Это приводит к существенному изменению гидротермического режима и характера почвообразования. Усиление протаивания мерзлой толщи вызывает изменение водного, теплового и воздушного режимов почв, которые становятся более динамичными.
Современные криогенные явления обнаруживаются практически во всех почвах региона. Наибольшее распространение имеет сезонное полигональное морозобойное растрескивание поверхности
почвы с формированием сети гексагональных полигонов диаметром 2-2,5 м. В аллювиальных длительно-сезонномерзлотных и мерзлотных почвах в результате подтока грунтовых вод концентрируются некоторые химические элементы. Все то, что вымывается из прилегающих водораздельных участков, в значительной мере оседает здесь в виде новообразований железа, кальция, марганца. В почвенном профиле видны следы проявления криогенных процессов, которые приводят к длительному
сковыванию почвенных растворов, мерзлотной аккумуляции веществ в профиле и криотурбациям. В
июле многолетняя мерзлота в почвах Прихубсугулья фиксируется на глубине 50-55 см. В нижней
части почв, расположенных на пологих склонах, иногда обнаруживаются горизонты латерального
элювиирования, приуроченные к локальным водоупорам, по поверхности которых идет сброс верховодки.
Кроме явлений современного криогенеза, в почвах повсеместно распространены следы палеокриогенеза разного возраста. По данным Г.А. Воробьевой [2], раннесартанская солифлюкция в Прибайкалье (24-21 тыс. лет назад) была распространена почти повсеместно. Сложение солифлюкционных горизонтов в почвах плотное, гранулометрический состав более тяжелый, чем в подстилающих и
перекрывающих отложениях. Современная солифлюкция в целом распространена ограниченно, исключая базальтовые плато Хамар-Дабана в пределах гольцового пояса гор [3].
На рубеже плейстоцена и голоцена в Прибайкалье произошло экстремальное похолодание климата, сопоставляемое по времени с поздним дриасом Европы (12,9-11,6 тыс. лет назад) или норильской стадией оледенения в Западной Сибири. Оно оставило свои следы в Прибайкалье в виде полигональных структур, инициированных образованием сети морозобойных трещин. На аэрофотоснимках Прибайкалья наиболее отчетливо выражены полигоны размером 20 х 30 и 6 х 8 м, сформированные сетью криогенных жил, размеры которых составляют по вертикали 2-3 м и 1-1,5 м, соответственно. В голоцене после вытаивания ледяных жил появился посткриогенный бугристо-западинный рельеф. Палеокриогенные явления, обнаруживаемые на небольшой глубине от современной поверхности,
оказывают значительное влияние на почвовобразование, определяя ряд физических свойств почв и
грунтов, особенности миграции в них влаги и подвижных веществ.
177
В некоторых регионах Прибайкалья на разных элементах рельефа широко распространены участки с бугристо-западинным микрорельефом. Процессы разрушения гумусовых горизонтов на буграх
и переноса мелкоземистой гумусированной массы в прилегающие понижения усугубляются транспортирующим действием почвообрабатывающих орудий, вследствие этого обнажаются подстилающие породы и развивается эрозия. Например, на северных склонах и водораздельных поверхностях
западной части Еловского отрога Тункинской котловины локально развит бугристо-западинный микрорельеф, который является реликтом позднеледниковья, сформированным под действием криогенных процессов. На аэроснимках пашен он дешифрируется в виде светлых пятен, индицирующих
бывшие бугры, с которых при распашке и последующем смыве удален гумусовый горизонт, обрамленных микрозападинами темного тона, где формируются более гумусированные аккумулятивные
почвы.
На участках распространения наледных полян широко развиты криогенные процессы, активно
воздействующие на формирование почв. Например, в долине р. Шаргын-Гола (Дархатская котловина
Северной Монголии) наблюдаются открытые, еще не заполненные трещины бугристо-западинного
рельефа. Здесь почвы отличаются солонцеватостью, а их набор весьма разнообразен – от аллювиальных серогумусовых и аллювиальных слоистых до аллювиальных темногумусовых гидрометаморфических и каштановых гидрометаморфизованных. Для таких почв характерно большое накопление
карбонатов кальция и других солей в результате их осаждения в труднорастворимые соединения, что
обусловливает прекращение их миграции в ландшафте.
Бессистемная раскорчевка леса и распашка почв, расположенных на недопустимых по крутизне
уклонах, интенсивный выпас скота, несоблюдение противоэрозионных мер сказывается на усилении
эрозионных процессов, под действием которых формируются почвы с плохими агропроизводственными свойствами и пониженной производительностью. Ухудшаются физические, физикохимические, биологические свойства почв, снижаются урожаи сельскохозяйственных культур и
ухудшается их качество. Уменьшается мощность пахотного горизонта, возрастают площади бросовых земель.
Нарушение дернины при вырубках нередко приводит к ускоренному развитию линейной эрозии с образованием промоин и оврагов. Разрушение лесного полога ведет к повышению нагрева поверхности и ускоренному оттаиванию мерзлых пород. Талые воды частично поглощаются подстилкой, а при ее нарушении или удалении стремятся вниз по склону. На отрицательных элементах рельефа в связи с увеличением поступления талых вод усиливается заболачивание. Оно обычно прогрессирует и на территориях с обильными подземными льдами (в случае уничтожения растительности в
результате вырубок и пожаров). С повышением увлажнения собственно криоземы эволюционируют в
криоземы глееватые, а в дальнейшем – в торфяно-криоземы глееватые. В мерзлотных подзолистых
почвах при этом также происходит оглеение и оторфовывание.
Процессы водной эрозии не только уменьшают мощность гумусового горизонта, снижают бонитет почв и урожайность сельскохозяйственных культур, но также существенно изменяют весь облик ландшафта и нарушают экологический баланс в биосфере.
На территории региона активно проявляются процессы водной и ветровой эрозии, часто протекающие совместно. По показателю смытости или дефлированности гумусированной части почвенной
толщи обычно принято выделять градации слабо-, средне- и сильно эродированных почв. Большая их
часть относится к категории слабо эродированных. По отдельным районам этот показатель сильно
отличается. Около половины слабо эродированных почв приходится на долю затронутых дефляцией,
треть – водной эрозией, а остальная часть – совместными проявлениями водно-эрозионных и эоловых
процессов.
Следует отметить широкое развитие эоловых процессов в Тункинской котловине, которые способствуют формированию элювиоземов и слоисто-эоловых почв. В Дархатской котловине (долина р.
Арсайн-Гол) на волнисто-увалистой песчаной равнине формируются каштановые почвы, периодически погребаемые подвижными песками, вследствие чего в их профиле часто наблюдаются погребенные каштановые почвы. При периодическом перевевании эолового материала формирование почв
эоловых ландшафтов слабоактивно, часто они не имеют срединных горизонтов, легко разрушаемы и
малопригодны для использования.
Исторически принадлежавшие кочевым народам монголам и бурятам земли района ранее использовались исключительно как пастбищные угодья. С приходом русского населения пригодные для
земледелия участки были распаханы и использовались для посевов сельскохозяйственных культур. В
настоящее время большинство этих земель заброшено, частично используются под пастбища. Подавляющее большинство пастбищ в настоящее время представляют собой сложное сочетание нарушен-
178
ных участков в различной степени. Ненормированное использование под выпас природных пастбищ
с чрезмерной нагрузкой ведет к значительным нарушениям структуры и продуктивности растительных сообществ, механическому разрушению дернины, эрозии и уплотнению верхнего горизонта
почв, микротеррасированию склонов и закочкариванию.
Лесные пожары часто являются действенным фактором, влияющим на формирование и развитие горно-таежных ландшафтов в Прихубсугулье и Юго-Западном Прибайкалье. При неоднократной
повторяемости пожаров, сильном прогорании лесной подстилки и гумусового горизонта, изменения
почвенной среды могут быть необратимыми. Они состоят в усилении задернованности почвы, понижении уровня мерзлоты, ускоренном развитии процессов эрозии, вплоть до обнажения коренных пород. Иногда активизируется заболачивание поверхности. В целом лесные гари ведут к деградации
почв, негативным изменениям гидрологического режима геосистем.
Природную обстановку в Прихубсугулье и Юго-Западном Прибайкалье в лесопожарном отношении можно считать экстремальной. Горно-котловинный рельеф, относительное малоснежье, засушливый весенне-раннелетний период, сильные ветры, господство светлохвойных лесов с легковоспламеняющимися подлеском и опадом способствуют быстрому распространению возникающих чаще
всего из-за деятельности человека пожаров. В этом регионе сильно нарушенные пожарами леса к настоящему времени составляют около 50 % территории. Периодическим пожарам в разное время и в
различной степени были подвержены практически все леса. На широкое распространение пожаров в
прошедшие десятилетия указывает большое количество гарей, сухостоев и поражение огнем нижней
части деревьев (в результате низовых пожаров).
После интенсивных пожаров, приводящих к нарушению корневой системы, лес легко подвергается ветровалу. При этом почвенный покров сильно нарушается. Вываленная корневая система с
почвенным комом представляет собой ветровальный бугор. Бугры, и особенно западины, оказываются частично лишенными плодородия, поскольку ветровал деревьев способствует сносу почвы, а на
дне западины обнажается сильно каменистый горизонт. Последствия влияния на почву пожаров, затрагивающих подстилку, – это изменение органического вещества, реакции почвы, содержания обменных оснований, водорастворимых соединений и т.д. На восстановления химических свойств почв
в результате прогорания подстилки необходимо от 2 до 10 лет.
Под влиянием лесных пожаров снижается кислотность верхнего слоя почвы в результате его
обогащения щелочноземельными и щелочными элементами, поступающими из золы сгоревших биогенных объектов. Наиболее значителен рост этих нейтрализующих среду элементов в водорастворимой форме при очень сильных пожарах. Растительность полностью уничтожена, а ее восстановление
затруднено. На склонах интенсивно проявляется эрозия, почва может быть целиком смыта. Образование новых почв задерживается на длительное время.
На северо-восточном берегу оз. Хубсугул (междуречье Тойн-Гола и Танын-Гола) нами зафиксирован полностью выгоревший лес с развитым в нем ранее криоземом. После ветровала, как результата пожаров третьей категории (при полном выгорании растительности), поверхность почвы стала
больше прогреваться и вследствие таяния близко залегающих здесь многолетнемерзлых пород активизировался процесс заболачивания. В итоге почва эволюционировала в торфяно-криозем. Важно
отметить, что на участках с более глубоким залеганием или отсутствием многолетнемерзлых пород
после пожаров получают развитие процессы остепнения. Например, многие ныне степные ландшафты описывались Б.Б. Полыновым и И.М. Крашенинниковым в начале XX в. как таежные [4]. Полевыми исследованиями почв остепненных участков окрестностей пос. Ханх, Хух-Муст и Хатгал, междуречья Танын-Гола и Тойн-Гола, восточного склона хребта Баян-Ула, северо-западного склона Хубсугульской котловины (междуречье Ханх-Гола и Тохмог-Гола) выявлены послепожарные остатки
древесины на глубине 11-18 см. По исследованиям А.А. Сирина и др. [5], в развитии болотных ландшафтов Монголии зафиксированы периоды различных экологических условий и явные тенденции к
их опустыниванию в последние десятилетия.
По данным Ч. Доржсурэн и др. [6], на старых крупных вырубках Северной Монголии, многократно подверженных пожарам, интенсивно протекает процесс остепнения. Сплошные рубки в горных лиственничных лесах не соответствуют природе этих лесов, приводят к смене пород или смене
леса на степные, лугово-степные сообщества, к усилению поверхностного и склонового стока, развитию процессов эрозии, сокращению лесных площадей. При выборочных же рубках сохраняются защитные функции леса, создаются благоприятные условия для лесовозобновления.
Неоднократная повторяемость пожаров привела к изменению природных условий в направлении некоторого иссушения лесостепных и, напротив, к заболачиванию при близком залегании многолетнемерзлых пород таежных ландшафтов. При сильном прогорании подстилки и гумусового гори-
179
зонта, а также при неоднократных пожарах, приводящих к нарушению экосистем, изменения в почвах могут быть необратимыми. Развитие ускоренной эрозии почв на гарях приводит к разной степени
их деградации и изменению свойств почв, определяющих противоэрозионную устойчивость.
Литература
1. Джеррард А. Дж. Почвы и формы рельефа. Комплексное геоморфолого-почвенное исследование. – Л.:
Недра, 1984. – 208 с.
2. Воробьева Г.А. Почва как летопись природных событий Прибайкалья: проблемы эволюции и классификации почв. – Иркутск: Изд-во Ирк. гос. ун-та, 2010. – 205 с.
3. Выркин В.Б. Криогенный и нивальный микрорельеф гольцов Прибайкалья и Северного Забайкалья:
Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Иркутск, 1980. – 20 с.
4. Полынов Б.Б., Крашенинников И.М. Физико-географические и почвенно-ботанические исследования в
области бассейна реки Убер-Джаргалантэ и верховьев Ара-Джаргалантэ // Северная Монголия. – Л.: Изд-во АН
СССР. – 1926.
5. Sirin A.A., Minayeva T.Yu., Gunin P.D. et al. Between humid and arid environment: peatland ecosystems indicate desertification trends in Mongolia // Ecological conseguences of biosphere processes in the ecotone zone of
Southern Siberian and Central Asia. – Ulaanbaatar: Bembi san Publishing House, 2010. – P. 86-88.
6. Dorjgsuren Ch., Tsolmon R., Batchuluun Ts. Vegetation cover and soil adjusted index on devastated by logging and timber harvesting // Труды Института ботаники. – Улан-Батор, 2004. – № 14. – С. 34-39.
РОЛЬ РЕЛЬЕФА В РАСПРЕДЕЛЕНИИ ПОТОКОВ ВЕЩЕСТВА
В СТЕПНЫХ ГЕОСИСТЕМАХ
Давыдова Н.Д., Знаменская Т.И.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Движущей силой развития географической оболочки Земли является единство ведущих неразрывно связанных между собой, но противоположно направленных процессов прихода и расхода вещества и энергии. Территориальные изменения годовых величин радиационного баланса и годовых
сумм осадков зависит не только от дифференциации географической оболочки согласно закону зональности, но и от морфологического строения земной поверхности, степени ее покрытия растительностью, наличия водных акваторий.
Роль рельефа в распределении вещества и энергии общепризнанна. Потоки веществ как в твердом состоянии, так и в растворах перемещаются с разной скоростью под действием сил гравитации в
зависимости от уклона поверхности. По условиям миграции химических элементов основоположник
геохимии ландшафта Б.Б. Полынов [1] объединил элементарные ландшафты в три главные группы:
элювиальные, субаквальные, супераквальные. М.А. Глазовская [2] расширила представление о процессах и путях миграции химических элементов. Она выделяет каскадные ландшафтногеохимические системы, разных гипсометрических уровней, связанных между собой потоками вещества и энергии. В конечные бассейны стока вещество переносится от геосистем высоких местоположений с поверхностными, внутрипочвенными и подземными водами.
Выявление закономерностей миграции химических элементов в различных природных условиях особенно стало актуально в связи с ростом угрозы загрязнения на всех уровнях геосферы. Исследования проводились в южной части Минусинской котловины на территории, прилегающей к Саяногорскому и Хакасскому алюминиевым заводам в пределах ключевого участка Новониколаевского
стационара (рис. 1), находящегося в 14 км к западу от источников эмиссий [3]. Основные площадки
наблюдения расположены на пологом склоне (открытом к заводам) южной экспозиции куэстовой
гряды, до долины р. Сабинки.
Особенностью почвенного покрова территории является резкая смена почвенных разностей,
сильно контрастная их комплексность. Привершинная часть южных склонов характеризуется мозаичностью (литогенно-эрозионной пятнистостью). Доминирующим типом являются черноземы южные каменистые (разрез 288). Пологие участки средних и нижних частей склонов заняты черноземами южными (разрез 257) в комплексе с каштановыми почвами различной степени солонцеватости и
засоления (разрез 439). Широкое распространение имеют сурчинная, сурчинно-ложбинная и ложбинная пятнистость и комплексность. Участок древней долины р. Енисея отличается своеобразными короткопрофильными почвами на галечниках и песках. Пойма р. Сабинки занята преимущественно ал-
180
лювиальными хлоридно-содового засоления почвами: дерновыми, луговыми, лугово-болотными
(разрез 440). Неоднородность почвенного покрова обусловлена, прежде всего, геологогеоморфологическим строением и ведущими экзогенными процессами рельефообразования, которые
особенно ярко проявляются в степных условиях природной среды.
\
Рис. 1. Южный склон Новониколаевского полигона-трансекта.
На
южных
склонах
преобладает
эолово-делювиально-денудационно-транзитноаккумулятивный тип склонового процесса [3]. Эоловая деятельность возникает на поверхности склона при ветровом воздействии. На наветренных склонах происходит дефляция, продукты выветривания перераспределяются в зависимости от структуры растительного покрова и проективного покрытия, микрорельефа, транспортируются на подветренные склоны. Делювиальный процесс обусловливается плоскостным нитчато-струйчатым стоком талых и дождевых (особенно ливневых) вод. При их
воздействии происходит разрушение поверхности склонов, перемещение продуктов разрушения и их
отложение в нижних частях склонов [4], что отражается как на морфологическом строении почвенного профиля, так и на их физико-химических свойствах. Установлены закономерные изменения гранулометрического состава мелкозема почв по содержанию частиц разной размерности от вершины
склона до выровненной поверхности долины р. Сабинки (рис. 2 а). Средневзвешенное содержание
физической глины (фракция < 0,01 мм) изменяется от 16,5 до 36,4 %, ила (фракция < 0,001 мм) – от
3,1 до 14,1 %. Наиболее обеднена тонкими фракциями мелкозема почвенная толща вершинных поверхностей. Особенно это касается ила, содержание которого едва достигает 5 %. Вследствие выноса
мелких частиц распространенные здесь черноземы южные маломощные каменистые характеризуются легким (супесчаным) гранулометрическим составом (разрез 288). Низкое содержание ила отмечается также в верхних горизонтах почв средней части склона (разрез 257). Движущиеся под действием
сил гравитации, водных потоков и ветра взвеси задерживаются в аккумулятивных условиях там, где
носитель теряет скорость движения и силу удерживания частиц во взвешенном состоянии. Это нижние части склонов, выровненные и вогнутые поверхности краевой части долины. Здесь прослеживается приуроченность тонких частиц ила к нижним горизонтам почв, отмечается также слоистость
почвенных горизонтов по содержанию ила и мелкого песка (разрезы 439, 440).
Многими исследователями установлено существенное влияние гранулометрического состава
на содержание валовых и подвижных форм химических элементов и распределения их по генетическим горизонтам. Изучение этого явления особенно важно в условиях загрязнения природной среды,
так как процессы миграции и аккумуляции химических элементов во многом зависят от структуры,
плотности сложения, физико-химических свойств почв, в том числе гранулометрического состава.
Распределительные функции рельефа проявляются уже при первичном поступлении потока
поллютантов на земную поверхность, что хорошо диагностируется по запасам веществ в снежном
покрове. Большее их количество обычно накапливается на вершинах и наветренных склонах. В почвах по рельефу распределение поллютантов может иметь противоположную направленность, осложненную внутрипрофильной дифференциацией. В большей степени это касается подвижной формы
веществ, в первую очередь водорастворимой. Проследим сказанное на примере миграции фтора химического элемента 1 класса опасности – главного загрязнителя природной среды при производстве
названными заводами алюминии [5],
В целом, распределение водорастворимого фтора в почвах согласуется с распределением тонких фракций мелкозема (рис. 2 а, б). Также отмечается увеличение его количества от вершины к подножию склона.
181
а
б
Рис. 2. Распределение фракций мелкозема (а) и водорастворимого фтора (б) в почвах южного склона Новониколаевского полигона-трансекта: а – фракции мелкозема: 1 – < 0,001 мм, 2 – < 0,01 мм; б – почвенные
слои: 1 – 0-10, 2 – 0-50, 3 – 50-100, 4 – 0-100 см.
Верхний органоминеральный слой 0-10 см склона (рис. 2 а) содержит около 5 мг/кг фтора. Такое количество составляет 0,5 ПДК. На заболоченном участке долины р. Сабинки (разрез 440) количество поллютанта возрастает до 1 ПДК. Сильная аккумуляция (более 3 ПДК) осуществляется в нижних горизонтах почв средне – и тяжелосуглинистого состава. Это свидетельствует в пользу существования в условиях степи миграционных потоков веществ как в латеральном, так и в радиальном направлениях и распределительной роли рельефа.
Литература
1. Полынов Б.Б. Избранные труды. – Л.: Изд-во АН СССР, 1956.
2. Глазовская М.А. Теория геохимии ландшафтов в приложении к изучению техногенных потоков рассеяния и анализу способности природных систем к самоочищению // Техногенные потоки вещества в ландшафтах и состояние экосистем. – М.: Наука, 1981.- С. 7-41.
3. Природные режимы степей Минусинской котловины. – Новосибирск: Наука, 1976. – 237 с.
4. Павлов А.Б. Статьи по геоморфологии и прикладной геологии. – М., 1951. – 184 с.
5. Давыдова Н.Д. Техногенные потоки и дифференциация веществ в геосистемах // Географические исследования в Сибири. – Новосибирск: Акад. изд-во «ГЕО», 2007. – Т. 2. – С. 261-315.
ОРОГРАФИЧЕСКИЙ КОНТРОЛЬ СТОКА РАСТВОРЕННЫХ ВЕЩЕСТВ РЕК И
ХИМИЧЕСКОЙ ДЕНУДАЦИИ В ГОРАХ
Денмухаметов Р.Р., Шарифуллин А.Н.
Казанский (Приволжский) федеральный университет, г. Казань
Изучение выноса растворенных веществ (РВ) различного происхождения из речных бассейнов
является общегеографической и геоэкологической задачей. По стоку РВ можно судить о денудационных процессах в бассейне, экологическом состоянии водосборов, геохимических аспектах миграции
макрокомпонентов и т.д. Пространственная изменчивость, временная динамика, генетический анализ
невозможны без определения степени влияния природных и антропогенных факторов на сток РВ рек.
Анализ влияния орографического факторов на сток РВ рек в глобальном масштабе проведен с
использованием исходного массива данных почти по 400 пунктам наблюдения на всех континентах.
Основная часть стока РВ приходится на главные ионы, кроме того, преимущественно ими же представлена денудационная часть растворенного материала. Поэтому в исследовании использована ионная составляющая стока РВ.
Для оценки степени влияния орографического фактора по характеру рельефа выделены горы
низкие, средние и высокие (соответственно, для математико-статистической обработки речным бассейнам присуждался определенный балл). Разделение велось по средневзвешенной высоте бассейнов,
если она была известна из первоисточников. Кроме того, орографическая принадлежность бассейнов
182
Д, т/кв.км в год
определялась по гипсометрическим картам. В общем, принималось, что бассейн является горным,
если равнинные территории занимают не более 25% площади бассейна.
Результаты математико-статистической обработки показали, что в горных условиях максимальные значения стока растворенных веществ приурочены к речным бассейнам, преимущественно
расположенным в высоких горных системах (рис.). По сравнению с низменностями, интенсивность
химического выноса растворенного материала в высокогорьях в 2-2,5 раза интенсивнее, чем на низменностях равнин (табл. 1).
120
100
Горы высокие
Горы средние
Горы низкие
80
60
Истоки в горах
Возвышенности
40
Низменности
20
Рис. Изменение средних модулей стока РВ
по разным типам рельефа.
0
Таблица 1
Средние величины стока РВ в различных по высоте горах (Д, т/км2·год)
Горы
Низкие
Средние
Высокие
Умеренный
82,0
88,5
124,5
Географический пояс
Субтропический
85,4
73,0
91,9
Тропический
105,0
70,0
97,3
В целом
86,0
91,9
99,8
Более активное химическое разрушение гор по сравнению с равнинными территориями впервые на количественном материале было установлено [1] и [2]. По [2] соотношение в ионном стоке с
низменностей, возвышенностей, предгорий и гор составляет 1:2,8:32,1. Позднее [3] попытался уточнить эти цифры и по его данным рассматриваемое соотношение равно для областей с холодным климатом 1:2:7:16, а для областей с теплым климатом — 1:2,3:5,5:9,5. [4], опираясь на данные по стоку
РВ, пришли к выводу о его 5-10 кратном усилении в горах по сравнению с низменным рельефом. По
данным [5], в умеренном поясе даже высокие горы подвергаются химической денудации лишь в 2-2,5
раза интенсивнее, чем низменности. В среднем соотношение равнин и гор по химической денудации
определяется как 1:1,6.
По всей видимости, ведущими факторами, обусловливающими такое соотношение интенсивности химического разрушения равнинных и горных областей, являются более пестрый литологический
состав последних и интенсивность водообмена, контролируемая величиной жидкого стока.
С увеличением высоты водосбора, в целом, слабоустойчивые к химическому разложению породы подвержены денудации в большей степени, чем кристаллические и осадочные терригенные
(табл. 2).
Таблица 2
Средние модули стока РВ (Д, т/км2·год) на разных типах рельефа и горных пород
Группы пород
Кристаллические
Осадочные смешанные карбонатнотерригенные
Осадочные терригенные
Осадочные хемо- и органогенные
Смешанные (осадочнокристаллические)
Горы
низкие
12,7 (24)
Горы
средние
19,1 (15)
Горы
высокие
71,9 (66)
76,2 (39)
74,2 (24)
22,1 (11)
113,3 (48)
33,7 (12)
177,5 (42)
139,4 (23)
32,8 (24)
36,7 (28)
58,2 (6)
-
Примечание: в скобках — количество бассейнов.
183
Несомненно, жидкий сток является ведущим фактором, влияющим на увеличение стока РВ с
увеличением высоты рельефа. Чем больше высота рельефа, особенно при переходе от равнин к горным областям, тем больше величина жидкого стока (табл. 3). В целом, чем больше жидкий сток, тем
меньше минерализация рек, так как величина водного стока оказывает разбавляющее действие, и
концентрация ионов в единице объема воды уменьшается.
Если проследить за изменением минерализации речных вод от более высоких отметок рельефа
к более низким, то видно, что она увеличивается. Причина этого – обогащение воды растворенными
веществами при движении от водораздельных частей вниз по склонам, что обусловлено длительным
временным контактом речных вод с горной породой (табл. 3). При этом может измениться гидрохимический тип вод, снизиться содержание преобладающих в ультрапресных водах высокогорий ионов
кальция и гидрокарбонат – ионов.
Таблица 3
Изменение минерализации речных вод и интенсивности
водообмена с высотой водосборов
Интервалы высот,
м
701-1000
1001-1500
1501-2000
2001-2500
>2501
Минерализация,
мг/л
250
213
200
198
190
Модуль стока воды,
л/с·км2
13,4
16,4
19,9
14,1
16,9
Выявлена [6, 7] закономерность увеличения минерализации подземных вод зоны активного водообмена по мере уменьшения абсолютных отметок и, соответственно, интенсивности водообмена
для Саяно-Алтайской горной области, гранитных массивов Сьерра-Невады и других территорий. Чем
более длительный путь проходит вода по горным породам, тем выше ее минерализация. Так, в Забайкалье, наименее минерализованные воды гидрокарбонатного кальциевого состава распространены в
приводораздельных наиболее высоко поднятых частях горных сооружений, ниже располагается промежуточная зона пресных вод среднегорных структур, еще ниже – гидрокарбонатно-сульфатные воды повышенной минерализации низкогорья и предгорных ландшафтов. Эта закономерность носит не
локальный, а общегеографический характер [7]. Однако, несмотря на то, что минерализация увеличивается, уменьшается жидкий сток, это приводит к снижению модулей стока РВ рек. Зависимость модулей стока РВ от высоты водосбора неоднозначна (табл. 3). Начиная с высот 501-700 м, в горах идет
почти равномерное увеличение модулей стока растворенных веществ. При этом в среднегорьях модули часто достигают максимальных значений, что определяется максимальными величинами жидкого стока.
Среди других факторов, обусловливающих более интенсивное химическое разрушение гор — их
большая трещиноватость и сложные условия залегания горных пород. Так, карстовые процессы, по данным
[8], наиболее активно проявляются на участках земной коры с положительными тектоническими движениями, сопровождающимися трещинообразованием, где карстующиеся породы находятся в зоне активного
водообмена.
На расчлененность рельефа, мощность зоны активного водообмена влияет тектонический режим территорий. В условиях спокойного тектонического режима платформ мощность зоны активного дренирования редко превышает 150-200 м, а в горных складчатых областях достигает тысячи
метров и более. Последнее более благоприятно для развития карстовых процессов, образования
вертикальных полостей, где воды длительное время контактируют с горной пород и насыщаются
ионами.
Дифференциация стока РВ по высотным поясам гор в настоящее время изучена в меньшей
степени. Недостаток исходного материала по наблюдениям за химическим составом вод горных
рек не позволял получить его количественные характеристики. Со временем число гидрохимических пунктов на горных реках значительно увеличилось. Лучше обеспечены материалом горные
реки гляциальной, нивальной зон и ландшафты умеренного пояса, кроме горных лесостепей и степей (табл. 4).
Проведенный обзор данных по стоку РВ горных рек мира позволяет сделать вывод о том, что
наибольшая величина стока РВ наблюдается в горных широколиственных, субтропических, тропических и экваториальных лесах, субнивальном поясе. Наименьшие модули стока РВ – в горных степях
и полупустынях субтропических и умеренных широт. Значительный сток РВ в горах обусловлен зна-
184
чительным жидким стоком, пестрым литологическим составом дренируемых толщ, трещиноватостью, тектонической активностью горных территорий. В горах появляется максимум в субнивальном
и гляциальном поясах, происхождение которого можно объяснить при значительном водном стоке
большей карбонатной емкостью природных вод при пониженных температурах, значительной механической денудацией, определенной по стоку взвешенных наносов [9]. Поступающий за счет механического сноса рыхлый материал может являться дополнительным источником растворенных веществ [10].
Таблица 4
Сток РВ в различных высотных поясах гор
Высотный пояс
N
q,
.
л/с км
2
Г.п.,
М,
Р,
А,
Т,
Д,
балл
мг/л
балл
балл
балл
т/км2.год
Гляциальный
Субнивальный
26
29
17,3
18,97
6,3
6,3
180
185
5,5
5,5
1,0
1,0
1,0
1,0
89,3±10,8
115,2±15,4
Горная тайга и смешанный лес
61
18,1
4,8
130
4,4
1,4
1,1
62,8±12,7
Горный широколиственный лес
34
17,0
8,8
275
4,1
2,2
1,6
140,6±17,3
Горная лесостепь
8
12,0
6,4
280
5,1
1,5
1,5
89,9±24,4
Горная степь
10
9,1
5,1
300
4,8
1,8
1,0
55,4±2,1
Горная полупустыня
17
2,5
3,8
770
4,6
1,3
1,0
37,7±17,4
Горная субтропическая полупустыня
15
1,1
3,4
890
4,6
1,4
1,1
28,3±2,2
Горная субтропическая степь
10
6,3
7,3
400
5,2
1,9
1,4
69,2±11,2
Горное средиземноморье
12
7,3
6,3
500
4,0
2,3
1,4
83,6±31,4
Горный субтропический лес
25
33,4
5,5
120
4,0
2,0
1,2
116,8±19,5
Горный тропический лес
15
41,0
7,6
130
4,2
2,0
1,3
92,5±62,4
Горная саванна
15
13,4
4,3
260
4,7
1,7
1,3
78,7±18,4
Горный экваториальный лес
Смешанные леса
В целом
8
51,6
8,3
115
4,4
2,1
1,1
190,9±6,8
73
358
12,3
16,9
5,7
5,9
350
295
4,9
4,7
1,8
1,6
1,1
1,2
94,3±42,3
89,9±21,0
Примечание: N- объем выборки, q – модуль водного стока, Г.п. – вещественный состав дренируемых пород, М – минерализация, Р – рельеф, А – антропогенная освоенность, Т – техногенная нагрузка, Д – модуль стока РВ.
Литература
1. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. – 2-е изд. – М.: Изд-во АН СССР, 1962. – Т. 1. – 212 с.
2. Corbel J. L’erosion terrestre, etude quantitative (Methodes. Techniques.Resultats) // Ann. geogr. – 1964. –
Vol. 73. – № 398. – P. 385-412.
3. Pulina M. Denudacja chemisna na obszerach krasu weglawege // Pr. geogr.I nst. geogr. PAN. – 1974. – №
105. – 159 s.
4. Walling D.E., Webb B.W. Patterns of sediment yield // Background to paleohydrology . – Chichester & et.:
John Wiley & Sons. – 1983. – P. 69-100.
5. Мозжерин В.И. Геоморфологический анализ твердого речного стока гумидных равнин умеренного
пояса: Автореф. дис. … докт. геогр. наук. – СПб: Изд-во Санкт-Петерб. ун-та, 1994. – 32 с.
6. Степанов В.М. К проблеме формирования химического состава подземных вод Забайкалья // Вопр.
гидрогеол. и инж. геол. Вост. Сибири. – Иркутск, 1974. – С. 37-42.
7. Шварцев С.Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. – М.: Недра, 1998. – 366 с.
8. Максимович Н.Г. Особенности эволюции земной коры в районах развития карстующихся карбонатных
пород // Литология и нефтегазоносность карбонатных отложений. – Сыктывкар, 2001. – С.44-45.
9. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. – Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1984. –
264 с.
10. Дедков А.П., Мозжерин В.И., Шарифуллин А.Н. Соотношение между механической и химической
денудацией в различных ландшафтных условиях // География и современность. — Л.: Изд-во Ленингр. ун-та,
1982. – С. 124-135.
185
РАСТИТЕЛЬНЫЙ ПОКРОВ СКЛОНОВ НАЗАРОВСКОЙ ЛЕСОСТЕПИ
(НА ПРИМЕРЕ ГОРЫ МАЛЫЙ СЮГЕНЬ)
Дубынина С.С.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Назаровская впадина является структурой второго порядка в системе Минусинского межгорного понижения. Ее поверхность наследует структуру герцинского наложения прогиба, сформировавшегося на нижнепалеозойском основании складчатых сооружений Кузнецкого Алатау и Восточного
Саяна. Для южной части впадины характерен мозаичный рельеф с цепями куэст и гряд. Впадина выполнена породами девона, карбона, юры и мела, которые перекрываются четвертичными отложениями небольшой мощности. Четвертичные отложения распространены широко. Состав и мощность их
меняются в зависимости от характера субстрата, подстилающего эти отложения, крутизны склонов и
их ориентировки в пространстве [1].
На склоне горы Малый Сюгень юго-восточной экспозиции (абс. высота 400 м) в окраинной
части горной системы Кузнецкого Алатау проводились стационарные работы (рис. 1). Склоны южной
экспозиции со слабо развитыми каменистыми почвами, не пригодны для земледелия, поэтому сохранились до настоящего времени. Почвенный покров склона представлен серыми лесными почвами и
черноземами южными, обыкновенными и выщелоченными и включает в себя степные и лесные фации [2].
Рис. 1. Юго-восточный склон г. Малый Сюгень (Горячая печь) и Кадатское водохранилище.
Климат Назаровской лесостепи определяется ее внутриконтинентальным положением на стыке
горных систем Южной Сибири, Среднесибирского плоскогорья и Западно-Сибирской равнины, а
также режимом циркуляции атмосферы. В распределении атмосферных осадков значительна мозаичность как следствие высокой контрастности природных условий. В равнинной части котловины в год
выпадает 350–550 мм осадков, в предгорной – до 500–600 мм. На фоне общего повышения температуры воздуха весной и ее понижения осенью наблюдаются частые вторжения более теплых и более
холодных воздушных масс, сопровождающиеся резкими колебаниями температуры и влажности воздуха, усилением скорости ветра, выпадением осадков.
Степные и лесные фации отличаются по составу растительного вещества, так как они занимают
разные местоположения. Сопряженный ряд профиля пересекает характерные элементы макро- и мезорельефа, который помогает вскрыть основные топологические связи растительного покрова с рельефом местности, со степенью увлажнения и составом почв. Степные фации занимают привершинные
трансэлювиальные положения [3]. Они более «чувствительны» к периодам засушливых условий, потому что увлажнение получают только с атмосферными осадками, что резко сказывается на количестве растительного вещества (рис. 2).
В сложении степных сообществ ведущую роль играют дерновинные злаки: ковыль волосатик
(Stipa copillata), тонконог стройный (Koeleria gracilis), типчак бороздчатый (Festuca sulcatus); рыхлодерновинные злаки: мятлик узколистный (Poa angustifolia), змеевка растопыренная (Gleistogenes
186
squarrosa). Осоки: осока стоповидная (Carex pediformis) и (Carex duriuscula) тврдоватая; разнотравье:
прострел Турчанинова (Pulsatilla Turczaninovii), подмаренник настоящий (Galium verum), вероника
седая (Veronica incana), бессмертник (Helichrysum arenarium), колокольчик сборный (Campanula
glomerata), полынь плющевидная (Artemisia sieversiana), лук слезун (Allium nutans), крестовник пурпуровый (Senecio porphyranthus). Кустарники – карагана мелколистная (Karagana microphylla) и шиповник иглистый (Rosa ocicularis), кизильник черноплодный (Cotoneaster melanocarpus). Проективное покрытие 70-80 %, видовая насыщенность на 1 м2 насчитывает до 20 видов, высота травостоя от
10 до 90 см.
Рис. 2. Трансэлювиальная привершинная разнотравно-ковыльная фация с черноземом
слаборазвитым бескарбонатным на элюво-делювии аргиллитов (коренная фация) г. Малый Сюгень.
Неудовлетворительная водопроницаемость плотной дернины трансэлювиальных фаций приводит к выносу основной массы дождевых осадков и талых вод по крутому склону с накоплением в лесных трансаккумулятивных фациях (рис. 3).
Рис. 3. Трансаккумулятивная полого-склоновая березовая бобово-осоково-разнотравная с темно-серой
лесной почвой на элюво-делювии аргиллитов (условно-коренная фация) г. Малый Сюгень.
В трансаккумулятивной фации склона юго-восточной экспозиции располагается березовый лес
паркового типа. Лес молодой средневозрастный, III-IV класса бонитета, разнотравный. В сложении
лесного сообщества ведущую роль играет бобово-осоково-разнотравная растительность. Проективное покрытие составляет 60-70 %. Высота общего покрытия 50-70 см, некоторые виды разнотравья
достигают высоты 1 м. Видовая насыщенность 25 видов на 1 м2. В травостое злаки, осоки, бобовые
встречаются обильно, но господствующее значение принадлежит разнотравью. Состав травостоя
трансаккумулятивной фации: мятлик луговой (Poa pratensis), пырей ползучий (Elibrigia repens), кос-
187
тер безостый (Bromus inermis), осока большехвостая (Carex macroura), бобовые: горошек мышиный
(Vicia cracea), чина гороховидная (Lathyrus pisiformis), герань сибирская (Geranium sibiricum), подмаренник настоящий (Galium verum). Из разнотравья: зопник клубненосный (Phlomis tuberosa), крестовник обыкновенный (Senecio vulgaris), тысячелистник обыкновенный (Achillea millefolium), колокольчик сборный (Campanula glomerata), душица обыкновенная (Origanum vulgare).
В результате исследований прослежена тенденция изменения растительного покрова фаций
склоновой поверхности г. Малый Сюгень, в зависимости от климатических условий и местоположения. Периоды колебаний величины растительного вещества полностью зависят от влаги, которая поступает с атмосферными осадками и менее всего зависит от температуры воздуха. Для выявления
цикличности в колебаниях температуры и осадков нами использовались результаты многолетних
данных метеостанции Шарыпово. Для характеристики изменчивости увлажнения брались ежемесячные суммы осадков, сложенные за вегетационный период, а для характеристики колебаний температурного режима – ежемесячные суммы активных температур воздуха выше 10 0 С (табл.).
Таблица
Коэффициенты корреляции между показателями гидротермических условий и
растительного покрова в фациях различных местоположений г. Малый Сюгень
Показатели
Растительный Сумма осадков за веге- Сумма температур >10
0
покров
тационный период
С
Элювиально локально-аккумулятивная фация
Растительный покров
1,00
0,45
- 0,44
Сумма осадков за вегетационный период
0,45
1,00
- 0,69
Сумма температур >10 0С
- 0,44
- 0,69
1,00
Трансэлювиальная фация
Растительный покров
1,00
0,76
- 0,22
Сумма осадков за вегетационный период
0,76
1,00
- 0,79
Сумма температур >10 0С
- 0,22
- 0,79
1,00
Трансэлювиально-аккумулятивная фация
Растительный покров
1,00
0,72
- 0,68
Сумма осадков за вегетационный период
0,72
1,00
- 0,43
Сумма температур >10 0С
- 0,68
- 0,43
1,00
Для изучения взаимосвязей был использован корреляционный анализ, который изучает усредненный закон поведения каждой из величин в зависимости от значений другой величины, а также
меру зависимости между рассматриваемыми величинами. Корреляционный анализ показывает достаточно тесную связь, причем зависимость линейная – с увеличением количества осадков растительный
покров возрастает, увеличивается видовая насыщенность. Коэффициент корреляции растительного
покрова, связанного с осадками, колеблется от 0,45 до 0,76, с температурой от – 0,22 до – 0,68. Корреляционный анализ зависимости годичной динамики состава растительного вещества от количества
осадков, взятых со сдвигом на 1 год (осадки прошлого года), дал следующие результаты. Начиная с
элювиальной локально-аккумулятивной фации, переходя к трансэлювиальной и затрагивая трансаккумулятивную фацию – теснота связи соответственно равна 0,5; 0,7; 0,5, что составляет умеренную и
заметную связь.
Таким образом, корреляционным анализом выявлено, что наибольшая теснота связи запасов
растительного вещества с режимом увлажнения наблюдается в трансаккумулятивных фациях, где
коэффициенты корреляции между запасами растительного вещества и влаги характеризуются максимальнымми величинами. Слабые связи между температурой воздуха и растительным покровом зафиксированы в трансэлювиальных фациях.
Литература
1. Природа и хозяйство района первоочередного формирования КАТЭКа. – Новосибирск: Наука, 1983. –
259 с.
2. Снытко В.А., Семенов Ю.М., Мартынов А.В. Ландшафтно-геохимический анализ геосистем КАТЭКа.
– Новосибирск: Наука, 1987. – 109 с.
3. Дубынина С.С. Сравнительный анализ биопродукционно-деструкционных процессов в степных геосистемах // Тренды ландшафтно-геохимических процессов в геосистемах юга Сибири. – Новосибирск: Наука,
2004. – С. 32-45.
188
СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННОЕ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЛАНДШАФТОВ
ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ СЕЛЕНГИНСКОГО СРЕДНЕГОРЬЯ
Екимовская О.А.
Байкальский институт природопользования СО РАН, г. Улан-Удэ, [email protected]
Территория центральной части Селенгинского среднегорья относится к наиболее важному в
сельскохозяйственном отношении ареалу Республики Бурятия. Здесь сосредоточено около ¾ пахотных, ½ сенокосных и 3/5 пастбищных угодий республики. Сельскохозяйственное производство исследуемой территории представлено предприятиями коллективных форм собственности и индивидуальными хозяйствами населения. Основными землепользователями, формирующими современную
аграрную территориальную структуру, являются сельскохозяйственные предприятия коллективных
форм собственности. На долю сельскохозяйственных предприятий приходится до 95% всей земельной площади и до 91% сельскохозяйственных угодий.
Широкому развитию сельскохозяйственной освоенности способствуют особенности рельефа,
климатические и почвенные условия. Вершины большинства хребтов плоские, некоторые имеют вид
широких массивных увалов с пологими склонами и вполне пригодны для распашки. Межгорные понижения имеют сравнительно небольшие размеры, но общая их площадь значительно больше, чем у
котловин в Саянско-Прибайкальской части республики. Наиболее значительны размеры у цепи впадин Гусиноозёрско-Удинской зоны погружений, протянувшейся по подножию Хамар-Дабана и долине реки Уды. Днища их лежат на высоте 500-700 м над уровнем моря. Для предгорной части понижений характерны увалистые равнины, на которых расположены лучшие пашни в республике, чередующиеся с пастбищными угодьями. Безводные долины – пади и распадки не являются ограничением для сельскохозяйственной деятельности, поскольку используются как пастбища. Заболоченные и
переувлажнённые речные долины притоков Селенги также представляют определённую хозяйственную ценность в качестве сенокосных угодий.
Структура землепользования и интенсивность использования сельскохозяйственных угодий.
Сельскохозяйственные угодья Кяхтинского, Бичурского, Мухоршибирского, Тарбагатайского, Джидинского и Селенгинского районов расположены практически сплошным ареалом, охватывающим
водораздельные пространства реки Селенги и её основных притоков – Джиды, Хилка, Чикоя, Тугнуя.
На протяжении нескольких веков эта территория была основным центром аграрного природопользования. В долине рек Тугнуй-Сухара распаханы практически все склоны и плоские водоразделы.
Общей чертой землепользования анализируемой территории является значительная доля орошаемых земель – в среднем 9% общей площади сельскохозяйственных угодий и невысокая лесистость. На фоне высокой сельскохозяйственной освоенности Селенгинского среднегорья выделяются
5 хозяйств Тарбагатайского района, расположенные в предгорьях хребта Хамар-Дабан. Доля сельскохозяйственных угодий в этих предприятиях не превышает 40%. Высоким удельным весом сельскохозяйственных угодий отличаются хозяйства Мухоршибирского и Кяхтинского районов, расположенные в Тугнуйско–Сухаринской котловине между хребтами Цаган–Дабан и Заганский, а также у подножия Малханского хребта. Эти хозяйства образуют сплошной массив, в котором удельный вес сельскохозяйственных угодий достигает 80-87% общей площади землепользования. Значительной долей
сельскохозяйственных угодий (в среднем 85%) отличаются 5 хозяйств Джидинского района, вытянутых широкой сплошной полосой по левому берегу реки Джиды и вплотную примыкающих к хребту
Малый Хамар-Дабан. Более ровно освоены речные долины рек Уды, Хилок, Худун. Подавляющее
большинство предприятий используют сельским хозяйством около 60-80% закреплённой территории.
Таким образом, сельскохозяйственная освоенность в степных районах Селенгинского среднегорья
уменьшается по мере продвижения к Джидинскому и Селенгинскому районам. Минимальные значения (39-42%) характерны также для хозяйств Тарбагатайского районов, расположенных вблизи г.
Улан-Удэ.
Пахотные угодья в большинстве хозяйств Селенгинского среднегорья отличаются большими
размерами. Например, в коллективных хозяйствах «Искра» и «Забайкалец» Мухоршибирского района площадь пашни составляет, соответственно, 10403 га и 10506 га. Средняя площадь пашни, приходящаяся на 1 хозяйство, в Джидинском и Тарбагатайском районах равна, соответственно, 4143 га и
4501 га, а госплемзавод «Боргойский» Джидинского района является абсолютным лидером по величине пахотных угодий – 16488 га.
В анализируемой группе самые маленькие размеры посевных площадей имеют предприятия,
расположенные вокруг г. Улан–Удэ. Расчленённый рельеф юга Селенгинского среднегорья, широкое
189
развитие эрозионных процессов обусловили небольшие размеры пашни в хозяйствах Кяхтинского
района. Средняя площадь пашни, приходящаяся на 1 хозяйство, почти в 2 раза меньше, чем в остальных южных степных районах и составляет в среднем 2447 га. Минимальные и максимальные размеры пашни при этом изменяются в 12,5 раз.
Обращает внимание неполное использование пахотных угодий и в хозяйствах пригородной зоны г. Улан–Удэ. Так, в Бичурском районе удельный вес обрабатываемой пашни не превышает 77%.
Основными причинами неиспользования являются организационные, а также наличие значительных
площадей малопродуктивных пахотных угодий. Широкое развитие ветровой эрозии, нехватка семян
обусловили низкий удельный вес засеваемых площадей в хозяйствах Селенгинского района – в
среднем 56% имеющейся пашни. Наиболее интенсивно используется пашня в предприятиях Тарбагатайского и Кяхтинского районов. Из 10 хозяйств Тарбагатайского района в 7 используется 100%
пашни, а в 8 предприятиях Кяхтинского района кроме собственных угодий обрабатываются земли
Госземзапаса.
Ландшафтная дифференциация сельскохозяйственных угодий. Сопоставление карт ландшафтов и использования земель позволило установить, какие виды геосистем наиболее интенсивно используются в сельском хозяйстве.
Для большинства хозяйств Селенгинского среднегорья характерна выраженная мозаичность
ландшафта. В наиболее сухих местах межгорных понижений на каштановых почвах залегают сухие
степи. Растительность на них довольно однообразная, разрежённая и низкорослая Урожайность естественной растительности сухих степей очень низкая. Большей частью они используются под овечьи
пастбища, некоторые участки распаханы.
В центральной части Селенгинского среднегорья можно отметить абсолютное преобладание
склоновых остепнённых травяных ландшафтов с примесью сосны. В Мухоршибирском и Иволгинском районах этот вид геосистем составляет, соответственно, 26,6 и 27,0% площади пашни. Пологие
и затенённые склоны, где несколько лучшие условия увлажнения грунта и чернозёмные почвы, располагаются злаково-разнотравные степи. Растительность по сравнению с сухими степями более высокая и сомкнутая, богаче по составу. Эти степи почти сплошь распаханы. Только небольшая часть
степей, где по условиям рельефа и каменистости распашка невозможна, используется под пастбища.
Для выпаса скота в хозяйствах Селенгинского среднегорья интенсивно используются луговотальниковые, сосново-злаковые и низинные ирисово-луговые ландшафты. Но наиболее полно вовлечены в пастбищеоборот склоновые ландшафты. В Мухоршибирском и Бичурском районах они образуют ареалы, достигающие 20-28% площади сельскохозяйственных угодий. Столь высокая нагрузка в сочетании с высокой плотностью животных, обостряет проблему эродированности и сбитости пастбищ.
Экологическое состояние сельскохозяйственных угодий и система мер по восстановлению почвенного плодородия. В предприятиях Селенгинского среднегорья самые большие площади улучшенных сенокосов приурочены к бассейнам рек Джида, Тугнуй, а также к среднему течению реки Селенги. Среднее значение удельного веса улучшенных угодий составляет 34%, а в отдельных хозяйствах
достигает 55%. Наиболее низкий качественный состав сенокосов характерен для хозяйств, расположенных вблизи г. Улан-Удэ. Удельный вес улучшенных сенокосов составляет здесь в среднем 11%, а
их низкая продуктивность вынуждает заготавливать часть грубых кормов в полевых севооборотах.
Пахотные угодья в ряде хозяйств Селенгинского среднегорья представлены многочисленными
«кусками», расположенными на склонах круче 5 градусов и удалёнными друг от друга. Площадь отдельных участков иногда не превышает 2 га, что делает невозможным вспашку поперёк склона. Это
приводит к широкому развитию водной эрозии после летних ливневых осадков. Такие участки пашни
необходимо оставлять под залужение засухоустойчивыми многолетними травами и использовать в
качестве пастбищ, сенокосов.
Общей проблемой, препятствующей расширению площади используемых угодий, помимо естественной ограниченности, является широкое развитие эрозионных процессов и наличие малопродуктивных земель. Интенсификация землепользования в центральных степных районах должна выразиться в увеличении удельного веса выкашиваемых сенокосов и улучшении состояния пастбищных
угодий. Большое значение в условиях засушливого климата юга республики имеет восстановление в
полном объёме функционирования мелиоративных систем и строительство новых. Это будет способствовать повышению продуктивности сельскохозяйственных угодий, в том числе компенсирует потерю малопродуктивных и эродированных пахотных угодий, переводимых в залежь, сенокосы и пастбища.
190
ВОЗМОЖНОСТИ ГЕОИНФОРМАЦИОННОГО КАРТОГРАФИРОВАНИЯ
РЕЛЬЕФА ГОР ЮЖНОЙ СИБИРИ
Китов А.Д.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Современные средства картографирования горных территорий, характеризующихся сложностью рельефа, представляют значительные возможности для графического отображения геосистем и
протекающих экзогенных процессов. Горы Южной Сибири отличаются своеобразием из-за различных процессов горообразования, разрушения и состава горных пород [1]. При изучении состояния
гор интересным представляется изображение территории в традиционном картографическом виде (в
том числе, как электронной карты), так и в виде трехмерных моделей, с нанесением на модель тематической информации, отражающей различные параметры (крутизна, экспозиция, ландшафты и т.п.)
Современные ГИС-технологии с использованием данных дистанционного зондирования Земли
(ДДЗЗ) позволяют детально представить картографические элементы горных объектов, существенно
сокращают время составления карт и обеспечивают ряд новых возможностей. Интерес представляет
совмещение цифровой модели рельефа (ЦМР), топографической или тематической информации и
космоснимков различной детальности.
Следует выделить следующие основные возможности картографирования и анализа данных:
- накопление и совмещение геоизображений (космоснимки, векторные, растровые карты, ЦМР,
другие пространственные данные) как некоторой базы данных (БД) в единой проекции или как инфраструктуры пространственных данных;
- расчет и синтез новых геоизображений по набору существующих данных или с использованием математических моделей;
- расчет скрытых характеристик объектов геоизображения или их комбинаций, в том числе по
математическим моделям;
- представление в трехмерном и естественном виде результатов обработки;
- непосредственные оперативные измерения по данным в ГИС-проекте;
- оперативное оформление результатов анализа и WEB-публикация.
Основными компонентами для ГИС-анализа являются многоспектральные ДДЗЗ (с точностью
до 0,45 м), спутниковые радарные данные (для построения ЦМР c точностью до 1 м), векторные карты (широкодоступные – м-ба 1:100000 – 1:1000000), подспутниковые реперные данные (точечные,
маршрутные), данные многолетних наблюдений. Большинство пространственных данных может получаться оперативно и дистанционно (по Интернет). В настоящее время начинает развиваться гиперспектральный анализ пространственных данных о территории, по принципам аналогичным лабораторной спектрометрии, но только по ДДЗЗ.
Примером ГИС-проекта для анализа нивально-гляциальных и горных геосистем может быть
такая технология:
- накапливаются за ряд лет ДДЗЗ Landsat (реально с 1999 г.по 2010 г.) и преобразуются в единую проекцию (Гаусса-Крюггера) – среднемасштабная съемка (разрешение 15-30 м) для ландшафтных построений;
- получаются уточняющие ДДЗЗ Spot, IRS, Aster и т.п. на отдельные территории (разрешение 5
– 10 м) и преобразуются к той же проекции;
- выполняется специальная космическая съемка исследуемой территории (на горные массивы и
районы оледенения) аппаратами Quick Bird, или аналогичного класса (разрешение 0,6-2,5 м), для детального объектного картографирования и уточнения границ геосистем;
- получается, по Интернет, ЦМР с точностью 3-30” (50-900 м); 3-секундные данные можно экстраполировать до точности 10 м; или выполняется специальная радарная спутниковая съемка с точностью до 1 м; ЦМР преобразуется к той же проекции;
- по ЦМР и существующим наземным реперам и картографическим данным крупного масштаба
выполняется ортотрансформация ДДЗЗ в выбранной проекции;
- дополнительно вводятся и привязываются данные лесоустройства, ландшафтных карт, схем
каталога ледников и другая тематическая информация;
- по дальнему ИК-каналу ДДЗЗ Landsat рассчитывается температурное поле и корректируется
по данным метеостанций этой местности на дату съемки;
- синтезируется геоизображение по определенным каналам (2, 4, 7 для ландшафтного анализа
по данным Landsat), используются расчеты вегетационного индекса;
191
- по синтезированным данным выполняется векторизация для уточнения, обновления или создания ландшафтной карты с определенной точностью и генерализацией [2];
- по данным сверхвысокого разрешения уточняются границы объектов и геосистем, например
ледников, строится карта реконструкции оледенения, с использованием наземных данных, и следов
деятельности ледников и экзогенных процессов;
- с использованием специальных алгоритмов рассчитывается площадь оледенения (видимого
ледника) в проекции и истинная площадь (поверхность ледника), длина (табл.), уточняются границы
при сравнении с треками GPS-метрии, оценивается площадь поверхностных морен и т.п. [3];
- расчетные и уточненные геоизображения накладываются на ЦМР, при этом эти данные можно
сопоставить c крутизной склонов, экспозицией, абсолютной высотой, распределенной температурой.
Пример распределения пространственной температуры по рельефу гор представлен на рис. 1.
Возможно не традиционное использование трех мерных моделей – визуализация этапов трансформации ледника (рис. 2). Такая модель позволяет визуально представить масштабы изменения геосистемы за определенный период времени. На рис. 2 видно, что в 60-е годы ледник потерял только
боковые языки, в 70-е незначительно уменьшился в толщину и длину у одного склона, значительно
он уменьшился в толщину с 1979 г. по 2007 г., а в последние 2 года резко уменьшился в длину.
5
4
3
2
1
Рис. 1. Распределение температуры в горном
массиве Мунку-Сардык [3]: фиолетовые оттенки территории с отрицательными температурами; белые – 01°С; зеленые – небольшие положительные; оттенки
красного нагретые склоны. Данные Landsat на 31 июля
2006 г.
Рис. 2. Ледник Азаровой (Кодар) с 1960-х по
2009 гг.: 1 – нижний темно-синий (1960); 2 – голубой
(1979); 3 – розовый (2007); 4 – верхний зеленый (2009
г); 5 – красным выделено отступание ледника за 20072009 гг.
Таблица
Геометрические характеристики ледников массива Мунку-Сардык в проекции карты и
поверхности по 3D-модели*
Название ледника
Перетолчина,
Южный
Перетолчина,
Северный
Радде
Бабочка
Пограничный
Длина в проекции
карты, м
535
Длина поверхности, м
574,74
Площадь в проекции
карты, кв. км
0,1506
Площадь поверхности, кв. км.
0,1659
920
1071,87
0,4428
0,5284
775
245
578
840,0
245,07
656,83
0,2439
0,0171
0,1516
0,2846
0,0187
0,1807
* – Площадь свободной от моренных отложений поверхности ледников рассчитывалась с помощью 3Dинструментария ГИС-пакета ArcView3. Истинная длина и площадь (поверхности) ледника превышает аналогичные значения в проекции примерно на 10%.
На построенных картах и моделях ГИС-проекта с помощью инструментария программного
обеспечения ГИС можно выполнять непосредственные измерения, трансформации, вычисления, используя отдельные параметры объектов из баз данных, проводить программные эксперименты в
ГИС-проекте, как на своеобразном картографическом стенде. Современные ГИС-технологии по Ин-
192
тернет и инфраструктуры пространственных данных позволяют организовать виртуальный географический стенд для исследований, используя ГИС-порталы и базы данных на удаленных серверах без
непосредственного их размещения на собственном компьютере.
Литература
1. Китов А.Д., Плюснин В.М. Особенности локальных гляциологических явлений в горных ландшафтах
(на примере Байкало-Урумчинского трансекта) // Устойчивое развитие территорий: теория ГИС и практический
опыт. – Саратов: Изд-во Междунар. картограф. ассоциации, 2008. – Т. 1. – С. 130-137.
2. Китов А.Д. О точности геоинформационного картографирования горных геосистем // Тематическое
картографирование для создания инфраструктур пространственных данных. – Иркутск: Изд-во ИГ СО РАН,
2010. – Т. 1. – С. 37-39.
3. Китов А.Д., Коваленко С.Н., Плюснин В.М.. Итоги 100-летних наблюдений за динамикой гляциальных горных геосистем массива Мунку-Сардык // География и природные ресурсы. – 2009. – № 3. – С. 101-108.
ФОРМИРОВАНИЕ ЛАНДШАФТНОЙ СТРУКТУРЫ РЕГИОНОВ
ПОД ВЛИЯНИЕМ ПРОЦЕССОВ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Коновалова Т.И.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Принято считать, что обмен веществом и энергией между космосом и географической оболочкой, а также ее компонентами является важным механизмом организации геосистем, при этом основным энергетическим источником функционирования ландшафтной оболочки служит Солнце. Подобный подход оправдан при изучении равнинных территорий. Но в районах интенсивных неотектонических движений внутриземные источники энергии вносят свой существенный вклад в формирование ландшафтной структуры регионов.
Одним из таких районов является южная часть Средней Сибири. Своеобразие природных условий территории в значительной мере определяется расположением на стыке двух крупных геоструктур и основных тектонических элементов – Байкальской рифтовой и Алтае – Саянской орогенической зон. Регион относится к мобильной континентальной зоне Земли с высокодифференцированными движениями земной коры, мощной сейсмически активной системой разломов, что отражается на
сложности рельефа и орографии, особенности мерзлотных условий, процессов почвообразования и в
целом – ландшафтной структуры. Проявления в новейшей структуре и рельефе глубинных рифтогенных процессов в пределах региона не ограничиваются территорией Байкальской рифтовой зоны, а
распространяются в стороны от ее латеральных границ к западу на 450, к востоку – на 300 км [1].
Иначе говоря, эти структуро- и рельефообразующие процессы продолжают в ослабленной форме выражаться в пределах Прибайкальской предрифтовой переходной зоны. Она охватывает юговосточную часть Сибирской платформы с горным рельефом на юго-востоке внутреннего поля Иркутского амфитеатра (район Верхнеленского сводового поднятия) и равнинным в пределах остальной
площади [2]. Энергетическим источником рифтогенеза служит увеличение интенсивности теплового
потока и разогрев земной коры за счет поднятия с глубин мантийного вещества, причиной формирования предрифтовых форм – крупных складчато-глыбовых структур – являются силы сжатия и отток
тепла [3, 4]. Область новейшего формирования рифтовых впадин и сопряженных с ними горноплоскогорных поднятий относят к типу новообразованного деструктивного морфогенеза [5], не подчиняющегося старым пространственным и геодинамическим тенденциям и границам. Съемки Земли
из космоса фиксируют изменение интенсивности теплового потока (рис. 1).
Процессы рифтогенеза, как и климатические, обусловливают перестройку структуры геосистем
региона. В настоящее время в пределах Ангаро-Ленского междуречья сформировалось несколько региональных рубежей, связанных с изменением характера организации геосистем. Один из них проходит на севере региона вдоль верховий правых притоков широтного отрезка долины Ангары. Севернее
этого рубежа преобладают группы фаций среднетаежного светлохвойного кустарничковозеленомошного геома останцово-денудационных трапповых плато, южнее – южнотаежного. Второй
рубеж пролегает меридионально, в районе нижнего течения Ангары и слияния Бирюсы и Чуны. Западнее его преобладают группы фаций возвышенно-равнинного сильноденудированного горнотаежного елово-пихтового с кедром травяного (черневая тайга) геома; к востоку – доминируют груп-
193
пы фаций южно-таежного темнохвойного мелкотравно-зеленомошного геома трапповых плато и возвышенностей. Третий рубеж связан с качественным различием в ландшафтной структуре бассейна
Ангары. Он проходит восточнее меридионального отрезка Ангары. Эта линия выступает, с одной
стороны, как восточная граница распространения ели и пихты, а с другой как западная периферия
ареалов лиственницы и ерников. С ней сопряжена граница Байкало-Джугджурской горно-таежной
области. Следующий, четвертый, рубеж определен воздействием горных геосистем Восточного Саяна и Хамар-Дабана и связан с развитием подгорных подтаежных светлохвойных травяных и лугово-болотных гидроаккумулятивных геосистем, развитых на стыке Сибирской
платформы и Саяно-Байкальской горной области; они уникальны для региона. Это также
граница Южно-Сибирской горной области
(рис. 2).
Рис. 1. Интенсивность теплового потока в
пределах южной оконечности Байкальского рифта на космическом снимке с ИСЗ «Landsat».
Съемка 5.03.2004. RGB 3,5,7 каналов. Прибор
ЕТМ+.
Повышение степени интенсивности – оттенки красного цвета; понижение – от серого к
черному цвету, соответственно, в пределах разломов.
Рис. 2. Стык региональных рубежей в долине Ангары.
региональные рубежи
Провинции:
Среднесибирской таежно-плоскогорной физико-географической
области:
Енисейского кряжа горная темнохвойно-таежная;
Тунгусская равнинная среднетаежная светлохвойная;
Нижнеприангарская равнинная южно-таежная темнохвойная;
Среднеприангарская возвышенно-равнинная южно-таежная
темнохвойная.
Южно-Сибирской горной физико-географической области:
Канско-Ачинская остепненная подгорно-подтаежная;
Верхнеприангарская подгорно-подтаежная и степная;
Предсаянская горно-таежная темнохвойная;
Саянская гольцовая и горно-таежная светлохвойная;
Хамар-Дабанская гольцовая и горно-таежная темнохвойная.
Байкало-Джугджурской горно-таежной физико-географической
области:
Илимская темнохвойно-таежная плоскогорная;
Ленская плоскогорная темнохвойно-таежная в сочетании с
горно-таежной лиственничной.
Анализ публикаций, посвященных исследованию тектоники и геодинамики Центральной Азии,
указывает на важную роль горизонтальных движений земной коры в формировании структуры рельефа, особенно на новейшем этапе. Вся область от Тибета до гор юга Сибири уподобляется зоне «торошения», в которой отдельные «торосы» – микроплиты – перемещаются, подчиняясь общему субмеридианальному сжатию, связывая, таким образом, чрезвычайную динамичность региона с древним
заложением и длительной унаследованностью границ микроплит [5]. Здесь, в пределах предорогенных Саянской и Байкальской зон происходит формирование переходного рельефа, в котором отража-
194
ется появление у границ Сибирской платформы первых признаков процесса горообразования и нарастание его интенсивности до степени, характерной для окраинных участков орогенических областей [4]. К переходным зонам, разделяющим регионы с разным геологическим и геоморфологическим
строением, а также геоструктуры с разными «стартовыми эндогенными процессами» [6] относятся
также районы между Сибирской и Западно-Сибирской платформами. В геоморфологическом отношении к этой территории приурочен Енисейский кряж с горным рельефом. При сравнительно небольшой площади и невысокой степени новейшей активизации этот район выделен в качестве экотонной единицы Среднесибирской таежно-плоскогорной области в связи с тем, что территория этой
провинции входит в состав складчатого обрамления [7] древней Сибирской платформы. Черты переходности в предорогенных и предрифтовых зонах характерны как для тектонических процессов и
рельефа, так и геологического строения, почвенного покрова, растительности, а вместе с ними –
ландшафтной структуры. В пределах Педсаянского и Предбайкальского предгорных прогибов, ЛеноАнгарского плато и Енисейского кряжа сформировались крупные региональные экотоны, представленные в ранге провинций. Они разделяют три физико-географические области, граничащие между
собой в этом регионе. Их ширина достигает в регионе несколько сотен километров благодаря высокому рангу контактирующих тектонических и физико – географических структур. Экотоны характеризуются промежуточными особенностями структуры [8] и тем самым высокой степенью ее изменчивости (рис. 3).
3
2
1
Рис. 3. Экотоны в пределах южной части Средней Сибири.
Физико-географические области [по В.Б. Сочаве,
Д.А. Тимофееву, 1968]: ЮСО – Южно-Сибирская, БДО
– Байкало-Джугджурская; ССО – Среднесибирская;
ОИО – Обь-Иртышская; ЦЯО – Центрально-Якутская;
ЯКО – Яно-Колымская, ЦКО – Центрально-Казахстанская.
1-3 – Буферные зоны на границах физикогеографических областей: 1 – Среднесибирской; 2 –
Южно-Сибирской; 3 – Байкало-Джугджурской.
Границы района исследований.
Таким образом, неотектонические процессы и связанные с ними процессы рельефообразования
обусловливают модификацию вещественно-энергетических потоков, что влияет на трансформацию
ландшафтной структуры региона, создание новых рубежей, буферных зон шириной до нескольких
сотен километров, сохранение реликтовых типов геосистем и формирование новых типов геосистем.
Литература
1. Карта новейшей тектоники юга Восточной Сибири. М-б 1:1500000. Объяснительная записка. – Иркутск: Изд-во ВостсибНИИГГиМС, 1982. – 114 с.
2. Золотарев А.Г., Савинский К.А. Предрифтовая структурная зона в Прибайкалье // Геология и геофизика. – 1978. – № 8. – С. 60-68.
3. Зорин Ю.А., Логачев Н.А., Шерман С.И. Основные вопросы геологии и геофизики Восточной Сибири. – Иркутск: Вост.-Сиб. изд-во, 1978. – С. 44-50.
4. Золотарев А.Г., Белоусов В.М., Семенов Н.И. Неотектоника юга Сибирской платформы в свете новых данных // Геология, стратиграфия и полезные ископаемые Сибири. – Томск: Изд-во Томск. ун-та, 1979. – С.
22-25.
5. Тимофеев Д.А., Бронгулеев В.В., Буланов С.А. и др. Мегагеоморфология Азии: некоторые итоги изучения рельефа континента // Известия АН. – Сер. географ. – 2001. – № 4. – С. 8-13.
6. Коржуев С.С. Геоморфологическая унаследованность и новообразование // Развитие рельефа и его
устойчивость. – М.: Наука, 1993. – С. 42-58.
7. Спижарский Т.Н. Сибирская платформа // Геологическое строение СССР. – М.: Недра, 1958. – Т. 3. –
С. 35-48.
8. Сочава В.Б. Введение в учение о геосистемах. – Новосибирск: Наука, 1978. – 320 с.
195
КОМПЛЕКСНЫЕ ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МУНИЦИПАЛЬНЫХ
РАЙОНОВ ЗАБАЙКАЛЬСКОГО КРАЯ
Кулаков В.С.
Забайкальский государственный гуманитарно-педагогический университет
им. Н.Г.Чернышевского, г. Чита
За последнее десятилетие в Забайкальском крае стали усиливаться комплексные географические исследования муниципальных районов, итогом которых является издание научно-популярных
книг [2,5,6]. Они являются прекрасным дополнением к статьям в «Энциклопедии Забайкалья» [7],
посвященным отдельным муниципальным районам. В этих книгах обобщаются и систематизируются
фондовые материалы по конкретному району, приводятся новейшие данные по геологическому
строению, рельефу, климату и т.п. В некоторых случаях совершаются поездки ученых в пределы исследуемой территории с целью сбора фактического материала и фотосъемки, а также изучения современного состояния и сохранности ландшафтов, степени антропогенного воздействия на них. В
районных центрах с главами администраций и специалистами обсуждаются вопросы по охране природы, экологической обстановке, даются рекомендации по созданию новых природоохранных объектов и территорий. В ходе комплексных географических исследований выявляются некоторые особенности природы территорий районов. Так, например, при работе в Могочинском районе было установлено, что там произрастает (на склонах хребта Черомный) ель сибирская, ареал которой в Забайкалье
расширился. А при изучении Читинского района было установлено такое явление природы как «блуждающий водораздел» (речь идёт об участке Лено-Селенгинского водораздела в районе ИваноАрахлейских озёр).
Немалое место при изучении географии районов уделялось геоморфологическим исследованиям, особенно орографии территорий, влиянию и взаимодействию эндо- и экзогенных сил в рельефообразовании. Проведена большая работа по установлению протяжённости и границ хребтов и нагорий, впадин, горных перемычек и отрогов, их наибольших (для положительных форм рельефа) и
наименьших (для впадин) абсолютных отметок. Если типизация впадин Забайкалья, их стратиграфия
и место на земной поверхности уже были установлены ранее (например, при геологическом картировании или в специальных исследованиях), то современная геоморфологическая характеристика для
многих впадин дается впервые [3, 6, 7]. При комплексных географических исследованиях чётко устанавливалась геоморфологическая позиция мирового и местных водоразделов; было выявлено при
этом, что линии водоразделов не всегда приурочены к положительным формам рельефа. Например,
линия Мирового водораздела между бассейнами стока рек Северного Ледовитого и Тихого океанов с
Черомного хребта «спускается» в Итакинскую впадину, и по её внутренней приподнятой части переходит на Тунгирский хребет. Такой же факт отмечается и для местных водоразделов, среди которых
наиболее интересным является Бальзинский участок
местного водораздела между реками Ингода и Онон, где его
линия с Могойтуйского хребта «спускается» в межгорное
понижение с оз. Бальзино (фактически это т.н. брошенная
палеодолина), а далее «поднимается» на Даурский хребет.
Нами ранее уже сообщалось об орографических
исследованиях в Восточном Забайкалье [3], и они
продолжаются при комплексном географическом изучении
территорий административных районов Забайкальского
края. В частности, детализируются геоморфологические
характеристики хребтов и впадин, изучается топонимика
отдельных частей хребтов и их отрогов. В готовящейся к
изданию в 2011 г. книге «Газимуро-Заводский район
Забайкальского края» обосновывается необходимость
выделения в самостоятельный хребет гор, расположенных
между хребтами Борщовочный, Кукульбей и Нерчинский,
где проходит местный водораздел между реками Газимур и
Унда (рис.).
Рис. Хребты и их отроги Газимуро-Заводского района.
196
Ранее [4] этот хребет считался межгорной перемычкой между названными выше хребтами, но
по своим размерам (его длина достигает 140 км) и водораздельной роли между бассейнами рек Унда
и Газимур, он может являться самостоятельным хребтом. Именно в качестве такового он и показан на
орографической схеме Забайкальского края [1].
Комплексные географические исследования муниципальных районов Забайкальского края продолжатся и в дальнейшем, т.к. от их администраций продолжают поступать заявки ученым.
Литература
1. Атлас Забайкальского края (под ред. В.С.Кулакова). – Чита, 2010. – 48 с.
2. Кулаков В.С., Рыжий В.С., Снегур А.Е.. География Каларского района. – Чита: Изд-во «Поиск», 2002.
– 255 с.
3. Кулаков В.С.. Орографические исследования Восточного Забайкалья // Материалы XIII научного совещания географов Сибири и Дальнего Востока. – Иркутск. Изд-во Ин-та географии им. Б.В. Сочавы СО РАН,
2007. – Т. 1. – 225 с.
4. Малая Энциклопедия Забайкалья. Природное наследие. – Новосибирск, 2009. – 696 с.
5. Стрельников В.Г., Летяева И.В. Природа Агинского района. – Чита: Экспресс-изд-во, 2010. – 151 с.
6. Шилкинский район Забайкальского края. – Новосибирск: Наука, 2009. – 305 с.
7. Энциклопедия Забайкалья (в пяти томах). – Новосибирск: Наука, 2000-2009.
КЛИМАТИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СНЕЖНОГО ПОКРОВА
САЯНО-БАЙКАЛЬСКОЙ ГОРНОЙ ТЕРРИТОРИИ
Максютова Е.В.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Характер экзогенных рельефообразующих процессов и их интенсивность изменяются в районах с разной морфоструктурой и в различных высотных поясах. Согласно районированию современных экзогенных процессов рельефообразования Предбайкалья [1], территория исследования относится к Саяно-Байкальской горной провинции. Климато-ландшафтным фактором определяется тип
морфогенеза и спектр ведущих экзогенных процессов Восточно-Саянской и Байкальской областей –
гумидно-перигляциальный.
Потепление климата в течение последних 100 лет носит глобальный характер. Наиболее интенсивное увеличение приземной температуры воздуха отмечается после 1976 г. В Предбайкалье средняя годовая температура воздуха повышается с 1960-х г. Положительный региональный тренд составляет 0,2–0,6°С/10лет [2]. Климатические колебания находятся во взаимосвязи и взаимообусловленности с другими компонентами и с географической обстановкой в целом. Важной характеристикой регионального климата является снежный покров, который служит одним из параметров единой
климатической системы и оказывает влияние на активность экзогенных процессов.
Цель работы – на основе статистического анализа материалов наблюдений метеорологических
станций и снегомерных съемок за период 1961-2000 гг. установить тенденции изменения характеристик снежного покрова Саяно-Байкальской горной территории. Исходными данными послужили
многолетние материалы наблюдений Иркутского управления гидрометеорологической службы на 12
метеорологических станциях и результаты снегомерных съёмок в лесу в окрестностях этих станций.
Для климатической характеристики снежного покрова использовались даты образования и разрушения устойчивого снежного покрова, число дней со снежным покровом, наибольшая декадная высота
и наибольший запас воды в снежном покрове по снегосъемкам в лесу.
За многолетний период (1961 по 2000 гг.) определены даты образования и разрушения устойчивого снежного покрова (средние, самые ранние, самые поздние) и тенденции их изменения. Раньше
всего устойчивый снежный покров образуется на наветренных склонах хр. Хамар-Дабан – в первой
декаде октября, а сходит позже – в первой декаде апреля. Отепляющее влияние оз. Байкал в зимний
период сказывается на прибрежных станциях. Позднее образование устойчивого снежного покрова –
в последней декаде ноября и самый ранний сход – в первой декаде марта, характерно для станции
Большое Голоустное.
Тенденции изменения дат образования устойчивого снежного покрова разнонаправлены. Более
позднее образование устойчивого снежного покрова отмечается на двух станциях – Хамар-Дабан и
Алыгджер и составляет 3-11 дней/10 лет при вкладе тренда в дисперсию исходного процесса 0,090,02 соответственно. На станции Большое Голоустное отмечается более раннее образование снега на
197
5,7 дня/10 лет при вкладе тренда в дисперсию исходного процесса 0,12. Среднее квадратическое отклонение дат образования устойчивого снежного покрова изменяется по территории в пределах 7,5
(ст. Мама) -21,1 дней (ст. Алыгджер).
Тенденции изменения дат разрушения устойчивого снежного покрова также разнонаправлены.
На станции Верхняя Гутара сроки разрушения устойчивого снежного покрова сдвигаются позднее на
4,4 дня/ 10 лет при вкладе тренда в дисперсию исходного процесса 0,16. На остальных станциях происходит более раннее разрушение устойчивого снежного покрова, при этом устойчивые тенденции
характерны для двух станций Алыгджер и Хадама – со скоростью -2,2 и -2,8 дней/10 лет соответственно при вкладе тренда в дисперсию исходного процесса 0,65-0,14. Среднее квадратическое отклонение дат разрушения устойчивого снежного покрова изменяется по территории в пределах 6,2 (ст.
Мама) до 36 дней (ст. Алыгджер).
В зависимости от характера циркуляционных процессов, количества выпадающих осадков и
повторяемости оттепелей залегание снежного покрова различно. Число дней со снежным покровом
изменяется в пределах 182-187 дней в Восточно-Саянской области и 124-247 в Байкальской. В отдельные зимы этот параметр может быть заметно выше или ниже среднего многолетнего. На большинстве станций происходит уменьшение числа дней со снежным покровом, что может отражать потепление в холодный период года. Статистически значимые коэффициенты регрессии отмечаются на
4 станциях и составляют 2 (ст. Хамар-Дабан) и 6 дней/10 лет (ст. Хадама), при вкладе тренда в дисперсию исходного процесса 0,06-0,34. Однако, существуют устойчивые тенденции увеличения числа
дней со снежным покровом на отдельных станциях со скоростью 4 (Верхняя Гутара) и 7 (Большое
Голоустное) дней/10 лет соответственно, вклад тренда в дисперсию исходного процесса составляет
0,09-0,13. Изменчивость числа дней со снежным покровом характеризуется стандартным отклонением от 8 (ст. Мама) до 41,5 дней (ст. Алыгджер).
Высота снега в течение зимы постепенно увеличивается и достигает наибольшей величины в
феврале-апреле. Максимум снегонакопления отмечается на ст. Хамар-Дабан, где наибольшие величины высоты снежного покрова составляют 125 см. В отдельные зимы высота снежного покрова колеблется от 79 до 173 см. Величина стандартного отклонения составляет 23 см. Незначительной высотой снега 15-18 см отличаются станции Верхняя Гутара, Алыгджер, подверженные сильному влиянию ветровой деятельности и прибрежная станция Большое Голоустное. Среднее квадратическое отклонение изменяется по территории в пределах 5,4-23,0. Устойчивые изменения высоты снега локальны – на станции Мама высота снега возрастает на 3,5 см/10 лет при вкладе тренда в дисперсию
исходного процесса 0,08.
Запас воды в снежном покрове определяется его высотой и плотностью и сильно изменяются
по территории. Максимальные запасы воды в снежном покрове (321 мм) наблюдаются на ст. ХамарДабан при наибольшем среднем квадратическом отклонении 73,9. Минимальные запасы воды в
снежном покрове (24-28 мм) отмечаются на станциях Верхняя Гутара, Алыгджер, Большое Голоустное. Среднее квадратическое отклонение – 9,9-12,3.
Статистически значимые увеличения запаса воды в снеге отмечаются на 5 станциях и составляют от 3,1 (ст. Хадама) до 19,7 мм/10 лет (ст. Мама) при вкладе тренда в дисперсию исходного процесса 0,09-0,21 соответственно. Устойчивая тенденция уменьшения запаса воды в снеге характерна для
станции Большое Голоустное (-3,4 мм/10 лет) при вкладе тренда в дисперсию исходного процесса 0,08.
Литература
1. Выркин В.Б., Тужикова Т.Н. Районирование современных экзогенных процессов рельефообразования
// Атлас. Иркутская область: экологические условия развития. – М. – Иркутск, 2004. – С. 18.
2. Географические исследования Сибири. Ландшафтная гидрология: теория и практика исследований. –
Новосибирск: Академ. изд-во «Гео», 2007. – Т. 3. – 262 с.
О РЕЛИКТОВЫХ СТЕПЯХ НА ДРЕВНИХ ПЕДИМЕНТАХ
ЮГО-ВОСТОЧНОГО АЛТАЯ
Намзалов Б.Б.
Бурятский государственный университет, г. Улан-Удэ, [email protected]
В горах Алтая и Саян развиты остатки денудационных поверхностей – единого мелпалеогенового пенеплена, разнесенного неотектоническими движениями на разные высоты. По дан-
198
ным геоморфологов [1, 2] в аридных условиях Тувы и Юго-Восточного Алтая планация идет преимущественного по типу образования педиментов. Многообразие форм денудационного рельефа
обусловлены развитием различных геоморфологических процессов – эрозии и плоскостного смыва,
солифлюкции и гравитационных движений грубообломочных материалов и др.
В растительности денудационных поверхностей выравнивания (ПВ) в южных и сухих горах
Алтая особым своеобразием выделяются самобытные крио-аридные степные комплексы. Эти степи,
характерные для древних педиментов в приводораздельных частях хребтов Чихачева, ЮжноЧуйского, Сайлюгемского и Курайского, имеют, по мнению Л.Н. Ивановского [3], эоплейстоценовый
возраст. Они разнесены по различным высотным ступеням (2500-2700 м.), типологически рассматриваются нами как ассоциации высокогорных криофитных степей Алтая [4]. Сообщества криофитных
степей описаны на Хангае, Монгольском Алтае, Восточном Тянь-Шане [5-8]. В.Б. Сочава [9] в работе
по географии горных тундр предполагал наличие на южном Алтае особых степных формаций, где
тундровая растительность вычленяясь замещается кобрезиевниками.
Региональные особенности криофитных степей Алтая ярко иллюстрируют сообщества крыловотипчаковых и скальноосоковых степей, характерных для средних уровней ПВ (2500-2800 м.). В
отличие от верхнего уровня они более расчленены склоновыми процессами. Однако в осевых частях
хорошо сохранились платообразные поверхности с осоково-мятликово-крыловотипчаковыми и
криофитноразнотравно-мелкозлаково-скальноосоковыми сообществами. Последние занимают более
щебнистые местообитания, на россыпях пород морозного выветривания. Самая нижняя ступень ПВ
(2300 м) слабо выделяется в рельефе, занимая незначительные площадки (вероятно, островки разрушенных педиментов) по выположенным останцовым поверхностям горного массива. Для них характерны криофитноразнотравно-ленскотипчаковые степи (рис.).
Отмеченные выше сообщества холодных высокогорных степей, формирующиеся на весьма
древних третичных поверхностях выравнивания, несомненно, должны относиться к категории реликтовых. Однако, до настоящего времени нет единства у геоботаников-степеведов относительно исторических этапов их формирования. Преобладает позиция об относительной молодости их становления – с эпохи плейстоцен-голоценовой криоаридизации. Безусловно, процессы филоценогенеза этих
оригинальных степей продолжаются и в современный период. Подтверждая это, в составе флоры
степей описаны новые виды и подвиды в важнейших родовых сериях. Так, например, новые таксоны
описаны в родах Овсяница – Festuca (F. tschujensis Reverd. F. Komarovii Krivot.), Лук – Allium
(A. bogdoicolum Regel, A. pumilum Vved.), Незабудочник – Eritrichium (E. sajanense M.Pop.), Полынь –
Artemisia (A. depauperata Krasch., A. argyrophylla Ledeb.) и др. Касаясь в целом концепции реликтовости в исторической фитогеографии Сибири и Центральной Азии, необходимо отметить факт отсутствия сопряженности в трактовке ряда ключевых понятий. Начиная с фундаментальных идей И.М.
Крашенинникова [10] о реликтах плейстоценового комплекса, ботаниками при анализе флоры азиатских горных степей выделены целые свиты перигляциальных степных реликтов [11-14].
Рис. Системы поверхностей
выравнивания разных уровней в
ледниковой долине р. Тархата (хр.
Южно-Чуйский). На переднем плане
на склонах бортов троговой долины
характерно сочетание трагакантовоостролодочниковых горных степей с
лиственничными травяными лесами.
На площадках – остаточных поверхностях педиментов – развиваются
реликтовые криофитноразнотравноленскотипчаковые, скальноосоковые
степи (2300-2500 м.).
При очевидном признании наличия в составе современной горностепной растительности Южной Сибири и Центральной Азии реликтовых видов холодно-аридной эпохи позднего плиоцена или
эоплейстоцена, до сих пор нет сведений о сохранившихся фрагментах реликтовой растительности
этого времени. Логично предположение, что если сохранились виды растений как системы популяций уникальных видов, то вполне вероятны находки островков былой растительности – реликтовых
фитоценозов. Эти своеобразные сообщества прекрасно представлены на поверхностях древних педиментов в высокогорьях Юго-Восточного Алтая. Нередко, фитоценозы криофитных степей сочетают-
199
ся с участками тундровой растительности (ерниковыми, дриадовыми, кобрезиевыми) на контрастных
по эдафическим и гидротермическим условиям экотопах, формируя самобытные тундрово-степные
ландшафты, о развитии которых в горах Тувы и Саян сообщают Л.И. Малышев [15] и И.М. Красноборов [16].
В заключение, на примере растительности урочища Сэржэматы (хр. Сайлюгем), покажем ценотическое разнообразие криофитно-степных сообществ, характерных для различных высотных уровней педипленов (по материалам крупномасштабного картографирования растительности в верховьях
р. Сэржэматы).
Реликтовые криофитные степи и сочетания с их участием в ландшафтных комплексах высокогорий:
1. Криофитноразнотравно-дерновиннозлаковые (Poa attenuata, Festuca lenensis, Carex
rupestris, Potentilla sericea, Ephedra monosperma, Pulsatilla campanella, Amblynotus rupestris) степи на
педиментах среднего уровня. Н – 2500-2600 м.
2. Криофитноразнотравно-скальноосоковые (Carex rupestris, Poa attenuata x P.glauca, Festuca
kryloviana, Eremogone formosa, Stellaria petraea, Pachyneurium grandiflorum, Gentiana decumbens,
Oxytropis eriosarpa, Astragalus multicaulis, Artemisia depauperata) степи на педиментах высоких уровней. Н – 2700-2800 м.
3. Сочетание криопетрофитных разнотравно-злаковых с Oxytropis tragacanthoides ( Poa
attenuata, Festuca lenensis, Potentilla lydiae, Eritrichium pectinatum, Artemisia dolosa) степей /А/ на донных и боковых моренах со злаково-кобрезиевыми криофитными лугами /Б/ на мелкоземистых нивальных ложбинах и мятликовых (Poa attenuata) степей /В/ на мелкощебнистых моренных буграх и
террасах по днищам троговой долины. Соотношение элементов в комбинации – А : Б : В=2: 3: 5. Н –
2400 м.
4. Сочетания овсянициево-кобрезиевых (Kobresia myosuroides, K. smirnovii, Festuca kryloviana,
Helictotrichon hookeri, Polygonum bistorta, Carex stenocarpa, Spiraea alpina) луговых сообществ /А/ на
площадках под скалистыми выступами с криофитноразнотравно-дерновиннозлаковыми степными
сообществами /Б/ на более дренируемых уступах и лобовых частях нагорных террас. Соотношение
элементов в комбинации – А : Б=3: 7. Н – 2500-2700 м.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. – Л.:
Наука, 1967. – 262 с.
2. Богачкин Б.М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. – М.: Наука, 1981. – 132 с.
3. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор. – Новосибирск: Наука, 1981. – 173 с.
4. Намзалов Б.Б. Степи Южной Сибири. – Новосибирск – Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 1994. – 307 с.
5. Юнатов А.А. Основные черты растительного покрова Монгольской Народной Республики // Тр.
Монгольск. комис. АН СССР. – 1950. – Вып. 39. – С. 1-224.
6. Головкова А.Г. Растительность Центрального Тянь-Шаня. – Фрунзе, 1959. – 162 с.
7. Карамышева З.В. Карта растительности Монгольской Народной Республики // Геоботаническое картографирование. – 1981. – С. 3-22.
8. Волкова Е.А. Высокогорная растительность хребтов Южной Монголии // Растительный покров высокогорий. – Л.: Наука, 1986. – С. 105-109.
9. Сочава В.Б. Закономерности географии растительного покрова горных тундр СССР // Академику
В.Н.Сукачеву к 75-летию со дня рождения. – М.- Л.:Изд-во АН СССР, 1956. – С. 522-536.
10. Крашенинников И.М. Анализ реликтовой флоры южного Урала в связи с историей растительности и
палеогеографией // Советская ботаника. – 1937. – № 4. – С. 16-45.
11. Соболевская К.А. Основные моменты истории формирования флоры и растительности Тувы с третичного времени // Материалы по истории флоры и растительности СССР. – М. – Л.: Изд-во АН СССР, 1958.
Вып. 3. – С. 249-315.
12. Куминова А.В. Некоторые вопросы формирования современного растительного покрова Алтая // Материалы по истории флоры и растительности СССР. – М. – Л.: Изд-во АН СССР, 1963. – Вып. 4. – С. 438-464.
13. Пешкова Г.А. Степная флора Байкальской Сибири. – М.: Наука, 1972. – 206 с.
14. Улзийхутаг Н. Бобовые Монгольской Народной Республики: систематический состав, экология, география, филогенетические связи, хозяйственное значение: Автореф. дис. … докт. биол. наук. – Л., 1989. – 42 с.
15. Малышев Л.И. Высокогорный и горный общепоясный комплекс видов // Особенности и генезис флоры Сибири. – Новосибирск: Наука, 1984. – С. 13-85.
16. Красноборов И.М. О «тундростепях» на юге Сибири // Растительный покров высокогорий. – Л.: Наука, 1986. – С. 131-137.
200
ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА
И ЕГО ТРАНСФОРМАЦИЯ НА ЛЕНО-АНГАРСКОМ ПЛАТО
Нечаева Е.Г.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Лено-Ангарское плато расположено в южной части Среднесибирского плоскогорья на Сибирской
платформе, которая представляет собой древнюю геологическую структуру, испытывающую современные тектонические движения [1]. На сильно расчлененной поверхности плато глубина эрозионных
врезов каньонных долин многочисленных водотоков составляет 200-300 м, крутизна склонов 8-20о.
К данной территории приурочено Ковыктинское газоконденсатное месторождение (КГКМ).
Район его первоочередного освоения, где проведены почвенно-геохимические исследования, находится в междуречье верховьев правых притоков р. Лены – Орленги и Чичапты и занимает Орленгскую седловину. Перепады абсолютных высот этой местности – от 500-600 м речных долин до 1258,5
м горы Тюкахта, представляющей памятник природы. Для рельефа характерны выположенные вершинные водораздельные поверхности, на которых обычно размещают буровые площадки, существенно трансформирующие ландшафт [2].
Район входит в зону прерывистого и островного распространения многолетнемерзлых пород,
приуроченных к пологим склонам северной экспозиции и долинам рек. В верхнем слое 0,2 м сформированных здесь почв отрицательная температура сохраняется около семи месяцев в году, глубина
промерзания достигает 3–3,5 м. Принимая это во внимание, названный район по схеме почвенногеографического районирования [3] относится к Восточно-Сибирской мерзлотно-таежной почвеннобиоклиматической области, Среднесибирской горно-таежной провинции очень холодных почв, ЛеноАнгарскому округу горных мерзлотно-таежных, в том числе заболоченных, и подзолистых почв высокого плато.
Коренные породы, относящиеся к нижнему ордовику и верхнему кембрию, представлены терригенной формацией песчаников, известковистых алевролитов с выщелоченной верхней толщей,
глинистых сланцев с прослоями известняков и доломитов. Основная почвообразующая порода –
элюво-делювий пестроцветных (преимущественно красноцветных) карбонатно-силикатных отложений. Эта четвертичная порода мощностью около 1,5 м сложена суглинками и глиной с обломками,
щебнем (до 20 %) коренных пород. В ходе их выветривания и включения в почвообразовательный
процесс почвы теряют активный мигрант кальций и обогащаются кремнием, алюминием, железом и
элементами его группы, за исключением марганца. Он не накапливается в почвах из-за активного потребления таежной растительностью, особенно черникой, в золе которой марганца содержится около
30 г/кг. В составе отмерших частей растений мохово-подстилочного слоя лесов активно накапливаются марганец, кальций, фосфор, медь, никель, кобальт и свинец (табл.).
Таблица
Содержание химических элементов в природных компонентах
Лено-Ангарского плато в районе КГКМ
Элемент, единица
измерения
Кремний, г/кг
Железо, г/кг
Алюминий, г/кг
Кальций, г/кг
Титан, г/кг
Марганец, г/кг
Фосфор, г/кг
Барий, г/кг
Хром, мг/кг
Медь, мг/кг
Никель, мг/кг
Ванадий, мг/кг
Кобальт, мг/кг
Свинец, мг/кг
Порода
(n = 25)
83-358 (206)
6-48 (22)
16-104 (59)
3-165 (70)
0,7-5,1 (3,0)
0,9-2,6 (1,5)
0,2-2,2 (1,1)
0,4-1,0 (0,6)
43-297 (152)
8-68 (28)
13-64 (32)
28-103 (57)
3-20 (9)
5-16 (6)
Почва
(n = 175)
252-323 (330)
5-54 (35)
37-128 (91)
1-138 (17)
1,1-8,5 (4,9)
0,2-2,7 (0,9)
0,3-2,3 (1,0)
0,2-1,9 (0,5)
23-266 (142)
9-141 (33)
15-100 (51)
30-178 (96)
2-37 (12)
6-25 (10)
Зола мохово-лесной подстилки (n = 76)
221303 (251)
18-88 (40)
66-103 (84)
9-160 (60)
1,9-6,9 (4,3)
0,8-9,0 (3,7)
3,4-12,0 (5,9)
0,5-2,5 (1,1)
58-161 (106)
33-225 (99)
34-162 (81)
45-154 (97)
7-52 (20)
24-228 (87)
П р и м е ч а н и е. Приведены диапазоны изменений и среднее содержание элементов; n – число проб.
201
Вследствие высокой биогенной и водной миграции кальция его содержание в почвах почти на
порядок ниже, чем в породе. Выщелачивание породы начинает проявляться на стадии ее выветривания. Так, коэффициент миграции (Км) Ca, представляющий отношение содержания элемента в
трансформированных обломках породы к содержанию в ее плотной невыветрелой части, составляет
0,1-0,4, тогда как Км других исследованных элементов изменяется от 1 до 6. В результате ослабленной миграции ряда элементов группы железа, особенно меди и никеля, а также свинца, их содержание в почвах района выше кларка [4].
Миграционно-аккумулятивные свойства элементов в почвах существенно зависят от их щелочно-кислотной среды, которая, в свою очередь, определяется прежде всего генезисом почвообразующих пород, а также влиянием продуктов разложения растительных остатков и синтеза гумуса. Количество последнего в верхнем горизонте почв плато изменяется от 1 % в маломощных выщелоченных
почвах вершин останцов до 20 % в почвах на карбонатных породах выположенных склонов и их подножиев. Среднее содержание гумуса 8 %.
Пространственной неоднородностью вещественного состава пород и разнообразием экологической среды, обусловленной в основном рельефом, почвам свойственна высокая латеральная и радиальная контрастность щелочно-кислотной среды, варьирующей от сильнокислой до слабощелочной.
В верхнем органогенном слое почв pH изменяется от 3,8 до 7,8 (в среднем 5,4), в нижней минеральной части – от 4,1 до 8,8 (6,5). Интегральным выражением этих условий служит pH моховоподстилочного слоя на поверхности почв – от 3,6 до 6,8 (в среднем 5,0). В результате извлечения глубинных пород на поверхность при бурении скважин pH грунта буровых площадок возрастает и по
данным 18 проб составляет 4,8-9,0 (в среднем 7,5).
Ведущая роль коренных пород в генезисе почв района проявляется в их морфологических признаках. Это прежде всего касается красновато-коричневой цветовой гаммы почв. Даже белесый горизонт A2 горных подзолов на вершинах водораздельных останцов имеет розовый оттенок, что дало
основание для названия этих почв «розовыми подзолами» и предложения для их занесения в Красную книгу почв [5]. В маломощных подзолистых почвах крутых склонов элювиально-иллювиальная
дифференциация профиля отчетливо наблюдается по элементам группы железа, но слабо выражена
по оксидам кремния и кальция. Это служит признаком проявления региональной тенденции ослабленного внутрипочвенного перераспределения вещества.
На преобладающих в районе выположенных поверхностях водоразделов и пологих склонах под
мощным теплоизоляционным зеленомошно-подстилочным слоем темнохвойных лесов размерзание
почв летом идет медленно и они находятся в переувлажненном состоянии. С надмерзлотным боковым внутрипочвенным стоком идет активный вынос кальция. Одновременно здесь в кислой почвенной среде отмечается плавное уменьшение вниз по профилю железа. Такие почвы отнесены к мерзлотно-таежным предподзолистым.
На оптимально увлажненных склонах формируются мерзлотно-таежные подбуры с равномерным распределением оксидов кремния, алюминия, железа и относительно высоким содержанием
кальция в верхней части профиля. В подобных экологических условиях на остаточно-карбонатных
алевролитах развиты дерново-буроземные почвы с горизонтом A мощностью до 25 см и содержанием
в нем гумуса до 17 %. На красноцветных карбонатных песчаниках подножий склонов развиты перегнойно-карбонатные почвы. В их верхней части биогенное накопление кальция значительно выше
его количества в нижних карбонатных горизонтах [6]. Нередко наблюдаемое нетипичное для почв
гумидных ландшафтов соотношение содержания гумуса, кальция и реакции среды объясняется специфическими и контрастными геолого-геоморфологическими, щелочно-кислотными и биоклиматическими условиями почвообразования на Лено-Ангарском плато.
Отмеченное подщелачивание почвенной среды за счет карбонатного грунта, а также нефтяного
загрязнения при буровых работах, расшатывает щелочно-кислотное равновесие в ландшафте, ведет к
накоплению в нем свинца, а в гидроморфных условиях также кадмия, меди, цинка, кобальта. Так, в
ненарушенных почвах водораздельных участков содержание свинца изменяется от 6 до 20 (в среднем
10) мг/кг, а в техноземах этих местоположений – от 8 до 45 (в среднем 22) мг/кг, что близко к ПДК
почв (20 мг/кг).
Не менее экологически опасно солевое загрязнение почв и соответственно вод, формирующих
речной сток. Применяемые в технологии буровых работ концентрированные солевые растворы в условиях расчлененного рельефа и трещиновато-каменистых пород мигрируют по склонам в составе
поверхностных и внутрипочвенных потоков. При этом локальное солевое загрязнение приобретает
площадную форму. В результате аварийных выбросов высокоминерализованных пластовых вод при
бурении скважин на поверхности почв образуется слой рапы с минерализацией ее жидкой фазы око-
202
ло 700 г/дм3. Под ее влиянием образуются техногенные солончаки кальциево-хлоридного типа засоления и почва теряет свойство среды обитания биоты.
Для сохранения данного горно-таежного ландшафта Лено-Ангарского плато на северном рубеже
произрастания здесь уникальных пихтово-кедровых лесов с почвами на красноцветных породах в решении вопросов природопользования необходимо использование экологически безопасных технологий.
Литература
1. Коржуев С.С. Средняя Сибирь // Равнины и горы Сибири. – М.: Наука, 1975. – С. 122-244.
2. Абалаков А.Д., Васильев С.В. Пояса экологической безопасности Ковыктинского газоконденсатного
месторождения. – Иркутск: Изд-во «Арт-Пресс», 2003. – 136 с.
3. Почвенная карта Иркутской области. М-б 1 : 1 500 000 / Авт.: В.Т. Колесниченко, К.А. Уфимцева, В.А.
Кузьмин и др. – М.: ГУГК, 1988. – 2 л.
4. Чертко Н.К., Чертко Э.Н. Геохимия и экология химических элементов: справочное пособие. – Минск:
Изд. центр Белорус. гос. ун-та, 2008. – 135 с.
5. Нечаева Е.Г. Редкие почвы – горно-таежные розовые подзолы Восточной Сибири // Тез. докл. II съезда
Докучаевского об-ва почвоведов. – М.- СПб., 1996. – Кн. 2. – С. 409-410.
6. Nechaeva E.G. Soil of the Lena-Angara Plateau in the Area of the Kovykta Gas Condensate Field // Eurasian
Soil Science. – 2006. – № 5. – Vol. 39. – P. 470-476.
КЛИМАТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ХРЕБТА КОДАР
Осипова О.П.1, Осипов Э.Ю.2
1
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
2
Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск
В последнее десятилетие, когда назрела необходимость оценки направленности изменения
климата не только в глобальном масштабе, но и в отдельных регионах Земного шара, особый интерес
представляет климат горных районов.
Хребет Кодар расположен в континентальной части Азии, на значительном удалении от океанов, на северо-восточном фланге Байкальской рифтовой зоны. Хребет простирается с юго-запада на
северо-восток на расстояние 360 км, и при средней ширине 60 км, имеет площадь 24 тыс. км2.
Поскольку в высокогорье Кодара нет метеостанций, метеорологические параметры в ледниковой зоне были рассчитаны по данным ближайшей метеостанции Чара, расположенной в 40 км к востоку, на высоте 711 м. В работе использованы средние месячные значения температуры воздуха и
количества осадков. Средние месячные значения относительной влажности и облачности, а также
значения индексов зональной и меридиональной циркуляции были рассчитаны по данным реанализа
NCEP/NCAR за последние 45-60 лет.
Анализ полученных данных показывает, что за год здесь выпадает до 1100 мм осадков, из них в
твердом виде до 950 мм. В годовом цикле распределение осадков крайне неравномерно. Большая их
часть приходится на три летних месяца (июнь-август). За сентябрь-июнь (период аккумуляции) выпадает 60 % осадков, причем их основной объем приходится не на зимние, а на переходные месяцы.
На 3 таких месяца (май, июнь, сентябрь) приходится 40 % годовых осадков. Соответственно, в эти
месяцы идет основное снегонакопление. Эта особенность существенно отличает климат кодарского
высокогорья от климата межгорных впадин. Средняя годовая температура воздуха в ледниковой зоне
варьирует от −13 до −17ºC. Температура трех летних месяцев положительная. Относительная влажность воздуха в течение года не опускается ниже 70 %. Облачность, как регулятор радиационного
баланса и абляции, имеет выраженный летний максимум (60 %) в годовом цикле. Минимальные значения облачности наблюдаются весной и осенью.
По рассчитанным индексам циркуляции четко прослеживается, что над кодарским высокогорьем преобладающим является западный перенос, который в переходные сезоны достигает своего максимума. Наибольшая интенсивность зональной циркуляции отмечается в октябре-мае, наименьшая –
июне-августе. Увеличение интенсивности зональных процессов весной и осенью объясняется повышенными межширотными температурными градиентами. Максимум меридиональной циркуляции
наблюдается в декабре, минимум – в июле. Преобладающим направлением меридиональных потоков
воздуха в течение всего года является северное. Однако в летние месяцы доля южного переноса существенно увеличивается, что объясняется южными вторжениями циклонов из Монголии.
В целом, климат ледниковой зоны существенно отличается от резко континентального климата
межгорных впадин и не противоречит существованию современного оледенения.
203
ВЫСОТНЫЙ ИНДИКАТОР СКЛОНОВОЙ МИКРОЗОНАЛЬНОСТИ
ПРИ ИССЛЕДОВАНИИ ИЗМЕНЧИВОСТИ ГЕОСИСТЕМ
Фролов А.А., Черкашин А.К.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, [email protected]
Актуальной остается проблема выявления и расчета комплексных физико-географических характеристик, позволяющих разными способами ранжировать геосистемы и определять возможные
изменения в их естественном порядке при различных колебаниях фоновой климатической среды и
антропогенных воздействиях. В этой работе в качестве комплексного показателя выбран геоморфологический признак – относительная высота (от уровня оз. Байкал), которая является не только характеристикой местоположения в структуре вертикальной поясности, но и интегральным ландшафтообразующим фактором для геосистем топологического (внутриландшафтного) уровня. Рассматриваются особенности влияния относительной высоты на формирование ландшафтной микрозональности и серийности топогеосистем, а также пространственная дифференциация территории по этим
свойствам.
Объект исследования – горнотаежные ландшафты южного Предбайкалья. Рельеф территории –
среднегорный (750 – 800 м над ур. м.). Склоны расчленены падями и небольшими ложбинами. В пределах района развиты разнообразные метаморфизированные породы архея и протерозоя. Преобладают карбонатные толщи (мраморы), переслаивающиеся с гнейсами, кальцифирами и амфиболитами.
Горный характер рельефа обусловил ландшафтную структуру района с высокой степенью контрастности. Наибольшую площадь исследуемого участка занимает горнотаежный геом темнохвойных
лесов ограниченного развития, а также встречаются фации геома лиственничных лесов оптимального
развития. Преобладают фации сублитоморфного факторально-динамического ряда, на характеристики которых накладываются факторы дополнительного и избыточного увлажнения на склонах и в заболоченных долинах. Коренные фации формируются на выположенных приводороздельных участках
и представлены темнохвойными елово-кедрово-пихтовыми лесами на дерновых лесных суглинистых
почвах.
Фации горнотаежного геома темнохвойных лесов ограниченного развития южного Предбайкалья по основным признакам аналогичны классу сублитоморфных фаций распространенного северней
южно-таежного геома, но различаются набором характеристик коренных фаций, формирующихся на
плакорах разного высотного положения в соответствующих ландшафтах. Особенности этих местных
проявлений зональных норм должны рассматриваться в качестве эталонов сравнения при количественном анализе пространственных данных.
Вопросы внутрирегиональной и ландшафтной дифференциации обсуждались при изучении
склоновой микрозональности, увязанной с рельефом. Она формируется как парагенетическая ландшафтная система, или катена, где ландшафтно-геохимические процессы связывают различные части
склона через вещественно-энергетический обмен. Ф.Н. Мильков [1] выделяет четыре ландшафтные
микрозоны: приводораздельную, верхне-, средне- и нижнесклоновую. Аналогами этих микрозон являются различающиеся по своей динамичности местоположения в горнотаежном ландшафте, к которым приурочены различные по степени серийности топогеосистемы. Так, приводораздельной микрозоне соответствуют плакорные местоположения, на которых формируются коренные топогеосистемы; верхне- и среднесклоновые микрозоны соответствуют склоновым местоположениям в горнотаежном ландшафте, к которым приурочены мнимокоренные и серийные геосистемы сублитоморфного
ряда; нижнесклоновые микрозоны соответствуют местоположениям придолинных частей склонов, на
которых в условиях горной тайги Предбайкалья формируются серийные геосистемы субкриоморфного и субгидроморфного ряда.
Таким образом, подчеркивается высотная дифференциация фаций внутри ландшафтных геомов
на группы фаций по степени серийности – проявления видоизменяющего влияния местных факторов
на геосистемы, наиболее близкие по характеристикам к геосистемам зональной нормы. Зональные
коренные геосистемы расположены на выположенных участках местности, мнимокоренные, как правило, – на склонах, серийные – в нижних частях склонов и долинах, а также связаны с выходами горных пород. Хотя серийность, прежде всего, определяется факторным влиянием, она напрямую коррелирует с особенностями склоновой микрозональности, отражающей изменение этих факторов. По
этой причине даже небольшие градиенты высоты на уровне внутриландшафтной (субгеомной) дифференциации порождают различия географических характеристик и их связей, и в этом смысле отно-
204
сительная высота является комплексным фактором, влияющим на формирование микрозональностой
структуры ландшафта и серийности топогеосистем.
При исследовании закономерностей формирования склоновой микрозональности использовались материалы, собранные на трансекте, расположенном в бассейнах рр. Каторжанка и Мал. Шумиха (юг западного побережья оз. Байкал) [2]. На профиле протяженностью 3000 м с юга на север через
10 м проводились однотипные визуальные описания рельефа, древостоя, подроста, подлеска, травянистого и мохового покрова (68 признаков), а через 50 м – структуры почвенного профиля. В результате количественного анализа данных выявлено, что высота положения на трансекте биогеоценозов
(БГЦ) хорошо связана (r=0,74) с изменением коэффициента корреляции связи показателей разных
БГЦ с плакорными БГЦ, рассчитанных по всем признакам, кроме высоты. Выделены два высотных
уровня проявления зональных геосистем (высотно-поясных ландшафтных норм) с разностью примерно 130-150 м. В слое такой мощности формируется склоновая микрозональность и разные варианты серийности геосистем одного геома.
Анализ пространственных закономерностей распределения высотных зон, формирования
структуры склоновой микрозональности и серийности топогеосистем внутри высотного пояса осуществлялось путем построения карты-схемы серийности геосистем территории южного Предбайкалья с
использованием цифровой карты рельефа. От энергии рельефа, связанной с относительной высотой и
крутизной склонов, зависят особенности геоморфологических, гидрологических и других ландшафтообразующих процессов, обеспечивающих развитие ландшафтной структуры с дифференциацией
топогеосистем по характеру факторальности и степени серийности.
Для построения карты микрозональной структуры ландшафта и степени серийности S топогеосистем использовалась следующие формулы:
2
2
⎛ H1 ⎞
⎛ dH ⎞ ⎛ dH ⎞
S = H 0 + bK , K = ⎜
⎟ , H 0 = H1 − ΔH ⋅ N , N = int ⎜
⎟ , H1 = H − H Б ,
⎟ +⎜
⎝ 100 ⎠
⎝ dx ⎠ ⎝ dy ⎠
где Н – абсолютная высота конкретного местоположения, м над у. м.; HБ – абсолютная высота
поверхности оз. Байкал, м; H1 – относительная высота местоположения, м над ур. оз. Байкал; H0 – относительная высота местоположения в границах высотного пояса, м; ΔH – мощность высотно-
⎛ dH ⎞ ⎛ dH ⎞
⎟ – изменений высоты по географической долготе х и широте у; K –
⎟ ,⎜
⎝ dx ⎠ ⎝ dy ⎠
поясного слоя, м; ⎜
уклон поверхности; b – весовой коэффициент; N – номер высотного пояса; int(⋅) – операция определения целой части числа.
Для территории исследования по карте рельефа необходимо подобрать значения ΔH и b такие,
чтобы максимально проявить базовую геоморфологическую структуру по долинным, склоновым и
вершинным ландшафтам и соответствующим геомам, в ареалах которых выделяются геосистемы
разной серийности с учетом крутизны и экспозиции склонов. В итоге с шагом 150 м выявлено 4 хорошо различающихся высотных уровня с внутренней микрозональностью: от плакоров (приводораздельная микрозона) до нижних частей склонов падей и ложбин постоянных и временных водотоков
(нижнесклоновая микрозона).
Распространение по географическому пространству и мощность высотного слоя геома в общем
случае не постоянна. Проведенный анализ позволяет выделить схематическую пространственную
структуру геомного строения территории и его возможной дифференциации по видам серийности
фаций. Удается также ориентировочно оценить критическую температуру – 150 м⋅1°С /100 м = 1,5°С,
при повышении значения которой в результате глобального потепления произойдет изменение геомной структуры территории, а вслед за этим – фациальной принадлежности и природных режимов
местных геосистем.
Литература
1. Мильков Ф.Н. Основные географические закономерности склоновой микрозональности ландшафтов //
Склоновая микрозональность ландшафтов. – Воронеж: Изд-во ВГУ, 1974. – С. 5–11.
2. Геоинформационная система управления территорией. – Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН,
2002. – 151 с.
205
АВТОРСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
Авагян А.А., 1 – 70
Адаменко М.М., 2 – 3
Адаменко М.Ф., 2 – 3
Акпамбетова К.М., 1 – 61
Алексеева Н.В., 2 – 145
Алешина И.Н., 2 – 171
Амосова И.Ю., 2 – 85
Атутова Ж.В., 2 – 55
Баженова О.И., 1 – 64
Безрукова Е.В., 2 – 137
Белозерцева И.А., 2 – 176
Бешенцев А.Н., 1 – 67
Бирюков Р.Ю., 2 – 6
Бобровская О.В., 1 – 134
Бойнагрян А.В., 2 – 60
Бойнагрян В.Р., 1 – 70, 2 – 58,
60
Босиков Н.П., 1 – 72
Бровко П.Ф., 1 – 75
Будаев Р.Ц., 2 – 154
Важенин Б.П., 1 – 21, 24
Василенко О.В., 2 – 173
Верхотуров А.Г., 2 – 63
Вершинин К.Е., 2 – 141, 143
Виноградова Н.Н., 2 – 66
Виноградова О.В., 2 – 66
Владимиров И.Н., 1 – 77
Власова Н.В., 2 – 174
Волков И.А., 2 – 88
Воробьева И.Б., 2 – 174
Воропай Н.Н., 2 – 173
Воскресенский И.С., 2 – 69
Выркин В.Б., 1 – 3, 7, 77, 81,
2 – 139, 176
Гагинян Р.Х., 2 – 73
Галахов В.П., 2 – 6
Гаранкина Е.В., 1 – 84, 160
Гаченко А.С., 1 – 67
Глух А.К., 1 – 87
Глушкова О.Ю., 2 – 9
Гончар А.Д., 1 – 87
Грановская Н.В., 1 – 89
Гутак Я.М., 2 – 3
Давыдова Н.Д., 2 – 179
Данько Л.В., 2 – 139
Денмухаметов Р.Р., 2 – 181
Дергаусова М.И., 2 – 154
Дубынина С.С., 2 – 185
Евсеева Н.С., 1 – 92
Екимовская О.А., 2 – 188
Енущенко И.В., 2 – 141, 143
Ербаева М.А., 2 – 145
Ефремов Ю.В., 1 – 94
Жданюк Б.С., 1 – 97
Железняк М.Н., 1 – 100, 104,
169
Желудович Т.А., 2 – 113
Захаров В.В., 2 – 75
Зепалов Ф.Н., 1 – 106
Зима Ю.В., 2 – 78
Знаменская Т.И., 2 – 179
Золотов Д.В., 2 – 6
Зыкин В.С., 2 – 82, 124, 166
Зыкина В.С., 2 – 82
206
Иванов Е.Н., 2 – 12, 14, 22
Иванова-Ефимова Е.Н., 2 – 17
Ильичёва Е.А., 1 – 109, 2 – 85,
87
Иметхенов А.Б., 1 – 16, 18
Иметхенов О.А., 1 – 18
Истомина Е.А., 2 – 173
Казанский О.А., 1 – 106
Казьмин С.П., 2 – 18, 88
Калмыков Н.П., 2 – 148, 156
Кашкаров Е.П., 1 – 154
Квасникова З.Н., 1 – 92
Китов А.Д., 1 – 109, 2 – 14,
22, 190
Кичигина Н.В., 2 – 75
Кобылкин Д.В., 2 – 139
Коваленко С.Н., 1 – 109, 2 – 22
Ковальчук И.П., 1 – 113,116
Кокин О.В., 2 – 25
Коломиец В.Л., 2 – 151, 154
Коновалова Т.И., 2 – 192
Коробов В.В., 1 – 119
Короткий А.М., 1 – 119, 123
Крыленко И.В., 2 – 127
Кузнецов А.С., 2 – 26
Кузнецов Д.Е., 1 – 126
Кузьмин С.Б., 1 – 28
Кулаков В.С., 2 – 195
Лабекина И.А., 2 – 166
Лапин П.С., 1 – 30
Ларин С.И., 1 – 130
Ларина Н.С., 1 – 130
Леонова Т.Д., 1 – 75, 132
Ликутов Е.Ю., 1 – 32, 35, 2 –
91, 94
Ловелиус Н.В., 1 – 154
Лопатин Д.В., 1 – 134
Лубсанов А.А., 1 – 67
Лузгин Б.Н., 2 – 96
Лунёв П.И., 1 – 138, 157
Лю-Шугуан, 2 – 104
Макаров С.А., 1 – 141, 2 – 99
Макарова Н.В., 2 – 101
Максютова Е.В., 2 – 196
Малолетко А.М., 1 – 9
Малыгина Н.С., 2 – 36
Мананкова Т.И., 1 – 143
Манукян Н.В., 1 – 146
Маринин А.М., 1 – 143
Мармулев С.С., 1 – 148
Матишов Г.Г., 2 – 156
Махинов А.Н., 2 – 30, 104
Мельников В.П., 1 – 54
Мистрюков А.А., 1 – 148, 2 –
82, 124, 166
Михайлов В.М., 2 – 107, 110
Михель К.С., 1 – 38
Мясников Е.А., 1 – 151
Намзалов Б.Б., 1 – 197
Напрасникова Е.В., 2 – 174
Невский В.Н., 1 – 40
Нечаева Е.Г., 2 – 200
Опекунова М.Ю., 1 – 77, 2 –
139
Осинцева Н.В., 1 – 92
Осипов Э.Ю., 2 – 33, 202
Осипова О.П., 2 – 202
Останин О.В., 2 – 45
Павлов М.В., 1 – 109, 2 – 87
Павловская Т.С., 1 – 116
Павловский А.И., 2 – 113
Папина Т.С., 2 – 36
Пилоян А.С., 1 – 70
Плеханов А.О., 1 – 134
Плюснин В.М., 1 – 5, 57, 2 –
14
Поздняков А.В., 1 – 38, 2 –
38, 130
Познаркова С.В., 1 – 106
Поморцев О.А., 1 – 154, 171
Попов В.Ф., 1 – 171
Попов С.В., 1 – 138, 157
Постоленко Г.А., 1 – 42, 2 –
116
Потемкина Т.Г., 2 – 120
Пролеткин И.В., 2 – 121, 159,
162
Ревякин В.С., 2 – 41
Романенко Ф.А., 1 – 160
Русанов Г.Г., 2 – 42
Рыбчак А.А., 1 – 104
Рыжов Ю.В., 1 – 163
Савельева П.Ю., 1 – 148, 2 –
82, 124, 166
Самойлова С.Ю., 2 – 45
Санников Г.С., 1 – 165
Сериков С.И., 1 – 169
Скрыльник Г.П., 1 – 119, 123
Соколова Н.В., 1 – 44
Сороковой А.А., 1 – 67, 77
Сурков В.В., 2 – 127
Суханова Т.В., 2 – 101
Тайсаев Т.Т., 2 – 48
Тарбеева А.М., 2 – 127
Толстихин О.Н., 1 – 171
Тюменцева Е.М., 1 – 174
Уфимцев Г.Ф., 1 – 47
Фёдоров Р.К., 1 – 67
Фролов А.А., 2 – 203
Хмельнов А.Е., 1 – 67
Хон А.В., 2 – 130
Цыдыпов Б.З., 1 – 176
Чалов Р.С., 2 – 133
Чалов С.Р., 2 – 135
Черкашин А.К., 1 – 48, 2 – 203
Черкашина А.А., 2 – 176
Черных Д.В., 2 – 6
Чернышов М.С., 1 – 109
Чичагов В.П., 1 – 52
Шарифуллин А.Н., 2 – 181
Шац М.М., 1 – 104
Швиковски М., 2 – 36
Шейнкман В.С., 1 – 54, 57,
2 – 50
Шеховцов А.И., 2 – 171
Enkhtaivan D., 1 – 179
Narangerel S., 1 – 179
СОДЕРЖАНИЕ
ВОПРОСЫ ГЛЯЦИАЛЬНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ
Адаменко М.М., Адаменко М.Ф., Гутак Я.М.
Гляциальный рельеф и особенности плейстоценового оледенения Кузнецкого
Алатау………………………………………………………………………………………
Галахов В.П., Черных Д.В., Золотов Д.В., Бирюков Р.Ю.
Позднеголоценовая гляциальная история долины р. Хайдун (хр. Холзун, Алтай)…...
Глушкова О.Ю.
Особенности оледенения Корякского нагорья…………………………………………..
Иванов Е.Н.
Гляциальные составляющие в рельефе и экзогенных процессах гор юга Восточной
Сибири……………………………………………………………………………………...
Иванов Е.Н., Китов А.Д., Плюснин В.М.
Рельефообразующие процессы современных нивально-гляциальных и гольцовых
геосистем Сибири………………………………………………………………………….
Иванова-Ефимова Е.Н.
Ледниковые формы рельефа плато Путорана..…………………………………………..
Казьмин С.П.
Значение гляциального карово-трогового рельефа в истории Алтая…………………..
Коваленко С.Н., Китов А.Д., Иванов Е.Н.
Карово-троговые ступенчатые комплексы района г. Мунку-Сардык………………….
Кокин О.В.
Геоморфологический анализ при реконструкции палеопульсаций горно-долинных
ледников…………………………………………………………………………………….
Кузнецов А.С.
Современная экзарационная деятельность ледников горноледникового бассейна
Актру (Центральный Алтай)………………………………………………………………
Махинов А.Н.
Четвертичное оледенение горных районов Нижнего Приамурья………………………
Осипов Э.Ю.
Позднеплейстоценовые и голоценовые ледниковые события в горах Прибайкалья:
геоморфологические индикаторы, масштабы и хронология……………………………
Папина Т.С., Малыгина Н.С., Швиковски М.
Оценка палеоклиматических изменений на Алтае на основе данных высокогорных
ледниковых кернов………………………………………………………………………...
Поздняков А.В.
Принципы самоорганизации гляциальных систем и возможный механизм
образования ледникового покрова………………………………………………………..
Ревякин В.С.
Рельеф приледниковья в регрессивную фазу оледенения………………………………
Русанов Г.Г.
Ябоганское ледниково-подпрудное озеро Горного Алтая в позднем неоплейстоцене.
Самойлова С.Ю., Останин О.В.
Динамика ледника Томич (Центральный Алтай) с малого ледникового периода
до настоящего времени……………………………………………………………………
Тайсаев Т.Т.
Горное оледенение, рельеф и геохимические ландшафты Саяно-Байкальской горной
области……………………………………………………………………………………...
Шейнкман В.С.
Оледенение гор Сибири и интерпретация его следов с позиций взаимодействия
гляциальных и мерзлотных процессов…………………………………………………...
3
6
9
12
14
17
18
22
25
26
30
33
36
38
41
42
45
48
50
207
ФОРМИРОВАНИЕ РЕЛЬЕФА РЕЧНЫХ ДОЛИН
Атутова Ж.В.
Морфометрический анализ малых речных бассейнов…………………………………..
Бойнагрян В.Р.
Чрезвычайные весенние расходы воды в реках Армении и связанные с ними
затопления и размывы берегов……………………………………………………………
Бойнагрян В.Р., Бойнагрян А.В.
Особенности формирования и строения речной сети Армянского нагорья…………...
Верхотуров А.Г.
Наледи Забайкалья и их влияние на рельеф в условиях современных изменений
климата……………………………………………………………………………………...
Виноградова О.В., Виноградова Н.Н.
Формирование рельефа и интенсивность горизонтальных деформаций русел горных
рек при изменении климата……………………………………………………………….
Воскресенский И.С.
Формирование долин и россыпей в областях проявления новейшего вулканизма…...
Гагинян Р.Х.
Рельефообразующие процессы рек оз. Севан в условиях искусственного изменения
уровня озера………………………………………………………………………………..
Захаров В.В., Кичигина Н.В.
Роль речного стока в формировании русловых процессов высокогорной области
Восточного Саяна (в верховьях рек Иркута, Китоя, Оки)………………………………
Зима Ю.В.
Оценка интенсивности русловых деформаций реки Аргунь в районе Большого острова.
Зыкин В.С., Зыкина В.С., Савельева П.Ю., Мистрюков А.А.
К истории речных долин Горного Алтая и Предалтайской равнины в плейстоцене…
Ильичёва Е.А., Амосова И.Ю.
Эрозионно-аккумулятивные процессы основных русловых потоков дельты р. Селенги
Ильичёва Е.А., Павлов М.В.
Опыт гидролого-геоморфологического районирования дельты р. Селенги…………...
Казьмин С.П., Волков И.А.
Некоторые особенности эволюции долин верховьев Оби и Енисея…………………...
Ликутов Е.Ю.
Возможность и причины сохранности россыпей долин малых рек в районах развития горно-долинного оледенения (на примере горной системы Джугджур)……
Ликутов Е.Ю.
Заломы в речных долинах и их геоморфодинамические функции……………………..
Лузгин Б.Н.
Роль эндогенно-экзогенных процессов в формировании систем горных долин на Алтае.
Макаров С.А.
Строение отложений селевых долин на выходе из гор (северный склон хребта
Хамар-Дабан, Южное Прибайкалье) …………………………………………………….
Макарова Н.В., Суханова Т.В.
Морфология цикловых врезов в долинах горных рек Средней Азии………………….
Махинов А.Н., Лю-Шугуан
Русловые процессы на приустьевых участках притоков аккумулирующих рек………
Михайлов В.М.
О динамическом равновесии рек горных стран………………………………………...
Михайлов В.М.
Трансформации речных русел в горных странах в связи с новейшей тектоникой….
Павловский А.И., Желудович Т.А.
Динамика русловых процессов под влиянием техногенеза……………………………..
208
55
58
60
63
66
69
73
75
78
82
85
87
88
91
94
96
99
101
104
107
110
113
Постоленко Г.А.
Формирование рельефа горных долин под влиянием изменений климата…………….
Потемкина Т.Г.
Малые реки хр. Хамар-Дабан и геоморфологические риски…………………………...
Пролеткин И.В.
История развития рельефа и перестройки речной сети Приволжской возвышенности
и сопредельных с ней территорий………………………………………………………...
Савельева П.Ю., Мистрюков А.А., Зыкин В.С.
Продольные профили долин Средней Катуни и Чуи (Горный Алтай)………………...
Тарбеева А.М., Крыленко И.В., Сурков В.В.
Условия формирования русел малых высокогорных рек Приэльбрусья
при отступании ледников………………………………………………………………….
Хон А.В., Поздняков А.В.
Противоречия трактовки грядового рельефа дна Курайской котловины как ряби течения
Чалов Р.С.
Геологические, вековые, многолетние, сезонные и текущие формы проявления
русловых процессов на горных реках…………………………………………………….
Чалов С.Р.
Режим стока воды и наносов рек лахаровых долин Камчатки………………………….
116
120
121
124
127
130
133
135
ПРОБЛЕМЫ ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИИ, ПАЛЕОГЕОГРАФИИ
И ГЕОЛОГИИ КАЙНОЗОЯ
Безрукова Е.В.
Ландшафтно-климатические условия формирования рельефа Байкальского региона
в позднем неоплейстоцене-голоцене……………………………………………………..
Выркин В.Б., Данько Л.В., Кобылкин Д.В., Опекунова М.Ю.
Пространственная и временная корреляция голоценовых эоловых отложений
в котловинах байкальского типа………………………………………………………….
Енущенко И.В., Вершинин К.Е.
Внутривековые природные циклы по данным палинологического анализа озерных
отложений острова Сибирякова (Карское море) ………………………………………..
Енущенко И.В., Вершинин К.Е.
Внутривековые природные циклы по данным палинологического анализа озерных
отложений пос. Сопочная Карга (Западная Сибирь, Усть-Енисейский район)………..
Ербаева М.А., Алексеева Н.В.
Динамика природной среды и климата в плиоцен-плейстоцене и становление
современной биоты Западного Забайкалья………………………………………………
Калмыков Н.П.
Рельеф и териофауна Джидинского горного района (Западное Забайкалье) в плейстоцене
Коломиец В.Л.
Литогенез плейстоценовых высоких террасовых уровней Баргузинской впадины и
его связь с ингрессиями Байкала………………………………………………………….
Коломиец В.Л., Будаев Р.Ц., Дергаусова М.И.
Новые данные об условиях осадконакопления стратотипа кривоярской свиты
(Иволгино-Удинская впадина, Западное Забайкалье)…………………………………...
Матишов Г.Г., Калмыков Н.П.
Особенности рельефа и млекопитающие Ставропольского выступа в неогене……….
Пролеткин И.В.
Некоторые проблемы палеогеоморфологии кайнозоя Поволжья………………………
Пролеткин И.В.
Проблема происхождения и история формирования Волжского речного бассейна
в неогене……………………………………………………………………………………
137
139
141
143
145
148
151
154
156
159
162
209
Савельева П.Ю., Зыкин В.С., Мистрюков А.А., Лабекина И.А.
Строение ининской толщи в долине реки Чуя (Горный Алтай)………………………..
166
КОМПЛЕКСНЫЕ ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ И
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Алешина И.Н., Шеховцов А.И.
Ландшафтно-геоморфологические особенности Окинской котловины и ее горного
обрамления (Восточный Саян) …………………………………………………………...
Воропай Н.Н., Истомина Е.А., Василенко О.В.
Микроклиматические особенности горно-котловинных ландшафтов (на примере
Тункинской котловины) …………………………………………………………………..
Власова Н.В., Воробьева И.Б., Напрасникова Е.В.
Миграция химических элементов в системе почва – растительность юго-западного
побережья Байкала (пос. Листвянка) …………………………………………………….
Выркин В.Б., Белозерцева И.А., Черкашина А.А.
Экзогенные процессы и почвообразование в Прихубсугулье и Юго-Западном
Прибайкалье………………………………………………………………………………..
Давыдова Н.Д., Знаменская Т.И.
Роль рельефа в распределении потоков вещества в степных геосистемах…………….
Денмухаметов Р.Р., Шарифуллин А.Н.
Орографический контроль стока растворенных веществ рек и химической
денудации в горах………………………………………………………………………….
Дубынина С.С.
Растительный покров склонов Назаровской лесостепи (на примере горы Малый
Сюгень) …………………………………………………………………………………….
Екимовская О.А.
Сельскохозяйственное использование ландшафтов центральной части
Селенгинского среднегорья……………………………………………………………….
Китов А.Д.
Возможности геоинформационного картографирования рельефа гор Южной Сибири..
Коновалова Т.И.
Формирование ландшафтной структуры регионов под влиянием процессов
рельефообразования……………………………………………………………………….
Кулаков В.С.
Комплексные географические исследования муниципальных районов
Забайкальского края……………………………………………………………………….
Максютова Е.В.
Климатические характеристики снежного покрова Саяно-Байкальской горной
территории………………………………………………………………………………….
Намзалов Б.Б.
О реликтовых степях на древних педиментах Юго-Восточного Алтая………………..
Нечаева Е.Г.
Дифференциация почвенного покрова и его трансформация на Лено-Ангарском
плато………………………………………………………………………………………...
Осипова О.П., Осипов Э.Ю.
Климатические особенности хребта Кодар………………………………………………
Фролов А.А., Черкашин А.К.
Высотный индикатор склоновой микрозональности при исследовании
изменчивости геосистем…………………………………………………………………..
171
173
174
176
179
181
185
188
190
192
195
196
197
200
202
203
Авторский указатель………………………………………………………………………… 205
210
Научное издание
РЕЛЬЕФ И ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ГОР
Материалы Всероссийской научной конференции
с международным участием, посвященной 100-летию со дня рождения
доктора географических наук, профессора Льва Николаевича Ивановского
Иркутск, 25-28 октября 2011 г.
Том 2
Технический редактор А.И. Шеховцов
Составитель сборника Ж.В. Атутова
Дизайнер обложки Д.В. Кобылкин
Подписано в печать 20.10.2011 г. Формат 60х90/8
Гарнитура Times New Roman. Бумага Ballet. Печать офсетная
Уч.-изд. л. 27,5. Усл. печ. л. 24,3. Тираж 250 экз. Заказ 531
Издательство Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН
664033, Иркутск, ул. Улан-Баторская, 1
211