авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 28 | 29 || 31 |

«ГеоморфолоГия картоГрафия и ГеоморфолоГия и картоГрафия Министерство образования и науки РФ Российский фонд ...»

-- [ Страница 30 ] --

Во второй половине раннего антропогена (окское время) и в начале среднего антропогена (лих винское время) на территории района, формируется ІV пойменно-аккумулятивная терраса долин «Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН рек Днепра, Росси и Роcсавы. Морфометрические карты базисной и вершинной поверхностей 5-го порядка отражают холмистый, слабо расчлененный рельеф Каневских дислокаций с амплитудой высот 70 м.

В среднем антропогене наступлению ледника предшествовали значительные преобразования рельефа, вызванные неотектоническими поднятиями и пластическими деформациями глинистых пород. Структурно-морфометрические карты разности базисной и вершинной поверхностей 4-го порядка, указывают на движения земной коры в пределах небольших территорий, зафиксированы амплитуды дифференциальных смещений от 20 до 85 м. По физическим свойствам породы в момент образования дислокаций были пластичними, увлажненные талыми водами наступающего ледника, которые перекрывались относительно прочными породами, что обусловило образование надвиго вых структур. Именно карта разности базисной поверхности 4-го порядка с положительными показа телями от 33 до 55 м отразили участки крупнейших надвиговых структур инъективного вала. Рисунок изогипсобазит вершинной поверхности 4-го порядка отражает эрозионную деятельность в пред ледниковую фазу днепровского оледенения, низкогорный рельеф был расчленен талыми водами ледника. Именно в это время начинается переуглубление долины Днепра — образуется шевченков ская депрессия, свидетельством этого являются данные карт базисной поверхности 4-го порядка с минимальными высотами 95 м, что составляет местный базис эрозии.

Днепровский ледник занял долину Днепра, но не перекрыл полностью водоразделы, только подпрудил русло, увлажняя юрские глины ледниковыми водами и водами рек Днепра и Росси.

Встретив на своем пути низкогорье, ледник изменил их вид, выпахивая широкие долины понижений и переместив части чешуек-надвигов по уже увлажненным пластичным глинам в виде отторженцев.

По данным вершинной поверхности 4-го порядка ледник перемещаясь расчленял поверхность пале орельефа с высотами в 100 м и образует диапировые структуры. Такому же влиянию подвергся и правый высокий берег Росси, с той лишь разницей, что он простирался поперек движения ледника.

В результате был деформирован рельеф пластовой равнины и IV надпойменной террасы Днепра на Приднепровской возвышенности.

На направление движения ледника указывают падение складок-сбросов, а также положения самих структурно-морфометрических карт изогнутых в юго-восточном направлении. Помимо основ ных сбросов в дислоцированном районе можно наблюдать множество разрывов и трещин, подтверж дением этого является карта порядков долин и рисунок уплотненных изолиний на построенных картах.

Оставленный ледником рельеф испытал влияние эрозионных процессов. Образовалась разветвленная сеть балок, наблюдается на карте разности базисной поверхности 3-го порядка. Отрицательные раз ности соответствуют пониженным участкам где откладываются флювиогляциальные отложения, фик сируемые геологическими разрезами исследуемой территории (на примере оврага Меланчин поток).

В позднем антропогене в условиях засушливого климата откладывались лессы и лессовидные суглинки с ископаемыми почвами, имеющих повсеместное распространение, они покрывают водо раздельные пространства, склоны и равнины древних террас. В рамках дислоцированной террито рии разрезы их неполные, что свидетельствуют об аккумулятивном выравнивании, с минимальными высотами 100 м, зафиксированных на морфометрических картах вершинных и базисных поверхно стей 2-го порядка. Пески входят в состав II надпойменной террасы расположенной по обоим бор там долин реки, она возвышается над уровнем Днепра на 15 — 20 м и имеет абсолютные отметки 95 — 100 м. Эту стадию формирования района отслеживают морфометрические карты 2-х порядков.

Продолжающиеся эпейрогенические движения в голоцене фиксируют эрозионные процессы, которые создали глубокие овраги, где наглядно можно проследить историю формирования Канев ских гор. Эрозионные процессы на всех этапах сопровождались энергичной оползневой деятельно стью, результаты которой так характерны для Каневского Приднепровья.

Таким образом, анализ структурно-морфометрических карт позволил детализировать новей шую тектоническую эволюцию Каневских дислокаций, проследить формирование террасовых уров ней долины Днепра и Росси и зафиксировать изменение местного базиса эрозии под воздействием ледникового фактора, при формировании чешуйчато-надвижных структур. Воссоздана палеогля циологическая ситуация и режим развития глиняного диапиризма. Структурно-морфометрические исследования позволили определить характер соотношений рельефа с тектоникой района, отразить взаимосвязь экзогенных и эндогенных факторов, повлиявших на его развитие.

Литература 1. Иванников О. В. Геология района Каневских дислокаций (на укр. яз.). К. : «Наукова думка».

1966. 96 с.

2. Китых В. И. Соляная тектоника Днепровско-Донецкой впадины. «Наукова думка» Киев. 1970. 201 с.

3. Лаврушин Ю. А., Чугунный Ю. Г. Каневские дислокации. М.: «Наука», 1982. 103 с.

4. Проходский С. И. Применение морфометрического метода для анализа некоторых тектонических структур левобережья Украины. В кн.: Морфометрический метод при геологических исследованиях. Изд-во Саратовского ун-та, 1963 а.

СЕКЦИЯ 6. МОРФОГРАФИЯ И МОРФОМЕТРИЯ РЕЛЬЕФА 5. Тустановская Л. В. Эволюция рельефа Каневского Приднепровья на основе анализа базисных и вершинных поверхностей. (на укр. яз.). Весник Киевского университета. Геология. Вып. 54. 2011. С. 3 — 6.

6. Философов В. П. Основы морфометрического метода поисков тектонических структур. Саратов, 1975. 226 с.

7. Палиенко Э. Т., Мороз С. А., Куделя Ю. А Рельеф та геологическое строение Каневского Приднепровья. (на укр. яз.). К : Изд-во Киевского университета., 1971. 96 с.

8. Иваник О. М., Тустановская Л. В. Примение классических методов структурно морфометрического анализа для реконструкции неотектогенезиса на основе ГИС. (на укр. яз.).

Весник Киевского университета. Геология. Вып. 53. 2011. С. 4 — 7.

9. Тустановская Л. В. Модель эволюции рельефообразования Каневского Приднепровья на основе структурной морфометрии. (на укр. яз.). Весник Киевского университета. Геология. Вып. 57. 2012.

С. 5 — 8.

10. Философов В. П. Краткое руководство по морфометрическому методу поисков тектонических структур. Саратов, 1960.

11. Мкртчян О. С. Геоинформационный анализ пространственных связей морфометрии рельефа с геологической структурой (на примере западной части вершинных Карпат). Теоретические и прикладные аспекты геоинформатики (на укр. яз.). К., 2008. С. 167 — 178.

_ МОРФОМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ НОВЕЙШЕЙ ТЕКТОНИКИ КОНТИНЕНТОВ Г.Ф.Уфимцев Институт земной коры СО РАН, Иркутск, ufim@crust.irk.ru MORPHOMETRIC ANALYSIS OF NEW TECTONICS OF CONTINENTS G.F.Ufimtsev Earth Crust Institute of Siberian Department RAS, Irkutsk, ufim@crust.irk.ru Рельеф земной поверхности, отображенный на топографических картах, обладает многими свойствами, морфологическими параметрами, в частности. Важно их выделить при изучении новей шей тектоники и показать на специализированных моделях. Среди этих параметров одним из глав ных является модель тектонического рельефа (вершинной его поверхности, в частности), кото рая может быть построена с использованием различных методик. Среди последних важно выбрать такое сочетание методических приемов, когда достигается максимальное приближение к тектони ческому рельефу и в особенности достаточно четкое определение границ неотектонических форм, при котором обеспечивается их идентификация и классификационные построения. Такая модель тектонического рельефа является основой создания карт новейшей тектоники, которые по своему характеру должны быть приближены к тектоническим картам и схемам.

При построении тектонического рельефа эффективен анализ рисунка гидрографической сети, позволяющей, во-первых, выделить магистральные, окаймляющие и оперяющие водотоки, что позволяет создать предварительную модель новейшей тектоники при достаточно определен ной идентификации неотектонических форм и их структурных ансамблей. Затем создается модель тектонического рельефа, базирующаяся на рисунок гидросети — все это позволяет учесть свойства потоков вещества-энергии в рельефе земной поверхности и определить основные типы структурных выделов. Среди последних производится их разделение на ранги и порядки (иерархия), что обеспе чивает выделение основных морфологических типов неотектонических форм, начиная от простых (неделимых), затем их ассоциаций (структурных зон и подзон), областей и орогенических поясов, вплоть до глобальных ступеней рельефа (материковой, океанической и переходной зоны).

При такой методике построения карт новейшей тектоники следует выделить: 1) неотектониче ские формы;

2) показать модель тектонического рельефа;

3) сопроводить все построения класси фикационной схемой или легендой. Такой способ построения карт новейшей тектоники нами был использован для различных случаев, включая Дальний Восток России и акваторию Тихого океана и его окраинных морей, карты новейшей тектоники региона БАМ, Байкальской рифтовой зоны и других районов. Такая методика построения карт новейшей тектоники отвергает принцип показа амплитуд неотектонических движений, сам по себе неопределенный и не выдерживающий кри тики. К тому же здесь необходимо обоснование или использование определенного аксиоматиче ского утверждения (единая поверхность выравнивания и прочее), что само по себе не является определенным и требует теоретического осмысления.

_ «Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН СЕКЦИЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ ИНТЕНСИВНОСТЬ НАКОПЛЕНИЯ АЛЛЮВИЯ И ФОРМИРОВАНИЕ ПОЧВ В ПОЙМАХ РЕК ЦЕНТРА РУССКОЙ РАВНИНЫ В ГОЛОЦЕНЕ А.Л.Александровский,М.П.Гласко Институт географии РАН, Москва, alexandrovskiy@mail.ru, mglasko@mail.ru INTENSITY OF ALLUVIATION AND SOIL FORMATION ON FLOODPLAINS OF THE CENTRAL RUSSIAN PLAIN IN THE HOLOCENE А.L.Alexandrovskiy,М.P.Glasko Institute of Geography, Russian Academy of Sciences, Мoscow, alexandrovskiy@mail.ru, mglasko@mail.ru Пойма равнинных рек является одной из наиболее распространенных и динамичных геоморфо логических систем и элементов ландшафта. Она находится под непосредственным воздействием реч ного потока, испытывая непрерывное переформирование [1], и, периодически, под воздействием полых вод — «…гидрологического фактора, без которого пойма, как таковая, вообще не может обра зовываться» [2].

Сложный фациально-литологический состав аллювия поймы, хорошо развитые погребенные почвы, часто прослеживаемые в пойменном аллювии, и наличие нескольких ее уровней отражают непостоянство русловых процессов, связанное как с саморазвитием руслового потока, так и с изме нениями физико-географических условий в голоцене [3 — 8]. Однако этапы формирования поймы в голоцене практически не изучены, а существующие методы расчета скоростей аллювия оценивают его интенсивность только на современном этапе [9].

Исследования в речных долинах Центра Русской равнины — Москвы, Средней Оки, Верхнего Дона и Непрядвы проводились совместно с археологами на пойменных памятниках большого хронологиче ского диапазона (от неолита до средневековья). Они позволили выделить три типа поймы, характе ризующиеся разным возрастом палеогеографической информативностью, возрастом, историей раз вития и геоэкологическими условиями [10 — 12]. Эти типы следующие: 1) молодые динамичные, в пределах которых русло блуждает (пояса меандр), разрушая старые и создавая новые фрагменты поймы с постоянно обновляемым аллювием слоистого строения и венчающиеся пионерными почвами;

2) прерывисто-динамичного развития на протяжении голоцена с сериями хорошо развитых почв;

здесь длительное время идет накопление аллювия, периодически прерываемое почвообразованием;

3) древние (позднеледниковые), часто с зональной почвой на поверхности, располагающиеся вне зоны аккумуляции наносов.

О больших различиях в возрасте элементов рельефа поймы, ее сложном генезисе и морфологии указывается в работах многих известных исследователей [2, 4, 7]. Эти различия поймы во многом связаны с ее формированием в определенных зонах осадконакопления — прирусловой, приречной и внутренней [3]. Однако в результате сложного развития, сформировавшиеся в их пределах участки поймы к настоящему времени, как правило, утратили свое закономерное положение в пойменных массивах относительно русла. Довольно часто встречаются сочетания их ареалов, образующих слож ную гетерогенную пойму. В исследованиях нами учитывалась геоморфологическая классификация пойм Р. С. Чалова, А. В. Чернова [13].

Наиболее информативными для изучения истории природы и человека являются участки поймы с серией голоценовых почв. Они отличаются неравномерностью развития: накопление аллювия перио дически прерывается и территория существует вне пойменного режима длительное время. Пойма начинает развиваться по типу надпойменной террасы. Наступившая стабилизация пойменных про цессов сопровождается процессами формирования хорошо развитых почв, часто зонального типа.

Прослеживание стратиграфически выдержанных уровней погребенных почв на значительном протя жении в долинах рр. Москвы, Средней Оки и Дона позволяет предполагать крупные региональные перерывы в формировании пойменной геосистемы в связи с климатическими колебаниями в голоцене [11, 12, 14]. Положение погребенных почв, с которыми часто связана жизнедеятельность человека в прошлом (культурные слои), обусловленная периодами геоэкологически благоприятных условий, по всей толще поймы, начиная от современного уреза реки и выше, свидетельствуют о направленном повышении уровня реки и заполнении русла и днища долины аллювием. Для Средней Оки и Верхнего Дона этот процесс был неравномерным и проявлялся не только в чередовании почв и аллювия, но и СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ в изменениях скорости их формирования. Возможно, что в некоторых случаях формированию почв могли способствовать и тектонические движения. Кроме того, в последние столетия существенная роль в формировании аллювия пойм принадлежит антропогенному фактору.

Указанные природные и антропогенные факторы определяют чередование этапов, характери зующихся разным пойменным режимом и разными скоростями аллювообразования. Со сменой этих этапов соответственно связано и чередование в разрезах почв и аллювия [10, 12].

В основе комплексной методики определения скоростей осадконакопления и формирования почв в пойме лежит фациальный анализ аллювия пойм равнинных рек по Е. В. Шанцеру [3]. Эта методика была разработана и применена в процессе археолого-географических исследований поймы Средней Оки. Определялись скорости формирования аллювия в целом по основным зонам его накопления за вторую половину голоцена (участок долины п.п. Белоомут-Шилово [10, 15]). Последующие работы в пойме Москвы-реки (район Братеево, Тушино), р.р. Верхнего Дона и Непрядвы (район Куликова поля) позволили ее усовершенствовать и получить данные о скорости формирования почв и аллювия [12, 14]. Метод включает радиоуглеродное и археологическое датирования погребенных почв и вме щающих аллювиальных отложений. Важным при этом является то, что степень развития погребенной почвы показывает длительность перерыва в накоплении аллювия, а наличие признаков почвообразо вания в аллювии свидетельствует о той или иной скорости седиментации.

Проведенные исследования показали неравномерный характер накопления аллювия поймы за последние 6 000 лет, как в целом, так и для каждой фации и внутри нее. Так, на пойме Средней Оки для слоистого аллювия фации приречной зоны скорости составляли от 6,0 до 60 см/век к нашему времени, для внутренней зоны с суглинистым аллювием и с серией погребенных почв — от 2 — 6 до 48 см/век с пиками около 4 000 л. н. и в наше время;

для переходной зоны — от 3 до 22 см/век с пиком в последние 300 лет, для внутренних водоемов — от 5 до 20 см/век с пиками 3 400 — 3 700 и 4 500 — 5 лет назад. При этом наблюдается общая, для всех рассмотренных зон, тенденция возрастания ско ростей накопления аллювия на рубеже I — II тыс. н. э., и, особенно резко, в последние 5 — 6 столетий.

Периоды интенсивного накопления аллювия в поймах равнинных рек, во время которых проис ходило погребение почв, имеют максимумы 10,5;

8;

6,5;

4,5;

2,5;

0,5тыс.летназад. Они совпадают с периодами похолодания климата.

Первая детальная хронологическая схема поймы получена по опорному разрезу Клименты и ряда других на Средней Оке. Она включает 4 основные почвы (I—IV) и соответствующие им 4 периода почвообразования [11]: п1 (почва 1) — 0(100) — 300 л. н.;

п2 — 800—2300 (может быть названа Климен товской);

п3 — 2700 — 4000;

п4 — 4500 — 6000 лет назад. Сходные периоды педогенеза в поймах, бал ках, других аккумулятивных ландшафтах, охватывающие весь голоцен (п1—п6), выявлены в бассейне р. Сейм и других реках Русской равнины [16]. В пойме Москвы-реки обнаружена еще более древняя почва п7 (аллередская, 11780±290 л. н., ИГАН-2319 и 11260±300 л.н., Ki-10526).

Скорость накопления аллювия определяет условия формирования почв в пойме и их тип: наряду с зональными почвами, развивающимися на участках без привноса аллювия, имеются кумулятивные почвы, образующиеся при относительно медленном его поступлении, и слои без признаков почвоо бразования, при высокой скорости поступления осадка. Так, по данным изучения погребенных почв в пойме Москвы-реки, при скоростях более 25 см/век почвообразование не успевает прорабатывать аллювий;

при 10 — 25 см/век формируется аллювий с признаками почвообразования;

при 3 — 10 см/ век — кумулятивные дерновые слоистые почвы;

а при скоростях 1 — 3 см/век — хорошо развитые дерно вые и луговые почвы. Характерная скорость седиментации, необходимая для формирования в пойме хорошо развитых дерново-подзолистых, серых лесных и черноземных почв, не более 1 см в столетие.

Также для этого необходима остановка, либо крайне медленная седиментация на протяжении не менее 500 — 1000 лет. Такие почвы, как правило, по степени развития приближаются к зональным.

Тем самым они свидетельствуют о существовании длительных этапов, во время которых паводковый режим практически отсутствовал, и пойма развивалась по типу надпойменной террасы. Последние 1000 лет характеризовались наиболее интенсивным развитием процессов седиментации.

Результаты комплексных исследований показывают, что в пойме длительностьпериодовпочво образованияоказываетсязначительнобольшей,посравнениюспериодаминакопленияаллювия.

Основываясь на результатах наших исследований поймы, в первую очередь Средней Оки и Москвы-реки, а также привлекая литературные данные, эволюцию пойменного педогенеза и основ ные этапы развития пойм равнинных рек можно представить в следующем виде.

Этап врезания рек и формирования мегаизлучин позднеледниковоговремени характеризовался максимально высоким стоком, вероятно в иных условиях климата [17, 18]. Наиболее древняя почва в пойме п7, аллередская, 12 000 — 11 000 л. н. (Москва-река, Тушино), имеет признаки мерзлотных деформаций, вероятно времени позднего дриаса. В раннем голоцене в условиях пониженной увлаж ненности климата в пойме формируются черноземовидные почвы (п6, Братеево). Резкое похолодание и, вероятно, увлажнение климата в конце раннего голоцена около 8000 л.н. вызвало погребение дан ных почв [16].

«Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН В атлантическийпериод формируются почвы п5 и п4, в пойме Средней Оки они обычно пред ставлены черноземными или лугово-черноземными, в пойме Москвы-реки, и притоков — луговыми, лугово-черноземными и первыми дерново-подзолистыми. Увлажненность климата понижена, излу чины небольшие, пойма заполняется аллювием. В период похолодания около 6 500 л. н. местами, осо бенно в южных районах, происходит накопление аллювия, разделяющего эти почвы, но в большин стве случаев имеется единая п4 — 5. Седиментация и погребения этой почвы имели место в период похолодания на переходе от атлантического к суббореальному периоду 4 800 — 4 200 л. н.

В суббореальныйпериод 4 200 — 2 700 л. н. формируется п3. Увлажненность климата понижена. В пойме Оки она является лугово-черноземной, в пойме Москвы-реки — дерновой, иногда с признаками оподзоливания. На переходе к субатлантическому периоду местами отмечается активизация флюви альных процессов и погребение почв, но в бассейне р. Москвы их следы не прослеживаются.

В субатлантический период 2 300 — 900 л. н. формируется широко распространенная п2 (Кли ментовская), преимущественно лесного генезиса. В бассейне Москвы-реки она объединена с п3. В это время пойма на значительных участках превратилась в надпойменную террасу. Однако, в последние 1000лет под воздействием деятельности человека и климата (малый ледниковый период) аллювоо бразование вновь активизировалось и возобновился пойменный педогенез [14].

Интерес представляют древние участки поймы (третий ее тип), на которых в течение всего голоцена почвы формировались практически без привноса аллювия (рр. Москва, Верхний Дон). Рас пространенные здесь полноголоценовые дерново-подзолистые, серые лесные почвы и черноземы, а также дерново-подзолистые почвы с сильной текстурной дифференциацией профиля и со вторым гумусовым горизонтом, сходны с таковыми междуречных пространств. Только в последние столетия почвы древних участков поймы местами были перекрыты аллювием антропогенного происхождения.

Так, в пойме р. Москвы в районе Звенигородской биостанции сильнодифференцированная дерново подзолистая почва с реликтовым среднеголоценовым гумусовым горизонтом сначала формировалась под луговой и лугово-степной растительностью (этапы п6 — 4, стадия луговой или лугово-черноземной почвы), затем под лесом (п3 — 2, стадия формирования серой лесной почвы). Длительно формиро вавшаяся погребенная почва с хорошо развитым профилем чернозема обнаружена в верховье Дона, в разрезе поймы (стрелка р.р. Дона и Непрядвы), на участке с многослойным поселением Монастыр щина II (ранний неолит, бронза и древняя Русь). Она начала формироваться в старичном понижении со второй половины голоцена, а на высокой пойме — на рубеже плейстоцена и голоцена. Почвенный процесс практически не прерывался аллювообразованием. Но погребение этой почвы, несмотря на ее расположение на разных геоморфологических уровнях, произошло практически в одно время — в XVII — XVIII вв. [19].

Проведенный анализ интенсивности сопряженных процессов осадконакопления и почвообразо вания в пойме равнинных рек позволяет получать достоверные реконструкции истории формирования поймы и наиболее детальные для типа поймы прерывисто-динамичного развития на протяжении всего голоцена с сериями хорошо развитых почв.

Литература 1. Маккавеев Н. И. Некоторые основные проблемы учения о русловых процессах // Эрозия почв и русловые процессы. Тр. Науч.-исслед. лаборатории эрозии почв и русловых процессов им.

Н.И.Маккавеева. Вып. 17. М.: Геогр.факультет МГУ. 2010. С. 9 — 12.

2. Чернов А. В. География и геоэкологическое состояние русел и пойм рек Северной Евразии», М.:

ООО «Крона», 2009. 684 с.

3. Шанцер Е. В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания закономерностей строения и формирования аллювиальных свит // Тр. Геол. ин-та АН СССР. Сер.

геол., 1951. Вып. 135. 274 с.

4. Асеев А. А. Палеогеография долины Средней и Нижней Оки в четвертичный период. М.: Изд. АН СССР, 1959. 201 с.

5. Добровольский Г. В. Пути эволюции пойменных почв в лесной и лесостепной зонах Русской равнины // Док. Сов. Почвоведов на VII Межд. конгр. В США. М.: Изд-во АН СССР, 1960. С. 349 — 358.

6. Воропай Л. И., Куница Н. А. Изучение погребенных почв пойм как метод выявления закономерностей развития ландшафтов // Материалы региональн. конф. «Антропогенные ландшафты центральной черноземной области и прилегающих территорий». Изд. Воронеж. ун-та. 1972. С. 51 — 53.

7. Панин И. В., Сидорчук А. Ю., Чернов А. В. Макроизлучины рек ЕТС и проблемы палеогидрологических реконструкций // Водные ресурсы.1992. № 4. С. 93 — 97.

8. Mandel R. D. Soils and Holocene Landscapes Evolution in Central and Southwestern Kanzas: Implications for Archaeological Research, Soils in archaeology: landscape evolution and human occupation (edited by V.T. Holiday), Washington-London, Smithsonian institution press, P. 41 — 100.

9. Голосов В. Н. Исследования аккумуляции наносов на речных поймах: методические возможности и перспективы // Геоморфология 2009. № 4. С. 39 — 45.

СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ 10. Гласко М. П., Фоломеев Б. А. Методика определения скоростей накопления пойменного аллювия равнинных рек по археолого-геоморфологическим данным (На примере долины Средней Оки) // Геоморфология № 3, 1981. С. 26 — 36.

11. Александровский А. Л., Гласко М. П., Фоломеев Б. А. Археолого-географические исследования погребенных пойменных почв как геохронологических уровней второй половины голоцена (на примере Средней Оки) // Бюлл. Комисс. по изуч. Четвертичн. периода. № 56, 1987. С. 123 — 128.

12. Александровский А. Л. Этапы и скорости развития почв в поймах рек Русской равнины // Почвоведение. 2004. № 11.С. 1285 — 1295.

13. Чалов Р. С., Чернов А. В. Геоморфологическая классификация пойм равнинных рек // Геоморфология,1985. № 3. С. 3 — 11.

14. Гоняный М. И., Александровский А. Л., Гласко М. П. Северная лесостепь бассейна Верхнего Дона времени Куликовской битвы. М.: ООО «Унопринт», 2007. 208 с.

15. Гласко М. П. Анализ факторов, определяющих интенсивность накопления аллювия поймы Средней Оки в позднем и среднем голоцене // Изв. АН СССР, сер. геогр., 1983, № 5. С. 66 — 75.

16. Сычева С. А., Гласко М. П. Ритмичность осадконакопления и почвообразования на Среднерусской возвышенности в голоцене. // Изв. РГО. 2003. Т. 135. Вып. 1. 2003. С. 45 — 57.

17. Панин А. В., Сидорчук А. Ю., Баслеров С. В., Борисова О. К., Ковалюх Н. Н., Шеремецкая Е. Д.

Основные этапы истории речных долин центра Русской равнины в позднем валдае и голоцене:

результаты исследований в среднем течении р. Сейм // Геоморфология. 2001. № 2. С. 19 — 34.

18. Sycheva S. A. Long-term Holocene fluctuations of rivers in Russian plain according to paleosol and archaeological data // Moscow: Proceedings of the Fourth International Meeting on Global Continental Palaeohydrology GLOCOPH 2000. Moscow. Insitute of Geography RAS. P. 62 — 19. Хотинский Н. А., Фоломеев Б. А., Александровский А. Л., Гуман М. А. Куликово поле: природа и история последних 6 тыс. лет // Природа, № 12, 1985. С. 30 — 38.

_ РОЛЬ КРИОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ В ФОРМИРОВАНИИ «АСТРОБЛЕМОВИДНЫХ» ОЗЕР МЕЩЕРСКОЙ НИЗМЕННОСТИ В.В.Бронгулеев,В.А.Караваев,А.Н.Маккавеев Институт географии РАН, Москва, geomorph@rinet.ru IMPACT OF CRYOGENIC PROCESSES ON FORMATION OF RIMMED DEPRESSIONS IN THE MESCHERA LOWLAND V.Vad.Bronguleyev,V.A.Karavayev,A.N.Makkaveyev Institute of Geography of RAS, Moscow, geomorph@rinet.ru Изучение так называемых астроблемовидных озер Московского региона, проводимое в послед ние годы в Институте географии РАН, показало, что, несмотря на внешнее сходство, под этим назва нием объединены озера нескольких генетических типов [1, 2]. По крайней мере, некоторые из этих озер сформировались в своем современном виде под действием мерзлотных процессов в ледниковый период.

Один из возможных механизмов образования астроблемовидных котловин — деградация крупных гидролакколитов (пинго или булгунняхов), формировавшихся в холодных перигляциальных условиях преимущественно на дне водоемов при их промерзании. Гидролакколиты широко распространены в современной зоне вечной мерзлоты на арктическом побережье Канады и Аляски [3] и равнинах Севера Азии [4]. Крупные гидролакколиты достигают нескольких сотен метров в диаметре и несколь ких десятков метров высоты. Мощность грунтового слоя, перекрывающего ледяное ядро, может пре вышать 10 м, а крутизна склонов 30° и более.

Деградация гидролакколита, происходящая и в холодных условиях, но неизбежная при потепле нии климата, постепенно приводит к образованию остаточной формы — кольцевидного вала, окру жающего округлую депрессию. В условиях вечной мерзлоты под валом может долгое время сохра няться кольцевая линза льда [5], но даже после полного ее таяния вал сохраняется, поскольку во время существования гидролакколита, за счет солифлюкции, оползания и смыва рыхлого покрова у его подножия образуется некоторый избыток рыхлого материала. Кольцевые формы, которые интер претируются как разрушенные гидролакколиты или частично размытые остатки таковых, описаны в различных районах Европы и Северной Америке, находившихся в тот или иной отрезок четвертичного времени в перигляциальных условиях с широким развитием многолетней мерзлоты [6 — 10 и др.].

Наиболее характерной чертой таких форм, которая и заставляет объяснять их происхождение подоб ным образом, является сочетание изометричной депрессии, нередко занятой озером, и окружающего ее пологого вала. Большинство этих форм имеет небольшие размеры: диаметр до 50 м, высота валов до 1,5 м [11, 12], но упоминаются и более крупные — до нескольких сотен метров в диаметре с валами до 7 м высотой [13 — 15].

«Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН К настоящему времени на территории Московского региона обнаружено 36 астроблемовидных котловин, большинство из которых занято озерами [1]. Более из этих котловин находятся в Мещер ской низменности, в пределах низких флювиогляциальных, аллювиальных и озерных равнин на абс.

высотах в интервале 110 — 140 м по составу поверхностных пород достаточно благоприятных для фор мирования гидролакколитов в условиях холодного климата и многолетней мерзлоты. Эти своеобраз ные и малоизученные формы рельефа встречаются, главным образом, группами, и, вероятно, только в местах, где условия были наиболее благоприятны для их образования.

В эпоху среднеплейстоценового московского оледенения эта территория была занята перифе рией ледникового покрова или являлась перигляциальной зоной [16]. Особенно суровые условия господствовали здесь в валдайскую эпоху. Исследованиями А. А. Величко установлено, что особо рез кие низкотемпературные условия, сопровождавшиеся значительным уменьшением снежного покрова, были присущи поздневалдайской криогенной фазе, а чрезвычайно быстрая деградация многолетней мерзлоты в Европе происходила на переходе от плейстоцена к голоцену [17, 18 и др.].

В ходе работ по изучению астроблемовидных котловин установлено, что они сильно различа ются по строению окружающих их валов. Одно из подтверждений существования на исследуемой территории остатков древних гидролакколитов получено нами при изучении разрезов шурфов на валу оз. Красное. Предположение о том, что в формировании котловины оз. Красное и вала, окружающего ее могли участвовать криогенные процессы, и они являются следами разрушенного гидролакколита (пинго) было высказано М. П. Жидковым и его соавторами в работе, опубликованной в 2009 году [19]. Это предположение было основано на данных о морфометрии котловины озера и ее положе нии в древней перигляциальной зоне, какой была Мещерская низменность в эпохи московского и валдайского оледенений. Здесь была обнаружена реликтовая криогенная морфоструктура (бугристо западинный микрорельеф и термокарстовые озеровидные ванны) [20, 21]. Наши исследования отло жений, слагающих окружающий озеро вал, позволили подтвердить это предположение и уточнить детали его образования.

Бессточное озеро Красное, расположено в Раменском районе Московской области. Котловина озера глубиной около 9 м, имеет простую коническую форму (рис. 1). Диаметр водного зеркала порядка 300 м.

Озеро находится в долине р. Москвы на останце 3-й надпойменной террасы [22], сложенной песками и супесями аллювиально-флювиогляциальных отложений (QII a,f II ms). Абсолютная высота этого останца 126 — 128 м. Высота окружающей его поверхности II надпойменной террасы от 118 до 126 м. Диаметр останца 1,5 — 2 км. Отметка уровня озера 126 м. По-видимому, озеро, имеющее водосбор лишь немного превышающий площадь водного зеркала, питают водоносные горизонты аллювиальных и флювиогляциальных песков, располагающихся в Раменском районе в среднем на глубинах 5 — 20 м.

Судя по геологической карте Раменского района [23], в пределах рассматриваемого участка террасы под четвертичными осадками располагается линза отложений мелового возраста (пески и алевриты берриасского и готеривского ярусов). Под меловыми отложениями залегают пески, песчаники и глины юры, подсти лаемые известняками карбона. Кровля юры в районе озера нахо дится на глубине 12 — 15 м, т. е. она залегает лишь на несколько м глубже дна озера. Глубина поверхности карбона составляет от 33 до 60 м.

Окружающий котловину пологий вал на севере и востоке достигает высоты 5 м над уровнем озера, а в юго-западной своей части снижается до 2 м и менее. Наиболее высокую часть вала (на севере и востоке) занимает д. Белозериха, что сильно сужи вает возможности проведения исследований.

На валу и прилегающих к нему территориях были изучены отложения, вскрытые нами в 5-х шурфах (рис. 2). Шурфы копа лись на максимально возможную глубину — пока их не начинали заливать грунтовые воды. Отложения вала лучше всего пред ставлены в двух шурфах (1 и 2 на рис. 2). Другие шурфы помогли уточнить границы этих отложений. Отложения вала вскрыты под песчаными пахотным и подзолистым горизонтами и представ 1—акваторияозера.2—шурфиего лены своеобразной «бесструктурной» толщей с «комковатой», номер.3—предполагаемаявнешняя брекчиевидной, структурой (рис. 3) Толщу слагают желтые и границавала. белесые тонкие- и мелкозернистые пески, хаотично переме Изогипсысушипроведенычерез1м, жающиеся с бурыми глинистыми песками. В верхней ее части изобаты–через2м. присутствуют пятна ожелезнения — следы иллювиальных про Рис.1.Топографическаясхема цессов. Местами в толще прослеживается «фрагментарная» и астроблемовиднойкотловины слабо выраженная субгоризонтальная слоистость, в нижней ее оз.Красное части появляются пятна и невыдержанные по простиранию про СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ 1—гумусовыйгоризонт;

2—погребеннаяпочва;

3—пески;

4—слоистыепески;

5—пескиглинистые;

6—супеси исуглинки;

7—глины;

8—гравий;

9—контакты:а—четкие,б—нечеткие,в—неровные;

10—следыкорней Рис.2.Разрезывалаиприлегающихтерриторий слои супесей, сизых суглинков и глин. Эта слоистость лучше заметна в нижних частях «бесструктурной» толщи, так как в верхних она «зату шевана» почвенными процессами (горизонт В). Наибольшая мощность отложений вала, вскрытая шурфами, включая сюда и почвенные гори зонты, которые являются тоже отложениями вала, преобразованными почвенными процессами, достигает 2,50 м. Не исключено, что в дру гих местах, где вал выше и особенно в районе деревни Белозериха, она несколько больше. Спорово-пыльцевой анализ образцов, взятых из «бесструктурной» толщи1, показал, что в них присутствует большое количество дочетвертичных спор. Помимо этого обнаружены редкие пыльцевые зерна сосны и обрывки органических тканей. Подобный состав спорово-пыльцевых спектров свидетельствует, что эти слои сформировались, скорее всего, в результате переотложения корен ных, видимо, меловых и юрских пород. Дочетвертичные споры — сви детельство того, что «корни» гидролакколита находились ниже подо швы четвертичных отложений, и в состав его минеральной покрышки входили меловые и, возможно юрские породы, залегающие здесь неглубоко (см. выше). Но основание гидролакколита было выше пород карбона, поскольку никаких следов карбонатных пород в отложениях вала не встречено, да и залегает карбон здесь на глубине несколько Рис.3.Фрагментразреза отложенийвалаоз.Красное десятков м [23].

вшурфе№ Ниже описанной «бесструктурной» толщи во всех разрезах зале (нарис.1соответствует гают пески явно водного происхождения — сортированные, с тонкой интервалуглубин75-175см) горизонтальной слоистостью.

В научной литературе неоднократно описаны характеристики солифлюкционных или делювиальных отложений, отличающихся слабой сортировкой и включениями неокатанных и слабоокатанных обломков [24]. Именно на такие отложения очень похожи отложения вала, вскрытые шурфами. Солифлюкционные процессы происходят сезонно и, поэтому в солифлюк ционных отложениях «…смутно намечаются прослои и линзы более или менее однородного мате риала. Располагаются они беспорядочно» [25]. Поскольку озеро Красное и окружающий его вал рас положены на субгоризонтальной поверхности террасы, то единственными склонами, с которых могло происходить сползание и смывание рыхлого материала, могли быть склоны крупного гидролакко лита, существовавшего здесь в условиях холодного климата. Мерзлый подстилающий слой играл роль водоупора, обуславливающего сильное увлажнение сползающих масс и их значительную подвижность [25]. Подобные процессы, происходящие на современных гидролакколитах описаны, например, в работах [26, 27]. Очевидно, что формирование гидролакколитов могло произойти только после (или в завершающие этапы) образования третьей надпойменной террасы р. Москвы. Скорее всего, это про исходило в одну из наиболее холодных стадий валдайского оледенения.

Возможная асимметрия распространения слагающих вал отложений может быть объяснена тем, тем, что южные склоны гидролакколита в теплое время года прогревались сильнее. Склоны южной экспозиции должны были прогреваться в большей степени, и в условиях достаточного увлажнения снос с них материала в виде небольших грязевых потоков был интенсивней, чем снос с противополож 1 Авторы благодарят Е. Ю. Новенко за спорово-пыльцевой анализ образцов.

«Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН ных, северных. Южные склоны быстрее понижались, и гидролакколит приобретал форму усеченного конуса со смещенной к северу вершиной. Остававшиеся в тени северные склоны были более крутыми, и с них материал в большей мере сползал и обрушался, чем разносился грязевыми потоками. Этим обстоятельством (наряду с возможной большей высотой исходной поверхности останца террасы в вос точной части) можно объяснить большую высоту вала с северной и восточной сторон озера.

Озеро Красное и его вал, как, возможно, и некоторые другие астроблемовидные озерные кот ловины Московского региона, являются самыми крупными палеокриогенными формами рельефа этой территории — остатками крупных гидролакколитов, существовавших в перигляциальной зоне валдай ского или московского оледенений. Тем более, что в центральных областях Европейской части России хорошо известны следы других реликтовых форм мерзлотного микрорельефа, образовавшихся в обшир ной области многолетней мерзлоты в конце плейстоцена (полигональных, западинных и т. п.) [20, 21].

РаботавыполненаприфинансовойподдержкеРФФИ(грант12-05-01098) Литература 1. Бронгулеев В. В., Маккавеев А. Н., Макаренко А. Г. Каталог астроблемовидных котловин Московского региона и некоторые результаты его анализа // Геоморфология. 2012. № 3. С. 32—43.

2. Маккавеев А. Н. Механизм образования некоторых астроблемовидных озер на примере озера Светлое (Московская область) // Геоморфология. 2011. № 3. С. 61—73.

3. Mackay J. R. Contemporary pingos: a discussion // Biul. Perigl. 1978. 27. P. 133—154.

4. Grosse G., Jones B. M. Spatial distribution of pingos in northern Asia // The Cryosphere. 2011. № 3. P 13-33.

.

5. Mackay J. R. Pingo collapse and Paleoclimatic reconstruction // Can. Journ. Earth Sci. 1988. V. 25. P 495-511.

.

6. E. Watson. Remains of pingos in Wales and the Isle of Man // Geological Journal. 2009. V. 7. Iss. 2. P 381-392.

.

7. Maarleveld G. C. Periglacial phenomena and the mean annual temperature during the last glacial time in the Netherlands // Biull. Perigl. 1976. V. 26. P. 57—78.

8. Lagerbck R., Rodhe L. Pingos in northernmost Sweden // Sweden Geogr. Ann. 67 A (3—4). 1985. P 239—245.

.

9. Svensson H. Traces of pingo-like frost mounds // Lund Studies in Geography. Ser. A. Phys. Geogr. 1964.

№ 30. P. 94—106.

10. Ross N., Harris Ch., Brabham P., Campbell S. Uncovering the secrets of Wales’ tundra past // Earth heritage. 2004—2005. Iss. 23. P. 10—11.

11. Maarleveld G. C. Periglacial phenomena and the mean annual temperature during the last glacial time in the Netherlands // Biul. Perigl. 1976. V. 26. P. 57—78.

12. Repolevska-Pkalova J. Development of relief affected by contemporary geomorphological processes in NW part of Wedel Jarlsberg land (Bellsund, Spitsbergen-Svalbard) // Biul. Perigl. 1996. V. 35. P. 153 — 181.

13. Watson E., Watson S. Remains of pingos in the Cletwr Basin, Southwest Wales // Geografiska Annaler.

1974. 56A. P. 213 — 225.

14. Bay M. Les Lagunes du plateau Landais // Biul. Perigl. 1958. V. 6. P. 195 — 225.

15. Gorokhovich Y., Rinternknecht V., Rogers J. Post-younger Drias deglaciation of the Greenland western margin as revealed by special analysis of lakes // Earth Surface Processes and Landforms. 2009. V.34. P 801 — 809.

.

16. Величко А. А., Морозова Т. Д., Нечаев В. П., Порожнякова О. М. Палеокриогенез, почвенный покров и земледелие. М.: Наука, 1996. 150 с.

17. Величко А. А. Природный процесс в плейстоцене. М.: Наука, 1973. 256 с.

18. Величко А. А., Бердников В. В. Формы и фазы древнего криогенеза//Палеогеография Европы в позднем плейстоцене. Реконструкции и модели. Опытный макет атласа-монографии М.: Изд-во ВИНИТИ, 1973. С. 145 — 161.

19. Жидков М. П., Бронгулеев В. Вад., Макаренко А. Г. Котловины озер Красное и Данилище в Московской области: криогенные реликтовые формы или метеоритные кратеры? // Геоморфология.

2009. №1. С. 26 — 34.

20. Величко А. А. Криогенный рельеф позднеплейстоценовой перигляциальной зоны Восточной Европы//Четвертичный период и его история. М.: Наука, 1965. С. 96 — 112.

21. Бердников В. В. Палеокриогенный микрорельеф центра Русской равнины. М.: Наука, 1976.

22. Карта четвертичных отложений Раменского района м-ба 1 : 200 000. Экологический Атлас Раменского района. Раменское 2005.

23. Геологическая карта-схема дочетвертичных отложений, м-ба 1 : 200 000. Экологический Атлас Раменского района. Раменское 2005.

24. Антонов С. И., Болысов С. И., Мысливец В. И. Криогенные реликты в рельефе и рыхлых отложениях бассейна средней Протвы // Геоморфология. 1992. №1. С. 41 — 49.

25. Воскресенский С. С. Динамическая геоморфология. Формирование склонов. М.: Изд-во МГУ.

1971. 229 с.

26. Mackay J.Ross. Pingo growth and collapse, Tuktoyaktuk peninsular area, Western Arctic Coast, Canada:

a long-term field study // Geographie physique et Quaternaire, 1998. V. 52, № 3. P. 1 — 27. Walker D. A., Walker M. D., Everett K. R., Webber P. J. Pingos of the Prudhoe Bay Region, Alaska // Arctic and alpine research. 1985. V. 17. № 3. P. 321 — 336.

_ СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ЧЕБОКСАРСКОГО УЧАСТКА ДОЛИНЫ Р. ВОЛГА В СРЕДНЕМ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНЕ А.Е.Гуменюк,И.В.Никонорова,А.Н.Павлов,Н.Ф.Петров Чувашский государственный университет им. И.Н. Ульянова, Россия, г. Чебоксары petrovnf@gmail.com, niko-inna@yandex.ru PALEOGEOGRAPHIC FEATURES THE DEVELOPMENT OF CHEBOKSARY SITE THE VOLGA RIVER VALLEY IN THE MIDDLE NEOPLEISTOCENE A.E.Gumenyuk,I.V.Nikonorova,A.N.Pavlov,N.F.Petrov Chuvash state university, Russia, Cheboksary, petrovnf@gmail.com, niko-inna@yandex.ru Введение (актуальность). По имеющимся публикациям [3, 4], правый берег данного участка долины Волги находился в предмикулинское время в 2 — 3 и более км севернее современного берега.

Открытие отложений днепровской террасы с валунами докембрийских пород Балто-Скандии в право бережье Волги скорее указывает на то, что среднеплейстоценовый берег находился в том же месте, что и голоценовый.

Фактическийматериал. В правобережье Чебоксарского водохранилища в 20 км выше г. Чебок сары в пределах Географической станции Чувашского госуниверситета им. И. Н. Ульянова «Буре вестник» начиная с 1996 г. студенты изучают клиф высотой до 10 м — почти непрерывные обнаже ния аллювиальных, лимногляциальных, солифлюкционных и других образований с базальным аллювиально-коллювиальным слоем грубообломочных пород в основании (отметки в БС 65 м и выше).

Они залегают с угловым несогласием и с размывом на различных слоях северо-двинского горизонта верхней перми. К этой толще приурочены экзотические отдельные глыбы и валуны кристаллических пород, характерных для Балтийского щита, размерами чаще до 0,8, реже более 1,0 м в поперечнике, представленные гранитами, гранитогнейсами, габбро, пироксенитами, кварцитами (рис. 1, рис. 5) в том числе розовыми шокшинского типа.

На участке берега длиной около 200 м обнаружено более 15 валунов и глыб, из них два (в 1996 и 2000 году) — были обнаружены в коренном залегании. Теперь же все они выпали на бичевник в резуль тате активных абразионных процессов Чебоксарского водохранилища и связанных с ними обвально осыпных и локальных оползневых явлений. Клиф начал формироваться после заполнения водохрани лища в 1981 г. на месте задернованного лесом давнеоползневого косогора обычно с двумя оползневыми террасами с отметками на 15 — 20 и 30 — 35 м ниже края прилегающего к склону плато. Судя по аэро фотоснимкам долины Волги, до 1980 г. данный участок реки в голоцене был защищен от боковой эрозии пойменной террасой с отметками поверхности 57 — 61 м, а давнеоползневой косогор выше поймы был занят лесом до самого края плато с отметками 120 — 130 м и более.

Клиф на участке с валуном гранита представлен (снизу вверх) следующими толщами:

1. Выше уреза воды с отметкой 63 м — породы верхнего отдела пермской системы (коренной основы) P2t— пески полимиктовые мелкозернистые зеленовато-серые мощностью до 1,0 м, подстилае мые разноцветными мергелями, красно-бурыми глинами. Слагают основание склона и бичевник. Види мая мощность 2,0 и более метров (рис. 2).

2 — 4. Четвертичная терраса — озерно ледниковые образования из двух пачек алеврито-глинстых пород с ленточно слоистой текстурой (пачки 2 и 4), разделен ных конгло-брекчией пермских пород (пачка 3 мощностью 0,14 м). Общая мощность 1,65 м, в том числе нижняя пачка 2 (0,85 м) из трех слоев и верхняя — 3 (0,66 м) также из трех слоев. Валун гранита лежит на ленточных глинах 2-го слоя нижней пачки (рис. 1). Слои в пачках также отделены друг от друга про слоями конгло-брекчий мощностью 2 — 3 см. В толще незакономерно разбросаны угловатые обломки пермских пород, которые скатыва лись в водоем сверху, с коренного склона Рис.1.Озерно-ледниковыеобразованиясвалунами Волги.

5. Субаэральная толща — суглинки лес породБалто-Скандиизалегаютнаполимиктовых совые палево-желтые со столбчатой отдель пескахтатарскогоярусапермскойсистемы( ностью с 1 — 2 горизонтами тёмно-серых и г.).Отметкацоколя65м.Нижняячастьразреза буроватых погребенных почв (почвенно четвертичныхотложений(слои2—4)ипермских растительный слой — ПРС). Мощность до пород(слой1) 1,1 м.

«Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН 6. Солифлюкционные образования — суглинки с линзовидными включениями перемятых яркоокрашенных мергелистых глин татарского яруса. Мощность линз 15—20 см. Последние спустились солифлюк ционным путем в субаэральных условиях с верхних частей склонов. Мощность до 1,5 м.

7. Суглинки лессовидные, желтовато серые с ПРС вверху. Мощность до 0,7 м.

8. Суглинки солифлюкционные с вклю чением перемятых пермских пород. Доля последних возрастает в разрезе к подошве слоя. Мощность 1,3 м.

9. Суглинки лессовидные с ПРС вверху.

Они перекрыты сверху языком современного оползня. Мощность 0,65 м. Рис.2.Верхняячастьразрезачетвертичных 10. Язык висячего оползня — перемятые отложений(слои5—8) элювиальные суглинки с корнями растений и сгоризонтамипогребенныхпочв с ПРС. Мощность 1,2 м. Здесь бровка клифа c отметкой 74 — 76 м.

Выше клифа по направлению к бровке плато следует занятый лесом давнеоползневой двухступенчатый склон на протяжении около 100 м (рис. 3).

В приведенном разрезе наибольший интерес вызы вают возрасты аллювиально-озерноледниковых образова ний с валунами пород Балто-Скандии, лессовых суглинков с погребенными почвами (слои 5, 7, 9) и солифлюкционных образований с включениями перемятых пермских пород слои (слои 6, 8), слагающих вышерасположенные части склона.

Возраст террасы. По составу валунов, абсолютным отметкам цоколя террасы, палеогеографическим циклам в истории развития долины р. Волги, другим признакам, дан ная терраса не моложе московского ледниковья и скорее имеет днепровский возраст. Исходя из данных Г. И. Горец кого[2, с. 135], породы 2 — 4 пачек наиболее близки к аллю виальным образования днепровского возраста, вскрытым в карьере кирпичных глин у с. Ивановка на территории г. Новочебоксарск и залегающим здесь ниже подошвы 2-ой надпойменной террасы р. Цивиль, по петрографическому составу обломков айсберговой транспортировки и отметке Рис.3.Условиязалеганиятощи цоколя (60 — 61 м). Наиболее близкое обнажение днепров- четвертичныхотложений ской конечной морены (верхняя часть аллювия 4-ой террасы днепровскойтеррасынапесках р. Волги) с аналогичным обломочным материалом описано пермскойсистемы(слой1) в Марийском Заволжье у с. Починок против устья р. Суры [1, с. 645]. Считать «шомиковский» аллювий более молодым, калининско-осташковским, меньше оснований, так как конечные морены этих ледниковий находятся значительно северо-западнее рассматриваемого района.

Более древнему (окскому) его возрасту про тиворечат и состав обломочного материала, и отметки цоколя террасы. Окский аллювий Пра-Волги (венедская свита Г. И. Горецкого) располагается ниже отм. 50 м, или ниже меженного уровня Волги. В составе облом ков окской морены должен быть и уральский материал.


Прежние представления о возрасте правобережья Волги. До сих пор господство Рис.4.Валунгранита,выпавшийнабичевникв вало мнение о молодом, верхнеплейстоцен Чебоксарского результатеабразионно-обвальныхпроцессов(2002 г.) голоценовом возрасте СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ правобережья и оползни верхнего яруса сопоставлялись по возрасту со второй тер расой, а оползни нижнего — с первой [3, с. 107]. По В. А. Кривошеевой, наиболее зна чительное (на 2—3 км, по Е. П. Емельяно вой — до 5—7 км) смещение реки в сторону правого берега произошло в первой половине неоплейстоцена, в период формирования II надпойменной террасы Волги, когда полно стью были уничтожены среднечетвертичные оползневые склоны. Такое мнение косвенно подтверждалось и тем, что в правобережье Волги от Васильсурска до Казани доголоцено вые террасы не были известны.

Выводы, вытекающие из приведенных Рис.5.Валуныгранитов,гранитогнейсов, материалов, следующие.

ультраосновныхпород,выпавшиенабичевник 1. При прогнозе устойчивости склонов врезультатеабразионных,обвально-осыпных речных долин, кроме расчетных методов, важную роль играют геологические методы, процессов в том числе историко-геоморфологические, палеогеографические, инженерно-геологических аналогий и др. Точность прогнозов при этом во мно гом зависит от достоверности общегеологических представлений по истории геологического развития долины, осадочных формаций и пород.

2. Рассматриваемые водно-ледниковые отложения с валунами гранитогнейсов Карелии — серьезный аргумент в пользу среднеплейстоценового возраста Чебоксарского правобережья Волги.

3. На данном участке Волга достигла своего современного положения в период днепровского оледенения, до микулинского межледниковья, что необходимо учитывать при определении возраста волжских склонов и прогнозе их устойчивости в строительных целях.

4. Терраса находится в стадии интенсивного абразионного разрушения (рисунки 4 и 5) и есть реальная опасность в её скором исчезновении.

РаботавыполненаприподдержкеФЦП«Научныеинаучно-педагогическиекадрыиннова ционнойРоссиина2009—2013гг.».Соглашение№14.В37.21.0606.

Литература 1. Геология СССР. Т XI. Поволжье и Прикамье. Ч.I. М.: Недра, 1967. С. 624 — 670.

2. Горецкий Г. И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. М.: Наука, 1966.

С. 124 — 140, 372 — 398.

3. Кривошеева Е. П. Формирование и устойчивость склонов Волги в районе Чебоксарской ГЭС // Материалы совещания по вопросам изучения оползней и методов борьбы с ними. Изд-во Киевск. ун та, Киев, 1964. С. 106 — 108.

4. Петров Н. Ф. Новые данные о неоплейстоценовой истории развития правобережной долины р. Волги (Чебоксарский участок) / Проблемы географии, геологии и экологии Чувашской Республики:

Сб. статей / Чуваш. ун-т. Чебоксары, 2001. С. 34 — 37.

_ ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ВОЛГО-АХТУБИНСКОЙ ПОЙМЫ И ДЕЛЬТЫ ВОЛГИ В.Н.Коротаев,Г.И.Рычагов Географический факультет МГУ имени М.В. Ломоносова, Москва, gir242@rambler.ru GEOMORPHOLOGY AND HISTORY OF FORMATION VOLGA-AKHTUBA FLOODPLANE AND VOLGA DELTA RIVER V.N.Korotaev,G.I.Rychagov Department of Geography, Moscow State University, gir242@rambler.ru Многочисленные геологические данные (1 — 7) свидетельствуют о том, что в пределах современ ной Нижней Волги на протяжении последних 600 — 700 тыс. лет существовала крупная речная долина, которая, в связи с колебаниями уровня Каспийского моря, периодически превращалась в ингресси онный залив (лиман), вершина которого определялась величиной подъема уровня Каспийского моря.

Начало формирования современной долины Нижней Волги между Волгоградом и Астраханью относится к позднему неоплейстоцену, а точнее — к енотаевской регрессии Каспия. Сформировав шаяся долина в последующее время претерпела сложную историю, обусловленную чередованием лиманно-морского и речного режимов.

«Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН За последние 16 тыс. лет в пределах Волго-Ахтубинской долины наблюдалось не менее 5 морских (лиманных) стадий, соответствующих трансгрессивным фазам позднехвалынского (махачкалинская, кумская, сартасская) и новокаспийского (туралинская, уллучайская) времени. Все они чередовались с регрессивными стадиями, во время которых в долине устанавливался речной режим. В каждую после дующую трансгрессивную стадию море проникало в ингрессионную долину на все меньшую длину.

Поэтому участки речных пойм, формировавшихся в предыдущие регрессивные стадии, частично сохранялись в последующие трансгрессивные стадии, постепенно наращивая дельту выполнения залива, которая затем превратилась в Волго-Ахтубинскую пойму [8 —11].

Механизм поэтапного заполнения Астрахано-Волгоградского ингрессионного долинного залива, был следующим: в регрессивную фазу море, отступая за пределы залива, освобождало долину. В это время, в условиях речного режима, в долине развивалась сеть рукавов Волги и Ахтубы, накапливался аллювий и формировалась пойма. В период трансгрессивных фаз море, распространяясь вверх по долине Волги, образовывало ингрессионный залив. Пойменные отложения погребались под лиманно морскими осадками или перемывались. В контактной зоне речных и морских вод происходило фор мирование дельт выполнения. Так как почти каждая последующая трансгрессивная фаза была ниже предыдущей, верхний участок ранее сформированной поймы сохранялся, хотя и видоизменялся рус ловыми процессами в трансгрессивную фазу. В последующие регрессивно-трансгрессивные стадии этот процесс повторялся, наращивая Волго-Ахтубинскую пойму все новыми и новыми участками.

В рельефе современной Волго-Ахтубинской поймы сохранились следы четырех трансгрессивно регрессивных стадий поздней хвалыни и новокаспия, оставивших после себя 4 разновозрастных пойменно-дельтовых генераций, возраст которых последовательно уменьшается от верхней границы Волго-Ахтубинской долины вниз по течению от 16 до 1,5 тыс. лет. Эти генерации различаются по абсо лютным высотам, характеру пойменного рельефа и современным ландшафтам. История формирова ния древних дельт выполнения Астрахано-Волгоградского залива закончилась около 1,5 тысячи лет назад, с момента завершения последней — уллучайской трансгрессивной стадии новокаспия, уровень которой не поднимался выше отметок 23 м БС.

С этого времени началась новая фаза в истории дельты Волги — образование разветвленной сети дельтовых водотоков и дельты выдвижения на отмелом устьевом взморье. В результате колебаний уровня Каспия дельта неоднократно меняла свои очертания и рисунок гидрографической сети. Однако два крупных палео-рукава, возникших в эпоху мангышлакской регрессии, сохранялись в рельефе до начала XX в. в виде заливов Синее Морцо (на месте пра-Бузана) и Зеленгинского залива (на месте пра Бушмы и Белинского банка). После дербентской регрессии уровень Каспия не поднимался выше 25 м БС. Новейший этап развития дельты относится к историческому времени. Он характеризуется рез ким увеличением роли речных гидрологических процессов, формирующих русловой рельеф (русло, пойму, прирусловые валы), и преобладание аллювиально-дельтововго типа осадконакопления, лишь в периферических частях дельты сохранившего ильменно-култучный и авандельтовый характер.

Дельтовую равнину Волги можно подразделить по возрасту (рис.). Наиболее древняя её часть — старично-проточная дельтовая равнина — располагается в вершинной области дельты, ограниченной с востока и запада верхними течениями дельтовых рукавов Волга и Бузан. Её северная граница совпа дает с береговой линией Каспия на отметках около 23 — 24 м БС и соответствует уллучайской стадии новокаспия, имевшей место 3 — 2,5 тыс. лет назад. Большую часть этой дельты выдвижения занимает 1—позднехвалынскаяморская равнина,переработанная эоловымипроцессами;

2—новокаспийскаяморская равнина,осложненная реликтовымрельефам бэровскихбугоров;

3—новокаспийскаяморская равнина,вышедшаяиз-под уровняморяпосле1929года;

4—туралинскаяпойменно дельтоваяравнина(7— т.л.н.);

5—уллучайскаястарично проточнаядельтоваяравнина (3—2,5т.л.н.);

6—новейшаяпойменно-островная икултучнаядельтоваяравнина (менее500лет) Рис.СхемагеоморфологическогостроениядельтыВолги СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ полого-гривистая пойма с большим количеством старичных озер, русел отмирающих проток и ериков на дельтовой поверхности с отметками 22 — 23 м БС. С этой равниной резко контрастирует строение более высокой поверхности новокаспийской пойменно-дельтовой равнины, осложненной отмершими поясами меандрирования и крупными прирусловыми гривами, сформированной около 6 — 5 тыс. лет назад в ингрессионном заливе Волго-Ахтубинского участка долины Волги в эпоху туралинской ста дии новокаспийской трансгрессии. Это — переходная зона от Волго-Ахтубинской поймы к собственно дельте выдвижения. Здесь отсутствуют бэровские бугры. Абсолютная высота туралинской пойменной равнины колеблется от 20 до 22 м.

Характерной особенностью новейшей пойменно-островной дельтовой равнины, сформированной после дербентской регрессии и расположенной ниже условной линии Астрахань — Марфино, является чрезвычайно густая сеть речных рукавов и проток, причем ветвление их возрастает к морскому краю дельты: если нижнюю часть дельты пересекают 223 водотока, то на морском крае дельты насчиты вается до 900 устьев проток. Большинство водотоков дельты Волги наследует древние эрозионные врезы, выработанные в хвалынских, а местами и в хазарских морских отложениях, которые впослед ствии были заполнены волжским аллювием. В настоящее время гидрографическая сеть дельты Волги формируется в рыхлых послехвалынских аллювиальных и аллювиально-морских отложениях. В зоне распространения бэровских бугров дельтовые рукава подмывают их склоны. По данным непрерывного акустического профилирования мощность русловых накоплений в западной и восточной частях дельты Волги колеблется в среднем от 2 до 5 м, достигая 10 — 25 м на месте древних ложбин стока волжских вод в центральной части дельты. На участках пересечения дельтовыми водотоками так называемой «бугровой зоны» рыхлые отложения местами практически отсутствуют. Дно в таких местах сложено доголоценовыми глинами с наброской битой ракуши. Подобное литологическое строение русел совре менных дельтовых водотоков приводит к дефициту влекомых наносов и обусловливает региональные особенности русловых процессов.


Между дельтовыми рукавами располагаются обширные плоские острова, сложенные преимуще ственно современными аллювиальными песчано-глинистыми отложениями. Высота их над меженным уровнем закономерно снижается от 3 — 4 м в верхней части дельты до нескольких десятков сантиме тров у её морского края. Наиболее общей чертой строения этих островов является приподнятость их краев (за счет прирусловых валов с относительной высотой 0,2 — 2,0 м) и более низкое гипсометри ческое положение центральных участков. На поверхности островов можно наблюдать также много численные ложбины, сохранившиеся на месте отмерших проток, старичные озера, округлые пониже ния, являющиеся следами обсохших или заросших култучных и ильменных озер, которые оказались включенными в пределы дельты в ходе выдвижения её внешнего края. Абсолютная высота этой части новейшей дельтовой равнины 24 — 26 м БС.

Нижняя (приморская) часть новейшей дельты, располагающаяся южнее условной линии Само сделка — Тузуклей — Зеленга — Мултаново — Сафоновка, имеет облик култучно-дельтовой аллювиаль ной равнины, сформированной из многочисленных молодых дельтовых конусов выноса. Характерной особенностью этой части новейшей дельты Волги является наличие густой сети водотоков веерной формы, незначительная высота поверхности дельты над меженным руслом (0,5 — 2 м), близкое зале гание грунтовых вод и избыточная увлажненность поверхности. В половодье большая часть дельты в этой зоне затапливается, образуя мелководные водоемы — полои. Выносы дельтовых рукавов и про ток накапливаются вблизи их устьев, образуя на акватории авандельты выдвигающиеся в море косы и осередки устьевых баров. Искусственное углубление баровых бороздин и ограждение их с обеих сторон отвалами грунта, которые постепенно закрепляются растительностью, приводят к обособлению этих участков авандельты от окружающего водного пространства и превращению их в своеобразные продолжения дельтовых водотоков — банки, концентрирующих большую часть стока Волги на устьевом взморье. Водные пространства, разделяющие банки, превращаются в мелководные заливы — култуки, постепенно заиливающиеся и зарастающие водной растительностью.

Осваивая бывшие участки дна волжского взморья, дельтовые рукава в пределах приморской зоны дробятся на множество мелких водотоков, слепо заканчиваясь в култучных понижениях (Чулпан, Сухонский банк, Рычанская и другие). Здесь быстро происходит перестройка гидрографической сети:

зарастают русла отмерших ериков, возникают новые водотоки путем прорыва береговых валов;

густая, веерная сеть ериков вблизи морского края дельты вновь сливается в однорукавные протоки, про должающиеся на взморье обвалованными руслами. Таким образом, наиболее характерным процессом в приморской зоне является формирование разветвленной сети мелких водотоков, рассредоточение стока магистральных рукавов по ерикам и протокам, массовая аккумуляция речных наносов и выдви жение морского края дельты. Абсолютные высоты култучной равнины колеблются от 26 до 27 м.

На современном этапе формирования дельты Волги в пределах её култучно-дельтовой части ведущим фактором является русловое переформирование поймы и дельтовых водотоков.

Литература 1. Геология района сооружений Волго-Дона / Под ред. В. Д. Галактионова. М.-Л.: Гос. энергетич.

изд-во, 1960. 416 с.

«Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН 2. Горецкий Г. И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. М.: Наука, 1966.

412 с.

3. Рычагов Г. И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1997. 268 с.

4. Свиточ А. А., Бадюкова Е. Н. Погребенные долины Волги (Нижнее Поволжье) // Геоморфология.

2004. № 2. С. 55 — 68.

5. Свиточ А. А., Янина Т. А. Строение и развитие дельты Волги // Геоморфология. 1994. № 4. С. 11 — 24.

6. Лохин М. Ю., Маев Е. Г. Позднеплейстоценовые дельты на шельфе северной части Среднего Каспия // Вестн. Моск.ун-та. Сер.5. География. 1990. № 3. С. 34 — 39.

7. Николаев В. А. Геологическая история, рельеф и аллювиальные отложения Волго-Ахтубинской долины и дельты Волги // Природа и сельское хозяйство Волго-Ахтубинской долины и дельты Волги.

М.: МГУ, 1962. С. 11 — 56.

8. Коротаев В. Н., Чернов А. В. Морфология и динамика Волго-Ахтубинской поймы // Геоморфология.

2000. № 3. С. 61 — 69.

9. Коротаев В. Н., Чернов А. В. Формирование Волго-Ахтубинской поймы и палео-дельт р. Волги в позднем плейстоцене и голоцене // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2001.

Вып. 13. С. 229 — 240.

10. Нижняя Волга: геоморфология, палеогеография и русловая морфодинамика. М.: ГЕОС, 2002. 242 с.

11. Рычагов Г. И., Коротаев В. Н., Чернов А. В. История формирования палео-дельт Нижней Волги // Геоморфология. 2010. № 3. С. 73 — 81.

_ ЛИНЕЙНАЯ ЭРОЗИЯ В САРАТОВСКОМ ПРЕДВОЛЖЬЕ В.З.Макаров,А.Н.Чумаченко,В.А.Гусев,В.А.Данилов, В.А.Затонский,М.Ю.Проказов,А.В.Фёдоров Саратовский государственный университет, makarovvz@ramler.ru, geogr-nauka@yandex.ru, kohavi@yandex.ru LINEAR EROSION IN THE SARATOV PREDVOLZHJA V.Z.Makarov,A.N.Chumachenko,V.A.Gusev,V.A.Danilov, V.A.Zatonskiy,M.Yu.Prokazov,A.V.Fedorov Saratov State University, makarovvz@ramler.ru, geogr-nauka@yandex.ru, kohavi@yandex.ru Постановка проблемы Саратовская область относится к числу регионов, где почвенный покров подвержен всем фор мам эрозионных процессов: водной, ветровой и совместной, плоскостной и линейной, ливневой и ирригационной эрозии. Наиболее серьезную угрозу представляют активно протекающие эрозионно гидрологические процессы.

Интенсификации этих процессов способствует пересеченный рельеф с уклонами, достаточными для развития водной эрозии. Потери почвы в результате весеннего снеготаяния и при выпадении осадков ливневого характера ежегодно составляют не менее 5 — 6 т/га.

В наиболее интенсивных формах эрозия почв получила распространение на Приволжской воз вышенности. Полевые наблюдения последних лет (2011 — 2013 гг.) в Красноармейском, Саратовском, Воскресенском и Вольском районах Саратовской области наталкивают на мысль об активизации эро зионных процессов на склонах правого борта Приволжской возвышенности, в так называемом, Сара товском Предволжье [1].

Каковы основания для подобного утверждения? Во-первых, бросаются в глаза многочисленные и свежие эрозионные рытвины на выпуклых и прямых поверхностях восточного макросклона Приволж ской возвышенности, причём эрозионные рытвины и борозды, особенно в колеях тяжелого транс порта, наблюдаются как на склонах верхней, так и средней и нижней ступеней выравнивания. Во вто рых, встречаются явления донной и пятящейся эрозии, то есть, налицо оживление овражной эрозии.

Наконец, отмечены случаи катастрофического роста присетьевых склоновых оврагов в результате сбора талых и ливневых вод неверно спроектированными или недействующими водосливами и кол лекторами через насыпи и дороги.

«Новые» овраги и их отвержки настолько стремительно развиваются в песках и рыхлых опоках и песках мелового возраста, что приобретают характер каньонов и угрожают размывом дорожного полотна (см. рис. 1).

Сравнение космических снимков высокого разрешения за разные годы (1998, 2011 гг.) и нату ральных наблюдений выявляет активизацию линейной эрозии в обозначенных выше административ ных районах Саратовской области. В среднем за 12 лет длина некоторых оврагов увеличилась до 14 м. О процессе постоянного роста оврагов указывает факторы отсутствия задернованности склонов, расширение существующих эрозионных борозд и появление новых элементов эрозионного расчлене СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ ния, отсутствовавших на снимках начала 2000-х годов.

Возможные причины и факторы активизации линейной эрозии в Сара товсвском Предволжье Прежде ответим на вопрос: что вызы вает эрозию почвы? Это:

а) количество и режим выпадения осадков;

б) физические свойства горных пород и почвы (рыхлость, связность, интегрированность);

в) уклон рельефа (чем круче, тем сильнее эрозия);

г) закрепленность склонов и горных пород (почв) корнями растений или дру гими способами защиты склонов от раз мыва [2 — 9].

Рис.1.Вновьобразованныйоврагврайонесела Начнём анализ причин активизации МедяникововВоскресенскомрайонеСаратовской линейной эрозии с климатического фак областивдольавтомобильнойдорогиСинодское тора. Прежде всего, рассмотрим, увеличи –Воскресенское,возникшийврезультатеневерно построенноговодосборногоколлектораподдорожным лось ли количество осадков в Саратовском Предволжье за прошедшие десятилетия и, полотном(2013г.) особенно, в последние годы?

Новейшие исследования по изменению климата в Саратовской области и Саратовском Пред волжье говорят о некоторых изменениях климатических показателей в регионе. Так Г. Ф. Ива новас соавторами привели результаты анализа отклонения климатических показателей за период 1981 — 2012 гг. от климатической нормы за 1912 — 80 гг. в ландшафтных зонах Саратовской обла сти [10]. Их данные свидетельствуют, что среднегодовая температура воздуха за последние 30 лет выше нормы в лесостепи на 1,3°С, в типичной степи — на 1,7°С, в полупустыне — на 1,3°С. При чем зимы стали теплее на 2 — 4°С, а лето — на 0,3 — 0,9°С. Безморозный период стал длиннее на 5 — 8 дней. По сравнению с климатической нормой годовая сумма осадков возросла на 16 — 40 мм (8 — 10 % нормы). Впрочем, в 2009 — 12 гг. в Саратов ской области наблюдались относительно прохладные зимы и интенсивные засухи (особенно в 2010 г.). Общие тренды изменения годовых и сезонных сумм осадков не значимы. «В лесостепи, сухой степи и полупустыне весной, а в засушливой черноземной (типичной) степи зимой и за год тренды положительны, но статистиче ски не значимы». Таким образом, хотя общее количе ство тепла и осадков в степной зоне Саратовской обла сти несколько возросло относительно климатической нормы, но не настолько, чтобы резко активизировать эрозионные процессы.

Усиление эрозии может быть связано с характе ром половодий и режимом летних осадков. Известно, что бурное таяние снегов, во время быстрого весеннего потепления и ливневый характер осадков приводит к интенсивным размывам склонов. Рассмотрим характер снеготаяния и интенсивность летних осадков за послед ние годы. Отчёт гидрометеорологической службы по Саратовской области «Обзор состояния и загрязнения окружающей среды на территории деятельности ФГБУ «Приволжская УГМС» за 2012 г.» фиксирует бурный характер половодья в конце марта — начале апреля Рис.2.Отвеснаястенкаподмыва 2012 г. Запасов воды в снеге было в правобережье 106 мм правогобортаоврагаблизс.Медяниково или 141 % от нормы, наблюдалось активное снеготаяние вВоскресенскомрайонеСаратовской и затопление поймы рр. Иловля, Аткара, Карай, Хопёр.

областипослевесеннегопаводкас Казанла, Терешка, Большой Иргиз. Пик половодья на плащомпролювиальныхотложений р. Терешка в районе с. Медяниково в Воскресенском (2013г.) районе пришёлся на 19 апреля [11].

«Геоморфология и картография» : материалы XXXIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН Отметим, что и весной 2013 г. близ Медяниково было бурное половодье, что привело к дальнейшему росту каньонопо добного оврага, впадающего в р. Терешку (см. рис. 2). Высота воды при 10 % расходе в тальвеге оврага достигала 30 — 50 см, высота пролювиальных отложений состав ляет 4 — 5 см, наносов от 30 до 10 см соот ветственно от участка нового размыва оврага до 400 м ниже по дну оврагу.

Широко распространены начальные эрозионные формы в виде промоин (рыт вин), приуроченные к пологим распахан ным, а также крутым, слабо задернован ным или обнаженным склонам. В плане они имеют линейную, реже извилистую Рис.3.Сильнорасчлененныйсклонюжной форму, продольный профиль их соответ экспозициинанижнейповерхностивыравнивания ствует направлению и форме склона, на Приволжскойвозвышенностисевернеес.Мордово котором они развиты. Многие промоины вКрасноармейскомрайонеСаратовскойобласти возникают периодически, после очеред (2012г.) ного дождя. Классические примеры дан ных форм можно наблюдать на террито рии Красноармейского района (см. рис. 3).

Современные овраги в Саратовском Предволжье представлены различными типами (береговые и склоновые, донные или вторичные, приводораздельные или привершинные) и стадиями развития (врезающиеся вершиной, вырабатывающие устойчивый продольный профиль и затухающие). Морфо логия оврагов зависит, в основном, от стадии их развития и литологического состава пород.

Особенно отчетливо выражены овраги на восточном склоне Приволжской возвышенности, обра щенном в сторону Волги. На всем протяжении этот склон крутой и расчленен глубокими и нередко очень длинными береговыми и донными оврагами. Большинство из них относятся к растущим эро зионным формам. Овраги глубокие (до 30 — 40 м), местами образуют настоящие ущелья. Продольный профиль таких оврагов изобилует уступами в рельефе дна, а поперечный профиль имеет V-образную форму. Наибольшая плотность оврагов наблюдается в Саратовском и Красноармейском районах в районе сел Сосновка — 1,5 км/км2, Мордово — 1,7 км/км2, Ахмат — 1,4 км/км2, Трибино — 1,4 км/км2, Нижняя Банновка — 1,8 км/км2. В этих же пунктах плотность оврагов достигает максимальных значений — от 2,5 до 4,0 и более ед./км2, что способствует активизации здесь обвально-осыпных и оползневых процессов [12].

Высокий коэффициент овражности отмечается и в окрестностях г. Вольска — 2,4 км/км2, у сел Воскресенска — 1,6 км/км2, Казанлы — 1,4 км/км2. Из других районов следует указать на бассейны рек Терешки, Чардыма и Курдюма.

Поражена овражной сетью даже территория волжских городов. Возьмем, к примеру, г. Вольск.

Основной предпосылкой образования оврагов на территории Вольского района и самого администра тивного центра послужили значительные высоты перепадов склонов. Многие овраги висячие и имеют свои конуса выноса на оползневом склоне или в зоне береговой абразии. Основной причиной образо вания и роста оврагов на городской территории является неорганизованный и нерегулируемый сток атмосферных осадков.

В черте города транспортные линии (улицы) в большинстве случаев повторяют рисунок овражной сети, подстраиваются под нее. К примеру, по днищу оврага проложена часть улицы имени Льва Тол стого. В пределах овражно-балочной сети находится городской парк, выполняющий рекреационные функции. Однако большая часть земель, пораженных овражной эрозией, являются заброшенными или не используется вовсе. Такие участки расположены в основном на северо-восточной окраине города.

Максимальные значения показателей густоты и плотности оврагов приурочены к высоким склонам Вольских венцов в пределах незастроенной территории (более 3,0 км/км2 и более 3,0 ед./км2 соответ ственно). Овраги в черте города не только уменьшают площади пригодных для использования земель и усложняют их конфигурацию, но и заставляют строить объездные дороги, увеличивая протяженность транспортных сетей. К примеру, прямое расстояние между микрорайонами Северный и Привольский составляет около 500 м, а по дороге, огибающей овражно-балочную зону — около 3 км.

Из основных факторов, определяющих интенсивность развития овражной эрозии Саратовского Предволжья выделяются: тектонический, характер рельефа, климатические особенности, геологи ческое строение и почвенно-растительные условия. Большое, а иногда решающее влияние оказывает хозяйственная деятельность человека.

СЕКЦИЯ 7. ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА ВОЛГИ Результаты полевых экспедиционных исследований, стационарных наблюдений и анализ космос нимков и топографических карт показали:

- неравномерность развития оврагов по площади и во времени, цикличность в интенсивности их роста;

- преобладающий прирост оврагов за год составляет в разных районах Предволжья от 0,5 до 2,0 м, максимальный — от 10 до 15 м;

- максимальный прирост испытывают овраги, развитые в делювиальных плейстоценовых суглинках;

- из антропогенных эрозионных форм наиболее интенсивно развиваются придорожные и при плотинные;

- основная часть прироста оврагов связана с периодами весенне-летних ливневых осадков и весеннего снеготаяния;

- для объективного суждения об интенсивности развития овражной эрозии необходимо сравни вать и сопоставлять формы, находящиеся только в одной и той же стадии развития [13].

Таким образом, природные факторы и интенсивное антропогенное воздействие на территории Саратовского Предволжья привели к активизации ряда современных экзогенных рельефообразующих процессов, оказывающих негативное влияние на народное хозяйство.

В связи с этим вопросы охраны окружающей среды должны в первую очередь предусматри вать правильную организацию территории, создающую предпосылки для эффективного применения средств борьбы с водной эрозией.

Заключение Выполненные исследования позволяют сформулировать основные выводы работы:

1. В течение последних четырёх столетий развитие природных комплексов Саратовского Пред волжья в значительной мере определяется хозяйственной деятельностью человека. В процессе интен сивного заселения и сельскохозяйственного освоения территории произошло преобразование есте ственных лесостепных ландшафтов в лесопольные, что привело к увеличению поверхностного стока и уменьшению сопротивления поверхности рельефа его воздействию, вызвало многократное усиление эрозионных процессов и изменило структуру и протекание во времени эрозионной деятельности.

2. В сложной системе различных по морфологии, условиям образования и возрасту линейных эрозионных форм, созданных в плейстоцене и голоцене временными водотоками, овраги представ ляют собой самое молодое звено.

3. В Саратовском Предволжье выделяются несколько административных районов с сильной овражной эрозией (густота оврагов 2,5 — 4,0 км/км2) — Красноармейский, Саратовский, Воскресенский и Вольский районы.

4. Основными факторами, контролирующими густоту овражной сети, являются степень земле дельческой освоенности, выраженная распаханностью и остаточной лесистостью, рельеф (высота, крутизна и длина склонов), состав слагающих поверхность горных пород и поверхностный сток воды, прежде всего весенний. Ведущая роль земледельческой освоенности проявляется в том, что влияние природных факторов на развитие овражной эрозии наиболее отчетливо выражено в относительно одинаковых условиях залесенности.

5. Межгодовой пульсационный характер роста оврагов определяется прежде всего гидрометео рологическими условиями, среди которых наиболее тесная связь выявлена с запасами воды в снеге, высотой снежного покрова и интенсивностью снеготаяния.

Литература 1. Макаров В. З., Чумаченко А. Н., Башкатов А. Н., Гусев В. А., Волков Ю. В., Проказов М. Ю., Федоров А. В., Данилов В. А., Затонский В. А. Саратовское Поволжье: ландшафтная структура и современное геоэкологическое состояние // Известия Саратовского университета. Новая серия.

Серия Науки о Земле. Том 12. Выпуск 1. Саратов: изд-во Сарат. ун-та, 2012. С. 8 — 14.



Pages:     | 1 |   ...   | 28 | 29 || 31 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.