ЛАНДШАФТНО-АЭРОКОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЭКЗОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ В КОДАРО-УДОКАНСКОМ ГОРНОМ РАЙОНЕ 1805000000, 5743004307

Citation preview

П освящ ается 75-летию И р кутско го го суниверситета а вто р о в - вы пускников ИГУ

Л.А.Пластинин, В.М.Плюснин, Н.И.Чернышов

ЛАНДШАФТНО­ АЭРОКОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЭКЗОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ В КОДАРО - УДОКАНСКОМ ГОРНОМ РАЙОНЕ

Издательство Иркутского университета 1993

УДК 911.25528.77+551.31 (571.5) Пластинин JI.A., Плюснин В.М., Чернышов Н.И. Ландшафтно-аэро­ космические исследования экзогенного рельефообразования в Кодаро Удоканском горном районе. - Иркутск: Изд-во Иркут, ун-та, 1992. В монографии освещены современные представления о распространении и особенностях развития экзогенных процессов рельефообразования (ЭПР) в экстре­ мальных условиях Кодаро - Удоканского горного района в Северном Забайкалье. Предлагается методика исследований ЭПР, в основе которой дистанционные методы в сочетании с наземными измерениями и съемками. Комплекс методов дал возмож­ ность получить качественную и количественную оценку интенсивности ряда ведущих процессов рельефообразования региона. Определен оптимальный масштабный ряд аэрокосмических снимков для исследования ЭПР на ландшафтной основе. Предло­ жен один из вариантов районирования ЭПР по космическим фотоснимкам. Результаты исследований, полученные качественные и количественные характе­ ристики динамики экзогенного рельефообразования, особенно необходимы при освоении и строительстве в регионе. Монография представляет интерес для географов, картографов, геоморфоло­ гов, изыскателей-проектировщиков и строителей использующих дистанционные ме­ тоды в своих работах, а также связанных с разработкой научно-методических основ хозяйственного освоения зоны БАМ, в т. ч. в районе освоения Удоканского медно­ рудного месторождения. Представлена к изданию Иркутским государственным университетом.

Рецензент проф. А.Г. Золотарев.

© Пластинин JI.A., Плюснин В.М., Чернышов Н.И., 1992 г.

л 1805000000- по 92

И БН 5-7430-0430-7 Книга издана при участии коммерческо - производственной фирмы «КИП» г. Иркутск

Введение В настоящее время в географических исследованиях все более широ­ кое применение находят дистанционные аэрокосмические методы, ко­ торые в сочетании с традиционными позволяют получать более качественную и достоверную информацию о состоянии природной сре•ды и динамике природных процессов, при этом значительно сокращают­ ся объемы и экономические затраты на проводимые исследования. Дистанционные методы - аэро- и космические съемки, дешифрирова­ ние, обработка и фотограмметрические измерения снимков, их карто­ графическая интерпретация. Они особо эффективны и сокращают затраты времени и средств при географическом изучении и картографи­ ровании природных процессов труднодоступных горных территорий, в том числе при изучении динамики экзогенных процессов рельефообразования (ЭПР). При этом количественные показатели динамики ЭПР могут быть получены наземными инструментальными методами, выпол­ ненными на геодинамических полигонах в хр. Кодар и Удокан. Проведенные комплексные аэрокосмические и наземные исследова­ ния экзогенных процессов рельефообразования горных районов Север­ ного Забайкалья позволили авторам дать характеристику их географического распространения и приуроченности с учетом природ­ ных условий их развития, отработать методику 3-уровенного (наземно­ го, воздушного, космического) их изучения, на основе ландшафтной индикации привести примеры их разномасштабного картографирования и районирования. Наземный уровень наблюдений, измерений и съемок, базирующийся на применении топографо - геодезических, метеорологических, гидро­ логических и других методов и приборов, позволил получить количест­ венные параметры развития ряда ЭПР за определенные временные интервалы. Авторами проведена специальная крупномасштабная аэро­ фотосъемка участков исследуемой территории. Получен ряд оригиналь­ ных снимков на ключевые участки развития ЭПР. На основе анализа 3

крупномасштабных аэроснимков отработана система дешифровочных признаков ЭПР, составлены серии крупно- и среднемасштабных карт и схем развития ЭПР, ландшафтно-индикационных карт. По разновре­ менным аэроснимкам определена динамика ряда ЭПР и сделан вывод о тенденциях развития ведущих экзогенных процессов. Космические фотоснимки (многозональные - МНЗ, спектрозональ­ ные - СПЗ, черно-белые - ЧБ) использованы при составлении средне- и мелкомасштабных карт распространенности ЭПР, при географическом районировании ЭПР. В целом использование аэро- и космических фотоснимков позволило подготовить ландшафтную основу для карт ЭПР, выполнить ландшафтно-индикационное картографирование с учетом их распространенно­ сти и интенсивности на разных таксономических уровнях и в разных масштабах. Исследования были проведены в одной из котловин Байкальского типа - Чарской котловине и приурочены к ее горному обрамлению. Непосредственные режимные наблюдения и картографирование ЭПР были выполнены на двух геодинамических полигонах: в хр.Кодар - в бассейне р.Ср.Сакукан и в хр.Удокан - в верховье бассейна р.Чина. Материалы, послужившие основой для написания этой книги, были получены сотрудниками Иркутского госуниверситета и Института гео­ графии СО РАН при проведении комплексных географических исследо­ ваний в этом регионе в 70-80 гт. Введение, заключение написаны Л.А.Пластининым, гл. 1,3 и 4 напи­ саны совместно Л.А.Пластининым, В.М.Плюсниным и Н.И.Чернышовы м , г л .2 н ап и сал Н .И .Ч ер н ы ш о в , гл .5 - Л .А .П ластинин и В.М.Плюснин. В подготовке монографии, кроме авторов, принимали участие, канд.геогр.наук В.А.Войлошников, А.И.Дьяконов, Т.И.Коновалова, Т.М.Луговая. В оформлении книги участвовали: картографы Н.А.Болдырева, Т.И.Кузнецова, Л.И.Огнева, Т.Н.Тужикова. 4

Для иллюстрации работы использованы фрагменты оригинальных аэро- и космических фотоснимков. Авторы благодарны своим коллегам, принимавшим участие в совме­ стных полевых исследованиях и камеральной обработке материалов. Авторы благодарят за помощь и содействие в работе геологов ПГО "Читагеология" JI.П.Сарина, И.А.Московца, А.Н.Скляревскую, Ю.П.Скляревского, В.С.Чечеткина, с которыми их связывает многолет­ нее твореческое сотрудничество. Освещение в монографии методических основ, закономерностей фор­ мирования, распространения и динамики развития различных типов экзогенных процессов рельефообразования в экстремальных условиях Кодаро - Удоканского горного района может послужить научно-методи­ ческой базой разработок районной планировки и экологической экс« пертизы при проектировании и освоении крупнейшего в мире Удоканского меднорудного месторождения. Широкое использование авторами аэрокосмических методов в изуче­ нии и картографировании ЭПР региона расширяет и углубляет возмож­ ности их использования в целом в географических исследованиях и картографировании природной среды, в том числе и на смежных терри­ ториях с районом исследований. Многие отработанные авторами методические приемы изучения и картографирования ЭПР, а также многолетнее участие в этих исследо­ ваниях студентов всех специальностей географического факультета Ир­ кутского университета, дает право авторам рекомендовать монографию в качестве учебного методического пособия при подготовке картогра­ фов, геоморфологов, гидрологов и метеорологов, и в целом географовэкологов.

5

Глава I. ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ РАЗВИТИЯ ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ ГОРНЫХ РАЙОНОВ СЕВЕРНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ Хребты Кодар и Удокан расположены на севере Читинской области и представляют собой крайнее северо-восточное звено мощной горной системы Станового нагорья, разделяющей сравнительно невысокие Байкало-Патомское нагорье и Олекмо-Чарское плоскогорье - на севере и Витимо-Олекминские низкогорья и плоскогорья - на юге. Важнейшей чертой орографии исследуемого района является чередование вытяну­ тых в северо-восточном и реже в восточном направлении массивных хребтов и разделяющих их глубоких межгорных и внутригорных впа­ дин. Чарская впадина вместе с Токкинской и восточной частью Муйской составляют главную ось межгорных понижений. До настоящего времени среди ученых нет единых представлений об орографии Кодаро-Удоканского горного района (Лопатин, 1972; Олюнин, 1975; Преображенский, 1962; Тимофеев, 1965). Исследования в различных частях территории с широким привлечением материалов космической съемки позволили детализировать некоторые рубежи хреб­ тов, установленные предыдущими исследователями (рис. 1). Горное сооружение Кодар обрамляет с северо-запада Чарскую впади­ ну, обрываясь к ней крутым тектоническим уступом. К северу нагорье снижается более плавно и постепенно переходит в Патомское нагорье и Олекмо-Чарское плоскогорье. Западная и восточная границы проходят соответственно по долинам рр.Витим и Чара. Протяженность хребта составляет 230-240 км при ширине 50-100 км. В целом хр.Кодар пред­ ставлен системой вершин и массивов, резко возвышающихся над дни­ щами долин и имеющих типичный альпийский облик. Абсолютные отметки наиболее приподнятой осевой части хребта достигают 3000 м и выше при глубине расчленения 1000-1500 м: 6

Рис. 1 Орографическая схема Северного Забайкалья 1- горные хребты выше 2400 - 2600 м; 2 - хребты высотой до 1800 - 2500 м; 3 - хребты ниже 1800 - 2000 м; 4 - границы хребтов Кодар и Удокан; 5 - межгорные впадины; 6 - лавовое плато; 7 * геодинамические полигоны

Хребет Удокан простирается от верховьев долины Таксюю в северовосточном направлении более чеы на 300 км при постепенном увеличе­ нии ширины от 50 до 100 км. На северо-западе он граничите Чарской, Токкинской впадинами и Муйско-Чарской перемычкой,.на юге - доли­ ной р.Калар. Северо-восточные и восточные грайицыхребта нечеткие. Здесь горы, не достигая долггаы Олекмы, постепенно переходят в приолекминские плоскогорья. Наиболее массивна северо-восточная поло­ вина хребта, в которую как бы вложено понижение Верхиекаларской впадины. Южная часть этого массива известна под названием Каларского хребта и гольдов Бурпала. В центральной части хребта по водораз7

дельным пространствам сохранились обширные участки вулканическо­ го плато. Тем не менее, хр.Удокан в целом также характеризуется ин­ тенсивно-расчлененны м рельефом, на отдельны х участках приближающихся к альпийскому. Абсолютные высоты вершинных по­ верхностей колеблются здесь от 900 до 2500 м при относительных пре­ вышениях 200-1000 м. Сложный рисунок орографии Кодаро-Удоканского горного района, заключающийся в сочетании горных альпийских гряд, хребтов, плоско­ горий, плато, внутригорных котловин при отсутствии четко выражен­ ных осевых, водораздельных зон обусловлен особенностями истории геологического развития территории.

1.1. Геологическое строение. Хребты Кадар и Удокан представляют часть обширного и сложного по своему строению Станового нагорья, прошедшего длительный и слож­ ный путь геосинклинального и платформенного развития (Салоп, 1967; Живая тектоника..., 1966). В кайнозойское время архейские, протеро­ зойские и мезозойские структуры подверглись интенсивным тектониче­ ским подвижкам, в результате которых сформировались система впадин байкальского типа, обрамленная сводово-глыбовыми поднятиями. Од­ ними из таких поднятий являются хребты Кодар и Удокан. В строении хребтов Кодар и Удокан принимают участие кристалли­ ческие породы архея, метаморфизованные осадочные и эффузивно-оса­ дочные отложения нижнего протерозоя, разнообразные эффузивные породы того же возраста, нижнепалеозойские, мезозойские и кайнозой­ ские образования (Геологическая карта..., 1983). Большая часть терри­ тории центрального Кодара сложена нижнепротерозойскими гранитоидами чуйско-кодарского интрузивного комплекса. По перифе­ рии гранитного массива обнажаются архейские и нижнепротерозойские глубокометаморфизованные гнейсы и кристаллические сланцы. В вос­ 8

точной части чуйско-кодарского плутона с угловым и стратиграфиче­ ским несогласием на гранитах залегают терригенные породы юрского возраста - остатки вовлеченных в поднятие мезозойских впадин. Породы архейского возраста, распространенные в бассейне р.Бургай, на правобережье р.Сыгыкты и в верховьях р.Апсат, представлены пироксеновыми гнейсами, амфиболитами, в значительной степени гранитизированными. Для нижнепротерозойских пород характерны различные гнейсы и кристаллические сланцы (метаморфические песчаники, алев­ риты, кварциты, кварц-биотитовые и кварц-графит-биотитовые слан­ цы, роговообманковые и амфиболитовые гнейсы). В бассейне р. Апсат в разрезе присутствуют карбонатные породы - мрамора, метаморфиче­ ские известковые песчаники и конгломератовые брекчии. Мезозойские угленосные образования средне- и верхнеюрского воз­ раста развиты в бассейне рр.Апсат и Ср.Сакукан. На левобережье р.Ср.Сакукан юрские отложения сохранились в тектоническом блоке субширотного простирания протяженностью до 10 км и шириной в плане до 3,5 км. Гипсометрический уровень этих горизонтов колеблется от 1800 до 2000 м. Юрские отложения этого района представлены преиму­ щественно гравелитами, аркозовыми песчаниками, углистыми сланца­ ми и линзами углей. Наиболее древними кайнозойскими отложениями района являются плиоцен-нижнечетвертичиые образования. В виде небольших по пло­ щади выходов они обнаруживаются в днищах рек Сюльбанского бассей­ на. По генезису - это аллювиальные и аллювиально-пролювиальные отложения, представленные галечниками, валунииками, песками, су­ песями, глинами. Среднечетвертичные отложения представлены ледни­ ковыми валунииками и супесями и наиболее широко распространены в Верхне-Сюльбанской впадине. Они занимают высокие пологие водораз­ делы вблизи долины р.Сюльбан, на правобережье рек Хильгандо и Саликта и в их верховьях. Глыбово-валунный материал морен не сортирован, заполнитель представлен супесью и дресвой. Верхнечетвер­ тичные отложения развиты в днищах большинства троговых долин. Они 9

представлены аллювиальными, ледниковыми и водно-ледниковыми валунниками, галечниками, гравием и песками. В геологическом строении хр.Удокан также принимают участие раз­ нообразные как по возрасту, так и по составу горные породы. В западной и юго-западной части территории скальные грунты представлены поро­ дами куандинского интрузивного комплекса нижнего протерозоя. Это различные биотитовые и биотит-роговообманковые гранито-гнейсы и гнейсовидные гранитоиды и пегматоиды. Граница гранитов куандинско­ го комплекса со складчатыми сооружениями резкая. Она проходит пс мощной зоне смятия и хорошо выражена в рельефе резкой сменой высо­ кой выравненной поверхности плато и резко расчлененного рельефа, который развит на складчатых геосинклинальных образованиях хребта. Граниты прорывают более древние породы - различные глубоко мематорфизованные архейские гнейсы. По геологическому положению, строению рельефа и по воздействию на СП они мало отличаются от прорывающихся их гранитов. В краевых частях плато архейские обра­ зования сохранились в виде небольших ксенолитов, имеющих извили­ стые нерезкие границы. Ни при аэровизуальном обследовании, ни при дешифрировании аэро- и космических снимков различия в строении рельефа не обнаруживаются. В западной и центральной части хр.Удокан широко развиты гранито­ иды ингамакитского интрузивного комплекса верхнего палеозоя, пред­ ставленные лейкократовыми гранитами, часто порфировидными и биотитовыми, сиенитами и граносиенитами. Они близки по составу и развитому на их поверхности рельефу с гранитоидами куандинского интрузивного комплекса. Несколько отличен рельеф и характер склоновых процессов в поле развития гранитоидов кодарского интрузивного комплекса нижнего протерозоя. Горные породы этого комплекса особенно большие площади занимают в северо-восточной и крайней юго-западной частях хребта и представлены различными лейкократовыми и аляскитовыми гранитами и гранит-порфирами. 10

В центральной части хр.Удокан находятся два массива габброидов: чинейский, расположенный в верховье бассейна pp.Чина и Ниж.Ингамакит, и кильчерский, состоящий из отдельных массивов, сохранивших­ ся от размыва в бассейне одноименных ручьев. Чинейский массив сложен пятнистыми габбро и габбро-норитами. Наклон пластовых инт­ рузий колеблется от 15 до 60 градусов (преобладает 30-40 градусов). В плане массив имеет форму неправильного овала с поперечником 10-15 км. Габброиды в бассейне ручья Кильчерис на левобережье р.Чины более однородны по составу и включают в себя лейкократовые габбро и анор­ тозиты. Обширные пространства осевой части хр.Удокан в бассейнах рр.Чукчуду, Биримьян,Лурбун и Верх.Ингамакит заняты вулканогенными об­ разованиями - неоген-четвертичными базальтоидами, туфами, туфобрекчиями и шлаками. Исследования Удоканского вулканического плато (Геология и сейсмичность..., 1983) показали его существенную латеральную неоднородность, связанную с разными условиями магмообразования. Каждая пачка чередующихся базальтовых покровов ха­ рактеризуется породами приблизительно одного состава. Нередко в разрезах разновозрастные лавовые наслоения различаются по степени выветрелости. Днища долин выполнены рыхлыми четвертичными отложениями. В центральной части хребта развиты преимущественно верхнечетвертич­ ные ледниковые и водно-ледниковые отложения, представленные валу­ нами, супесями, реже суглинками, валунно-галечниковым и гравийным материалом, разнозернистыми песками. Этими образованиями сложены небольшие моренные холмы в долинах рр.Саку, Чины, в верховьях Ниж.Ингамакита и Юж.Этырко, Прав.Ингамакита и Сакукана. Современные отложения в Кодаро-Удоканском горном районе разви­ ты повсеместно и генетически очень разнородны. На дне речных долин они представлены преимущественно аллювиальными галечниками, валунниками и песками. На склонах широко развиты грубообломочные накопления обвально-осыпных шлейфов, лавинных и пролювиальных 11

конусов, курумов, присклоновых каменных потоков и супесчано-щеб­ нисто-глыбовые десерпционные покровы. Наличие глинистого, сугли­ нистого и песчаного материала в рыхлых отложениях зависит от геологического субстрата. В исследуемом районе наибольшее содержа­ ние пылеватых и глинистых фракций в отложениях, обладающих тиксотропными свойствами, отмечается в пределах базальтового плато. Таким образом, сложное геолого-сгруктурное положение и строение Кодаро-Удоканского горного района обусловили наличие здесь разнооб­ разных комплексов магматических, метаморфических и осадочных по­ род различного состава и возраста - от древнейших архейских до современных образований. Состав, строение и условия залегания гор­ ных пород в значительной мере предопределяют особенности развития СП и их интенсивность. На крутых склонах, сложенных гранитоидами, гнейсами, кварцитами и кварцитовидными песчаниками наибольшее развитие получили обвалы и осыпи, а в условиях более спокойного характера расчленения рельефа и активного морозного выветривания образуются курумы. В районах развития менее прочных песчаников, алевролитов, кристаллических сланцев и конгломератов характер раз­ вития процессов изменяется. Здесь для склонов характерно широкое развитие осыпей и ограниченное распространение обвалов и курумов. Высокопрочные породы первой группы более стойки к процессам физи­ ческого выветривания. Склоны, сложенные этими породами, отличают­ ся наибольшей крутизной. При уменьшении прочности пород интенсивность выветривания и СП увеличивается. Крутизна таких склонов редко превышает 60 градусов.

1.2. Неотектоника и сейсмичность Кодаро-Удоканский горный район, представляющий собой систему горных поднятий и разделяющих их межгорных и внутригорных пони­ жений, охватывает северо-восточный фланг Байкальской рифтовой зо12

ны и является наиболее активной тектонической структурой Восточной Сибири. Проведенные по трассе БАМ Институтом земной коры СО АН СССР неотектонические исследования (Живая тектоника..., 1966; Гео­ логия и сейсмичность..., 1984; Лопатин, 1972; Флоренсов, 1960) сделали эту часть Байкальского рифта одним из наиболее изученных районов. Резкий контрастный рельеф гор и впадин сформировался здесь в результате взаимодействия процессов тектогенеза, начавшихся на мес­ те массивной древней структуры во второй половине неогена и активно продолжающихся в плейстоцене, и различных экзогенных процессов. Дифференцированные и неравномерные неотектонические движения, образуя крупные положительные и отрицательные элементы рельефа, обусловили распределение основных областей сноса и аккумуляции. Подвижки происходили как по старым, так и по новым разломам. В связи с этим сводовые поднятия хр.Кодар и Удокан были расколоты на ряд массивных блоков, часто разделенных опускающимися или тектониче­ ски малоактивными межгорными впадинами. Неравномерные поднятия отдельных блоков предопределили различную активность процессов де­ нудации. В Удокане синхронно с неотектоническими блоковыми по­ движками происходило излияние базальтов и извержение вулканов центрального типа. Покровы базальтов сформировали в центральной части хребта обширное нагорное плато. В настоящее время тектоническая жизнь Кодаро-Удоканского регио­ на продолжает оставаться активной (Флоренсов, 1960). Здесь по-преж­ нему наблю даю тся блоковы е подвиж ки по разлом ам , сопровождающиеся образованием изгибовых и разрывных деформаций, уступов и ступеней, обвалов в горах. Ведущими сейсмогенерирующими элементами территории служат крупные, активизированные в кайнозое разломы, с которыми связаны очаги сильных землетрясений. Активизи­ рованные разломы часто хорошо выражены в рельефе в виде крутых разновеликих уступов, цепей линейных седловин на водоразделах, асимметричных рвов и зон повышенной трещиноватости.

13

О высоком сейсмическом потенциале северо-восточного фланга Бай­ кальской рифтовой зоны свидетельствуют данные В.П.Солоненко (1979). Каждый год здесь происходит более 1000 сейсмических толчков различной интенсивности. На участке от р.Олекмы до оз.Байкал за 1000 лет землетрясения силой 8 баллов повторялись 250 раз, 9 баллов - 100, 10 баллов - 30, 11-12 баллов - 12 раз. За последние десятилетия самый мощный подземный толчок произошел во время Муйского землетрясе­ ния 27 июня 1957 г. (10 баллов; магнитуда =7,У; глубина очага 22 км). Эпицентральная зона землетрясения была приурочена к Намаракитской межгорной впадине, расположенной в северных предгорьях юго-за­ падной части хр.Удокан. Днище впадины при этом землетрясении опустилось на 5-6 м. Подземные толчки силой 7 баллов отмечались на расстоянии более500 км. Сейсмогравитационные движения горных масс 2 происходили на площади 150 тыс.км (Живая тектоника..., 1966). По палеосейсмогеологическим данным сейсмичность Кодаро-Удоканского горного региона определяется в 8 и 10 баллов. В пределах региона обнаружено 15 сейсмогенных структур (Живая тектоника;;;, 1966). По их протяженности, амплитуде смещения, степени сохранност можно судить о силе, возрасте и месте возникновения землетрясения. Именно палеосейсмогенные структуры, расположенные в зоне Кодарского шва, послужили основанием выделения 10-бальной зоны потенци­ альной сейсмичности. От Кодарского шва вглубь хребта зона 10-балльных колебаний достигает 4-6 км, 9-балльных распространяется на расстояние до 30 км, 8-балльных - более 100 км. Землетрясения такой силы нередко приводят к необратимым изменениям рельефа и служат причиной резкой активизации СП, в том числе особо опасных стихий­ но-разрушительных процессов (обвалов, лавин и селей). Так, в некото­ рых троговых долинах хр.Кодар встречаются участки со свежими зеркалами срыва обвалов (например, на правом борту трогов Верх.Сакукан и Ср.Сакукан в 5-8 км ниже истока), выделяющиеся на темно-се­ ром фоне отвесного скального массива очень светлой окраской. В основании склонов здесь отмечается хаотическое нагромождение очень 14

крупных угловатых глыб. По мнению сейсмогеологов, подобные обвалы связаныс Муйским землетрясением 1957 г. (Пучков и др., 1958). Разновозрастностьобвальных масс свидетельствует о неоднократном повторе­ нии здесь сальных землетрясений. Таким образом, повышенная сейсмичность является одннм из основ­ ных природных факторов распространения и развитая экзогенных про­ цессов. Детальное изучение сейсмической активности региона и выделение главных сейсмогенерирующих элементов позволяете учетом других факторов установить места наибольшей опасности и вероятности активизации СП при землетрясении.

(.3. Рельеф Основные черты рельефа хр.Кодар и Удокан обусловлены неотектоническимидвижениями, которыми совместно с экзогенными процессами сформированы морфоструктуры района и составляющие их элементы поверхности разного возраста и генезиса. Большую роль в дальнейшей моделировке рельефа сыграли плейстоценовые горнодолинные оледене­ ния, создавшие в наиболее приподнятых частях хребтов альпийский рельеф (Базаров, 1981; Воскресенский, 1962; Ендихирский, 1961; Лопа­ тин, 1972; Лунгерегаузен, Музис, 1068; Олюния, 1975; Преображен­ ский, 1960; Нагорья..., 1974). Оледенение хребта Кадар было асимметричным. Ледники северного склона имели длину 100-120 км, й ледники южного склона (Апсатский, Ср.Сакуканский, Верх.Сакуканский й Сюльбанский) - 50-60 км. В со­ временных ледниках асимметрия сохраняется. 74% занятой ими площа­ ди находится на склепах северной и северо-восточной экспозиции. Основными причинами, обусловившими асимметричное распределение ледников, служили теневая экспозиция относительно западного перено­ са воздушных масс, метелевое перераспределение снега й более низкие среднегодовые температуры воздуха на северном склоне. Кроме того, более развитое оледенение северного склона обязано особенностям орог­

15

рафии - здесь большие площади находятся на высотах свыше 2000 м и расположены наиболее крупные долины. Хребет Удокан в плейстоцене также был крупным центром горно-до­ линных оледенений (Музис, 1969; Преображенский, 1962). Ледники от осевой части хребта спускались в сторону Чарской впадины и на юг по правым притокам р.Калар. В отличие от хр.Кодар, здесь оледенение было более сложным. В резкорасчлененной северо-восточной части хребта наибольшее развитие имели горно-долинные ледники. К юго-западу обширные пространства слаборасчлененных плоскогорий и базаль­ тового плато предопределили образование покровных и полупокровных ледников. По краям с выположенных вершинных поверхностей они стекали в долины рек. В связи с тем, что в верхнем плейстоцене горный рельеф хребта Удокан ни по абсолютной высоте, ни по степени расчленения не достигал рельефа Кодара, последнее оледенение здесь было менее значительным, а следы ледниковой деятельности выражены менее ярко. Кроме того, различие ледниковой морфоскульптуры этих хребтов связано с преиму­ щественно западным переносом атмосферных осадков (Чичагов, 1975). В послеледниковый этап развития рельефа ледниковые формы интен­ сивно разрушались процессами денудации. В результате в нагорье Удо­ кан ледниковая морфоскульптура имеет подчиненное значение и среднегорный рельеф хребта развивается преимущественно по гольцо­ вому типу. Д.В Лопатин (1972), основываясь на учении Н.А.Флоренсова (1971) о геоморфологических структурах, геоморфологических формациях, ландшафтах и фациях, выделяет в пределах Байкальской рифтовой зоны, представляющей собой геоморфологическую формацию, три субформации: рифтовую, околорифтовую и краевую. Хребты Кодар и Удо­ кан им отнесены к околорифтовой субформации и по тем же морфологическим признакам дифференцирует их в ландшафты. Так, околорифтовая субформация в районе Кодара слагается из четырех ди­ намически связанных ландшафтов: внутреннего склона, альпинотип16

ныхвысокогорий (среднегорий по Д.ВЛопатину), алышнотипных сред­ негорий (низкогорий) и краевых плоскогорий. Под геоморфологически­ ми фациями понимаются экзодинамические пояса, определяющие вертикальную поясность рельефа внутри геоморфологических ланд­ шафтов. Закономерности строения и неоднородность развития поверхности находят отражение в морфологии рельефа (Рашба, 1977; Спиридонов, 1965). В хребтах Кодар и Удокан по степени сохранности ледниковых форм рельефа и основным морфологическим признакам (глубине рас­ членения, крутизне склонов и характеру расчленения склонов денуда­ ционными формами) нами выделены морфологические районы и ареалы распространения основных морфологических комплексов (рис.2). Осо­ бенности сочетания природных факторов в выделенных комплексах оп­ ределяют тип ведущих процессов на склонах и их интенсивность. К о д а р Хребет Кодар включает в себя три морфологических района: альпий­ ское высокогорье центральной части, обрамляющее центральную часть хребта альпийское среднегорье и округло- и плосковершинное окраин­ ное низкогорье. Альпийское высокогорье, охватывающее верховье бассейнов рр.Куда Малая, Сюльбан, Сыгыкта и большую часть бассейнов рр.Верх.Сакукан. Средн.Сакукан и Апсат, отличается наибольшими высотами и глубиной расчленения. Высота водораздельных гребней здесь колеблет­ ся от 2500 до 2900 м, а отдельные вершины превышают 3000 м. Глубина расчленения рельефа часто достигает 1200 м. Для этой части хребта характерны три основных морфологических комплексов: экзарационноденудационный рельеф с современными ледниковыми формами, экзарационно-денудационный рельеф с хорош о сохранивш имися древнеледниковыми формами и денудационно-экзарационный рельеф с полуразрушенными древнеледниковыми формами. 17

ill

i l l,

f f e ll Ш

ШЖ

Ш И

H IE

F 4 , Q

F ^ ,

Рис.2. Морфологические комплексы рельефа Кодаро-Удоканского горного района. Морфологические районы. К о д а р. А - альпийское высокогорье центральной части хребта с глубиной расчленения до 1200 -1300 м. Б - обрамляющее центральную часть хребта альпийское среднегорье с глубиной расчленения 400- 700 м. В-округл ои плосковершинное окраинное ниэкогорье с глубиной расчленения 200 - 400 м. У д о к а н . Г.Д- резкорасчлененное среднегорье северо-восточной и юго-западной частей хребта с глубиной расчленения 300 - 600 м.

18

Большую часть альпийского высокогорья занимает экза рационно-де­ нудационный рельеф с четко выраженными плейстоценовыми леднико­ выми формами горно-долинных оледенений. Основными элементами рельефа этого типа являются скалистые гребни, кары и троговые доли­ ны. Скалистые гребни водораздельных хребтов обычно представляют со­ бой пилообразные острые ребра. Их зубчатые формы обусловлены изби­ рательным выветриванием по зонам трещиноватости, проявляющимися здесь особенно интенсивно. Различный наклон поверхностей субгоризонтальных и субвертикальных трещин к поверхности склона нередко приводит к асимметрии скалистых водоразделов - одна сторона гребня представляет собой отвесную стенку, а другая *скалистый склон крутиз­ ной 45-60 градусов, густо изрезанный денудационными желобами и воронками.

Е - высокие слаборасчлененные плоскогорья и базальтовое плато центральной части хребта. Ж - округло- и плосковершинное окраинное низкогорье с глубиной

расчленения 100-400 м. Морфологические комплексы: 1 - экзарационно-денудационный рельеф с совре­ менными ледниковыми формами (преобладают склоны крутизной 60-90 градусов, изрезанные денудационными желобами); 2 - экзарационно-денудационный рельеф с хорошо сохранившимися древнеледниковыми формами (преобладают склоны кру­ тизной 50-90 градусов, густо изрезанные денудационными желобами и воронками) (а - с глубиной расчленения до 1200-1300 м, б - 400-700 м); 3 - денудационно-экзарационный рельеф с полуразрушенными древнеледиковыми формами (преобладают склоны крутизной 40-70 градусов густо изрезанные денудационными желобами и глубокими воронками) (а - с глубиной расчленения до 1200-1300 м, б - 400-700 м); 4 - денудационно-экзарационный рельеф со слаборасчлененными приводораздельными поверхно­ стями и полуразрушенными древнеледниковыми формами (преобладают склоны крутизной 10-60 градусов); 5 - островершинный эрозионно-денудационный рельеф с фрагментами следов древнего оледенения (преобладают склоны крутизной 20-60 градусов, густо изрезанные денудационными желобами и глубокими воронками); 6 денудационный пологоволнистый рельеф вершинных поверхностей и эрозионно-денудационный рельеф склонов долин крутизной 10-50 градусов с фрагментами следов древнего оледенения; 7 - эрозионно-денудационный рельеф со слаборасчлененными приводораздельными поверхностями и с фрагментами следов дребнего оледенения (преобладают склоны крутизной 10-35 градусов}. Границы: 8 - хребтов, 9 - морфологических районов, 10 - морфологических комп­ лексов. Межгорные впадины: 1 - Нарекая, II -Муйская, III - Токкинская, IY - Мало-Торская, Y - Сюльбанская; YI - Куандинская, YII - Намаракитская, YIII - Лурбунская, IX Ингамакитская, X - Верхнекаларская

Большинство долин хр.Кодар представляют собой типичные троги с выположенным днищем и продольным профилем с переломами. В аль­ пийском высокогорье они отличаются наибольшими размерами и мор­ фологической свежестью. При ширине трогов 1-2 км высота их бортов в верховьях составляет 100-200 м и вниз по течению увеличивается до 500-700 м. Троги боковых притоков имеют меньшие размеры. Их шири­ на редко превышает 500 м, а высота склонов - 200 м. Главная долина переуглублена по отношению к боковым. Превышение дна висячих до­ лин над днищем главной вниз по течению изменяется от 50 до 500 м. В « некоторых местах главных трогов выражен один ярус плеч. Плечи тро­ гов сильно эродированы и разделяются боковыми долинами на отдель­ ные звенья. Стенки трогов активно разрушаются гравитационными процессами - обваливанием, осыпанием и лавинной денудацией. У их подножия до высоты 100-300 м слившиеся конусы гравитационных от­ ложений образуют шлейфы. Кары исследуемого района, как правило, замыкают ледниковые до­ лины и обычно имеют кресловидную форму. Их ширина изменяется в среднем от 500 до 1500 м, причем длина каров часто имеет такие же размеры. Стенки каров крутые, иногда отвесные. Их высота может до­ стигать 800 м. В некоторвых местах в процессе развития каров образо­ вывался проход в соседнюю долину. После исчезновения ледников интенсивное разрушение стенок каров процессами обваливания и осы­ пания привело к формированию в их основании осыпных шлейфов. В настоящее время 40 каров альпийского высокогорья заполнены совре­ менными ледниками (Преображенский, i960; Пластинин, Плюснин, 2 1979). Их общая площадь превышает 15 км . Наибольшие размеры (1,5 2 км ) имеет ледник Советских географов, расположенный в верховье р.Ледниковая. Толщина ледников достигает 50-70 м. Чаще всего совре­ менные ледники расположены на высотах более 2000 м и только в пяти случаях их концы опускаются ниже. Обрамляющее центральную часть хребта альпийское среднегорье приурочено в основном к северному макросклону Кодара и только к 20

востоку занимает обширные пространства бассейнов рр.Ниж.Сакукан и Сулумат, обращенных к Чарской котловине. Абсолютные высоты водо­ раздельных гребней здесь при глубине расчленения 400-700 м находят­ ся, главным образом, в интервале 1700-2500 м. Рельеф среднегорной части хребта еще сохранил типичные черты резкорасчлененного аль­ пийского рельефа, но по сравнению с альпийским высокогорьем ледни­ ковыеформывыражены менее отчетливо. Наибольшее распространение здесьимеетденудационно-экзарационный рельеф с полуразрушенными древнеледниковыми формами и меньшее - экзарационно-денудацион­ ный рельеф с хорошо сохранившимися древнеледниковыми формами. В первом морфологическом комплексе рельефа междуречные гряды представляют собой острые скалистые гребни. Однако отвесные стены здесь встречаются редко. Борта трогов и стенки каров интенсивно моде­ лированы гравитационными процессами. В поперечном сечении гребни имеют форму треугольника, крутизна скатов которого составляет 55-70 градусов. При меньшей чем в высокогорной части хребта глубине рас­ членения высота гравитационных шлейфов часто превышает 300 м и нередко вершины осыпей поднимаются до водораздельных гребней, а кары завалены обломочным материалом. В связи с этим крутые скаль­ ные поверхности занимают здесь значительно меньшие площади. Кроме того, в среднегорье склоны междуречных гребней отличаются большей расчлененностью поверхности денудационными воронками и эрозионно-денудационными желобами, служащими основными путями движе­ ния снежных лавин и камнепадов. Глубина вреза желоба нередко превышает 10 м. В бассейне р.Сыгыкта и междуречье рр.Култушная и Каменная раз­ вит экзарационно-денудационный рельеф с хорошо сохравнившимися древнеледниковыми формами. Морфологически он схож с таким же типом рельефа альпийского высокогорья. Основное различие его заклю­ чается в меньшей глубине расчленения и меньших абсолютных отмет­ ках высот. В приводораздельной части среднегорий фрагментарно прослежива­ ются поверхности выравнивания, но в отличие от остаточного пенеплена 21

альпийского высокогорья площадь их полей значительно больше. Осо­ бенно характерны они для междуречий рр.Сюльбан и Верх.Сакукан, а также * Сулумат и Бол.Тора, где площадь отдельных выровненных полей достигает 10 и более км2. Округло - и плосковершинное окраинное низкогорье широкой предгорной полосой вдоль северного макросклона и борта Муйской впа­ дины на юге обрамляет альпийский среднегорный и высокогорный мас­ сив. Высота вершинного пояса здесь колеблется в пределах 1300-1800 м и редко достигает 1900 м. Глубина расчленения уменьшается в среднем до 200-400 м. На водораздельных пространствах здесь господствуют усеченные и округлые вершины горных гряд и неравномерно поднятые фрагменты поверхностей выравнивания, имеющие различную площадь и конфигурацию. Наибольших размеров поля поверхностей выравнива­ ния достигают на междуречье Куды Малой, Бахтарнака и Таллай, Богаюкты и Бол.Догалдына, Мал.Торы и Сени. Горизонтальная и незначительно наклонная поверхность вершинного пояса низкогорий имеет слабовсхолмленный рельеф с останцевыми возвышениями высо­ той до 100-130 м и иногда с хорошо различимыми древними долинами. Значительная часть этих поверхностей покрыта курумами. Для Кодарского окраинного низкогорья характерны два основных типа морфологических комплекса рельефа: 1) денудационно-экзарационный рельеф со слаборасчлененными приводораздельными поверхно­ стями и с полуразрушенными древнеледниковыми формами и 2) эрозионно-денудационный рельеф со слаборасчлененными приводораз­ дельными поверхностями и с фрагментами следов древнего оледенения. В вершинном поясе рельефа эти морфологические комплексы схожи. Основные их различия проявляются в морфологии долин. Наибольшие площади занимает эрозионно-денудационный рельеф мало затронутый рельефообразующей деятельностью верхнеплейстоце­ нового горного оледенения. Радиально растекающиеся от осевой части хребта ледники часто не достигали долин рр.Витим, Чара и Муйской впадины, ограничивающих Кодарскую морфоструктуру с юго-запада, 22

севера и северо-востока. Об этом свидетельствуют конечные морены, лежащие в речных долинах в зоне окраинных низкогорий, а также узкие я извилистые с Y-образным поперечным профилем эрозионные долины. Вдальнейшем следы проявления здесь горного оледенения были перера­ ботаны интенсивными склоновыми процессами. В эрозионно-денудационном окраинном низкогорье для склонов до­ лин характерны уклоны 20-35 градусов. Продольный профиль таких склонов часто имеет прямую форму, а их поверхность покрыта плащом рыхлых склоновых отложений. Кое-где в результате превышения угла естественного откоса верхняя часть склонов обнажена. Борта долин ин­ тенсивно расчленены денудационными воронками и ложбинами. Денудационно-экзарационный рельеф с полуразрушенными ледни­ ковыми формами в зоне низкогорий занимает часть междуречий Таллай иЧелолека, Усть-Уряха и Култушной, Сыгыкты и Лабазной, Тянькаря и Бол.Торы и наиболее широко распространен на севере в верховьях бассейна р.Богаюкта. Морфологический облик территории здесь опреде­ ляют выровненные приводораздельные поверхности и врезанные в них кары и троговые долины. При относительно небольшой высоте стенок (50-200 м) кары характеризуются большими размерами - до 3 км в диаметре. В некоторых местах слившиеся кары образуют цирки-амфи­ театры шириной 5 км и более. Днища каров часто вмещают озера. Ниж­ няя граница их распространения прослеживается на высоте 1200-1300 м. Послеледниковая склоновая денудация значительно моделировала стенки каров и трогов. Поэтому их крутизна редко превышает 60 граду­ сов. В результате относительно небольшой площади скалистых поверх­ ностей, поставляю щ их облом очны й м атер и ал , и о тсутстви я благоприятных условий для развития лавин, особенно быстро разруша­ ющих склоны, мощные гравитационные накопления в основании стенок каров и трогов не успели сформироваться. Большие размеры и слабая засыпанность каров обломочным материалом предопределили сохране­ ние их морфологической свежести.

23

У д о к а н В хр.Удокан неравномерные неотектонические блоковые поднятия и особенности геологического строения также определили существенные морфологические различия рельефа отдельных частей территории и характер взаимодействия геологического субстрата с разнообразными экзогенными процессами. В связи с этим рельеф Удокана подразделяет­ ся на четыре морфологических района: резкорасчлененное среднегорье северо-восточной и юго-западной частей хребта, высокие слаборасчлененные плоскогорья и базальтовое плато центральной части хребта, округло- и плосковершинное окраинное низкогорье (см.рис.2). Резкорасчлененное среднегорье составляет два пространственно обособленных и наиболее приподнятых морфологических района. Один захватывает обрамленные предгорьями обширные пространства северовосточней долин рр.Катугин и Ниж.Ингамакит. Другой занимает зна­ чительно меньшие площади и приурочен к самой юго-западной части хребта, включая верховья бассейнов рр.Тундак, Сыни и левых притоков р.Намаракит. Северо-восточное резкорасчлененное среднегорье пред­ ставляет собой единый горный массив, в центре которого вложено пони­ жение Верхнекаларекой впадины. В резкорасчлененном среднегорье водораздельные гребни имеют аб­ солютные высоты 1800-2400 м, а отдельные вершины достигают 2500 м. Глубина расчленения рельефа в среднем составляет 300-600 м. В этой части хребта наибольшие площади занимает островершинный денудационно-экзарационный рельеф с полуразрушенными ледниковыми формами и денудационно-эрозионный рельеф с фрагментами следов древнего оледенения. Менее характерен экзарационно-денудационный рельеф с хорошо сохранившимися ледниковыми формами и низкогор­ ный эрозионно-денудационный рельеф со слаборасчлененными приво­ дораздельными поверхностями. Денудационно-экзарационный в целом сохранивший альпийский об­ лик рельеф тяготеет в основном к северо-западному макросклону хреб­ 24

та, ще плейстоценовые оледенения достигали наибольшей интенсивно­ сти. Морфологически он схож с рельефом альпийского среднегорья хр.Кодар, но занимаемые им площади значительно меньше. Здесь также основными элементами рельефа являются скалистые гребни и полураз­ рушенные послеледниковой склоновой денудацией кары и троговые до­ лины. Формирование в Удокане резкорасчлененного денудационно-эрози­ онного рельефа обусловлено оживлением после деградации горно-до­ линного оледенения моделирующей деятельности СП и эрозии рек. Активное совместное действие этих процессов привело к разрушению ледниковых форм рельефа, особенно на склонах. Возможно существо­ вавшие ранее здесь кары за послеледниковый этап развития склонов были засыпаны обломочным материалом и теперь морфологически ста­ ли больше схожи с грандиозными водосборными воронками, а прежние долины-троги, встречающиеся на южном макросклоне значительно ре­ же (Преображенский, 1962), приобрели характер эрозионных долин с трапецевидным и Y-образиым поперечным профилем (инотаа врезан­ ных в морены). Свидетельством ледниковой деятельности в этих доли­ нах служат широкие (0 ,5 -1 ,5 км и более) днищ а, сложенные отложениями основной морены, и расположенные в верховьях некото­ рых рек каровые и презрительные озера. На склонах же лишь местами сохранились крутые обнаженные поверхности бортов трогов. Тем не менее здесь также характерны скалистые водораздельные гребни. В поперечном сечении они имеют форму треугольника, крутиз­ на скатов которого составляет 30-60 градусов. Под крутой скальной частьюсклонов развиваются осыпные шлейфы и лавинные конусы. Кро­ ме того, на склонах, уклон которых не превышает 35-40 градусов, ши­ роко распространены курумы. Склоны ветвисто и густо изрезаны денудационными желобами и глубокими денудационными воронками, служащими основным! путями движения лавин и камнепадов. Кромеострых скалистых гребней в вершинном поясе резкорасчленен­ ногоденудационно-эрозионного рельефа нередко встречаются узкие по­ 25

верхности гольцового выравнивания с нагорными террасами и денуда­ ционными останцами коренных пород. Их ширина редко превышает 100 м. В зависимости от жтолопш коренных пород здесь формируются поля крупнообломочного гольцового элювия или развивается криоструктурный и схтифлюкционный микрорельеф. Уплощенные вершины гольцов ограничены крутыага, нередко превышающими угол естественного от­ коса (25-50градусов), склонами с прямым (слабовыпуклым вблизи вер­ шин и слабовогяутым у основания) профилем. Вэдое границы леса эти склоны обычно покрытыкурумами н только в верхней части характерны отдельные обнаженные выступы и вытянутые по склону гряды коренных пород, где развиваются процессы осыпания. Склоны расчленены глубо­ ко врезанными денудационными воронками, являющимися основными очагами зарождения лавин. Высокие слаборасчлененные плоскогорья и базальтовое плато за­ нимают обширную территорию в центральной частихребта между рез­ корасчлененными среднегорьями на северо-востоке и юго-западе и окраинными ннзкогорьями на севере и юге. Площадь этой территории превышает 3006 км2 при вытянутости в субширотном направлении до 120 км. Господствующие здесь плосковершинные поверхности лежат в интервале высопг 1700-2200 м. Большая их часть образована покровами базальтов. Поле распростравевкамаксимальных высот плат» от 19002200 м расположено на междуречье Чукчуду и Биримьян. В целом субгорнзонтальную поверхность плато осложняют невысокие останцы выступов докайноэойского фундамента и вулканических аппаратов. Плоские вершины и склоны островных сопок обычно покрыты курума­ ми. Другая морфологическая особенность вершинного комплекса рель­ ефа заключается в широком развитии гольцовых террас. Микрорельеф выровненных водораадельных поверхностей представ­ лен главным образамкриогенными формами. Особенно широко здесь развиты поля курумов с характерным для них бедлендом (Выркин, 1980), солифлюкциониые террасы и многочисленные криоструктурные

26

формы. Их пространственная дифференциация связана в основном с литологией, крутизной склонов и интенсивностью делювиального сноса. Вцелом в слаборасчлененную поверхность плато глубоко (300-800 м) врезаны речные долины с Y-образным поперечным профилем. Для их склонов характерны уклоны 25-35 градусов и отдельные участки, пре­ вышающие угол естественного откоса. По сравнению с резкорасчленен­ ным среднегорьем склоны врезанных в базальтовые покровы долин расчленены незначительно. Выше границы леса они обычно покрыты плащом грубообломочных отложений. Здесь процессы курумообразования сочетаются с осыпанием и лавинной денудацией. В сводовой части плато гидросеть развита слабо. Глубина вреза редко превышает 100 м, часто почти не выражена. Поперечный профиль таких долин имеет блюдцеобразную форму с крутизной скатов до 15 градусов. Поверхность здесь докрыта курумами и во многих местах осложнена криоструктурными формами рельефа и солифлюкционными террасами. Осевая наиболее возвышенная часть хребта денудационно-тектони­ ческими уступами спускается к окраинным низкогорьям. Округло - и плосковершинные окраинные низкогорья Удокана почти со в;. сто­ рон обрамляют главный среднегорный массив хребта и только к восточ­ ной оконечности Куандинской впадины, на междуречье Икабьекан, Бсл.Икабья к Чарской и восточнее р.Аргукан к Токкинской котловинам среднегорья резко обрываются не протяженными тектоническими усту­ пами с фасетчатыми склонами высотой до 1000 м. Высота вершинного пояса предгорий колеблется в основном в пределах 1000-1800 м. Глубина расчленения в среднем составляет 100-400 м и редко превышает 500 м. В окраинных низкогорьях Удокана преимущественно развит эрозионно-денудационный рельеф со слаборасчлененными приводораздель­ ными поверхностями. В период плейстоценового оледенения большинство растекающихся от осевой части хребта ледников не дости­ гали предгорий или выдвигались сюда незначительно (Преображен­ ский, 1962). В вершинном поясе рельефа здесь преобладают плоские и слабонаклонные (до 10 градусов) поверхности, покрытые маломощной 27

толщей рыхлых отложений. В целом ровная поверхность междуречий местами осложняется нагорными террасами и более мелкими криоструктурными формами рельефа. Характерно развитие курумов. Попе­ речный профиль долин также имеет плавные очертания. Крутизна склонов здесь, кроме отдельных обнаженных уступов, не превышает 30 градусов. Исключением являются участки долин с резким увеличением уклона русла, обусловленным неравномерными неотектоническими движениями блоков. В таких местах реки интенсивно врезаются в ко­ ренные породы и образуют узкие ущелья. Особенно это характерно для рек Чарского склона, отличающихся наибольшим падением русла. Вы­ ше границы леса большая часть поверхности склонов покрыта курумами. В местах активного курум ообразования нижние отметки распространения курумов опускаются иногда до 1000 м. В общем ровная слабовсхолмленная поверхность склонов часто нарушается глубоко вре­ занными, но имеющими мягкие очертания, водосборными воронками. Таким образом, морфоскульптура хребтов Кодар, Удокан неодинако­ ва. Главные морфологические особенности хребтов предопределены их различным геологическим развитием, неравномерными неотектониче­ скими движениями, различной интенсивностью плейстоценового оледе­ нения и степенью сохранности ледниковых форм рельефа. В хр. Кодар наибольшее развитие получил альпийский тип рельефа, представлен­ ный экзарационно-денудационными с хорошо сохранившимися и пол­ уразрушенными ледниковыми формами. В менее высоком хр.Удокан денудационно-экзарационный в целом сохранивший альпийский облик рельеф тяготеет, главным образом, к северо-западному макросклону хребта и занимает значительно меньшие площади, чем в Кодаре. На большей части хребта господствует эрозионно-денудационный рельеф с фрагментами следов древнего оледенения и пологоволнистый рельеф высоких слабо расчлененных плоскогорий и базальтового плато. Ограни­ ченное распространение скалистых гребней и преобладание вершин уплощ енной и округлой формы, покрытых курумами, широкое

28

распространение гольцовых террас и других криогенных форм рельефа свидетельствуют о преимущественно гольцовом типе развития рельефа.

1.4. Климат Основные черты климата Кодаро-Удоканского горного района харак­ теризует анализ данных метеорологических станций. Обобщения и сис­ тематизация наблюдений этих станций значительно расширили представления о климате рассматриваемого региона (Алексеев, Напрасников, 1971; Караушева, 1977; Преображенский, 1960). Тем не менее из-за расположения большинства станций за пределами хребтов или по днищам долин уверенно судить о климатических условиях на разной высоте и склонах различной экспозиции затруднительно. Интересный подход в решении этой проблемы предложили А.Т.Напрасников и А.В.Кириченко (1987). Ими разработан региональный метод расчета изменения атмосферных осадков и температур воздуха в зависимости от типа ландшафтов и высоты местности. Метеорологические наблюдения, проведенные в 1976-1984 гг. сотрудниками Института географии СО АН СССР под руководством А.И.Дьяконова (1987) в верховьях р.Ср.Сакукан (Кодар, 1500 м) и р.Чины (Удокан, 1500 м), позволили характери­ зовать климатические условия более детально и на новом уровне. В отличие от предыдущих работ измерения производились не только на дне долин, но и по поперечному профилю на различных высотах. Основными климатообразующими факторами для территории иссле­ дования являются ее географическое положение и рельеф. Положение района в умеренных широтах обуславливает западно-восточный пере­ нос воздушных масс с его изменчивостью погоды без четкого режима и меняющийся в течение года по знаку радиационный баланс земной поверхности. Положение в восточной части материка приводит к интен­ сивному прогреву и увлажнению воздуха летом и сильному охлаждению и иссушению воздуха зимой. Горный рельеф создает большие контрасты в распределении метеоэлементов: более сильные морозы и большая кон29

тинентальностъ климата в межгорных впадинах, большее количество облачности и осадков в горах, больший приток солнечной радиации на крутых склонах южной экспозиции. Зимой повторяемость циклонов невелика. Весной и осенью, когда значения радиационного баланса поверхности близки к О, активизиру­ ется западно-восточный перенос, достигает максимума скорость движе­ ния циклонов, увеличивается изменчивость погоды. Летом западно-восточный перенос воздушных масс ослабевает. В этот период возможно движение циклонов с востока и юга, вызывающее сильные и затяжные дожди. Другой локальной особенностью климата являются орографические вертикальные движения воздушных масс, скорость ко­ торых связана с крутизной склонов и расчлененностью хребта. Весной по сравнению с летом и осенью погода более ясная, сухая и ветренная, с большим чем осенью развитием конвективных облаков и с более прерывистым типом осадков. Майские и июньские снегопады в горах вызывают многочисленные снежные лавины. Летом уменьшается подвижность циклонов и атмосферных фронтов, дольше удерживается один тип погоды. В это время междусуточная изменчивость температуры воздуха минимальная, хотя близка к макси­ муму ее суточная амплитуда. Обилие циклонов, положительный ради­ ационный баланс поверхности зем ли, слабый ветер создают благоприятные условия для конвекции, ливней и гроз. В июле и августе интенсивность, количество и длительность выпадения осадков достига­ ют годового максимума. Для этих месяцев в горах характерна пасмур­ ная, с почти ежедневными прерывистыми дождями, погода. Осень - это второй максимум активности циклонов, скорости ветра, сильных снегопадов и метелей. Продалжительность климатических сезонов в Чарской котловине и ее горном обрамлении хорошо иллюстрирует табл.1, рассчитанная А.И.Дьяконовым (1987) по датам перехода среднесуточной температу­ ры воздуха через О градусов и 10 градусов. Из нее виднр, что весна и лето 30

"поднимаются” в горы со скоростью 30-55 м в сутки, а осень и зима "спускаются" с гор со скоростью 50-90 м в сутки. Таблица 1 Продолжительность климатических сезонов в Чарской котловине и ее горном обрамлении (сутки), рассчитанная по датам перехода средней суточной температуры воздуха через О градусов и 10 граду­ сов (Дьяконов, 1987) Осень На- Про­ ча- должило тельность

Зима На- Про­ ча- должило тельность

Пункт наблю­ дений

Высо­ та,м

Весна На- Про­ ча- должило тельность

Лето На- Про­ ча- должидо тельность

Чара Бол. ЛепринДО Удокан Кодар

708

27JY 41

7.YI 82

29.YIII 35

З.Х

982 1570 1500

9.Y 39 23.Y 40 25.Y 37

17.YI 70 22.YI 51 1.YII 33

26.Ym 35 13.УШ 41 3.YIII 47

30.IX 221 23.IX 242 19.IX 248

206

Температура воздуха. Суровость климата подчеркивается низкими годовыми температурами воздуха, изменяющимися от -5 до -7 градусов вдолинах и до -12 градусов на возвышенных участках хребтов, а также резкими перепадами температур в течение суток и при смене сезонов (табл.2)(Алексеев, Напрасников, 1971). В горах средняя температура наиболее холодного месяца (января) опускается до -28 градусов, а ми­ нимум составляет -47 градусов. Средняя температура самого теплого месяца (июля) составляет 13 градусов. (Снежные лавины..., 1971). 31

Средняя

месячная

м средняя

годовая

температура

воздуха

(°С)

(Снежные

лавины..., 1971)

32

Характерной особенностью климата Кодаро-Удоканского горного района является формирование зимой мощного инверсионного слоя, в результате которого температура воздуха на возвышенных элементах оказывается на несколько градусов выше, чем в долинах и котловинах. Глубину, годовую и суточную неустойчивость инверсии характеризуют данные А.И.Дьяконова (1987). Им установлено, что на окружающих котловину склонах и вершинах на высоте 1500-2000 м годовая темпера­ тура на 10-15 градусов меньше, чем на дне котловины. Суточная ампли­ туда температуры на дне долин Ср.Сакукан и Чина на 5-10 градусов меньше, чем на дне котловины, а на нижних и средних участках склонов в 1,5-2 раза меньше, чем на дне указанных долин. В пасмурную погоду, повторяемость которой в Чаре в 2-3 раза ниже, чем на Кодаре и Удокане, суточная амплитуда температуры в 5-8 раз меньше, чем в ясную. Средняя месячная температура при продвижении от дна котловины к верховьям горных долин понижается на 0,5-0,7 градусов на 100 м высо­ ты, а зимой повышается приблизительно на такую же величину. На поперечных профилях долин до высоты 300 м с июня по сентябрь сред­ немесячная температура понижается на 0,2-0,3 градусов на 100 м высо­ ты по солнечным склонам и на 0,5-0,7 градусов - по затененным (Дьяконов, 1987).

Осадки. Режим осадков в восточной части Станового нагорья опреде­ ляется особенностями атмосферной циркуляции, расположением хреб­ тов относительно преобладаю щ их направлений перемещ ений воздушных масс и характером рельефа. Выпадение основного количест­ ва осадков в горах обусловлено вторжением весенних и осенних цикло­ нов. Дожди второй половины лета связаны с муссонной циркуляцией. Зимой в связи с преобладанием антициклонической погоды осадков вы­ падает мало.

33

По данным А.И.Дьяконова (1987), в условиях Ср.Сакукана и Чины на высоте 900-1900 м за период наблюдений осадков выпало в 1,5-2 раза больше, чем в Чаре (табл.З). За наиболее дождливые месяцы (июль и август) на высоте 1500 м в Кодаре выпало осадков всего на 3% больше, чем в Удокане, хотя в отдельные месяцы соотношение месячных сумм осадков на этих станциях составляло от 163% до 68%. В эталонном бассейне хр.Кодар установлено, что в зависимости от высоты местности месячное количество осадков различается в пределах 19%. Причем по вертикали суммы осадков изменяются неравномерно и немонотонно. На теплый период года (с апреля по октябрь) приходится более 90% годового количества осадков. Многолетний максимум суточного количе­ ства осадков в Чаре составил 54 мм (17% годовой нормы). На ст.Кодар за 1978-1985 гг. он достиг 67 мм, на Удокане (ст. Чина) за 1981-1984 гг. - 71 мм (Дьяконов, 1987). В бассейне р.Ср.Сакукан за 6 лет наблюдений 7 раз выпадали осадки особо опасной интенсивности (более 30 мм за 12 ч.) (табл.4). Снежный покров. В Чарской котловине снежный покров появляется в среднем 8 октября и устанавливается 25 октября. В горном обрамлении котловины на высоте 1500-2000 м постоянный снежный покров форми­ руется 15-25 сентября. С высоты 1500 м появление снежного покрова возможно в любом месяце. Основная часть твердых атмосферных осад­ ков (не менее 75%) выпадает с середины сентября до середины октября и с конца апреля до начала июня (Дьяконов, 1987). Осенью в период выпадения основной части снега происходит интен­ сивное метелевое перераспределение снежного покрова. С открытых незащищенных мест снег сдувается и аккумулируется в склоновых лож­ бинах, понижениях днищ долин, на подветренных склонах и в кустар­ никовых зарослях подгольцового пояса. В пригребневой части междуречий характерно формирование снежных карнизов. В результа­ те перераспределения снежного покрова с декабря многие участки скло­ нов выше границы леса оказываются свободными от снега. Наиболее 34

35

Примечание: По ст.Чина и Кодар за YII и YIII месяцы приведены данные непосредственных измерений. За остальные месяцы суммы осадков рас­ считывались методом изомер по годовому ходу осадков в Наминге.

Среднее количество осадков без поправок к показаниям осадкомера за 1981-1984 гг. по результатам наблюдений

мощные накопления снега отмечаются на склонах северной н северо-за­ падной экспозиции. В горах максимальной мощности снежный покров достигает в апреле. К этому времени по данным А.И.Дьяконова (1987) высота снежной толщи у верхней границы леса на Кодаре составляет 50-60 см, на Удо­ кане - 70-90 см. Средние даты схода снежного покрова в зависимости от высоты местности и экспозиции склонов различны. Так, на высоте 15001700 м снежный покров начинает сходить в конце мая - начале июня, на высоте 1800-2000 м - в конце июня, выше 2500 м - в начале июля. На южных склонах хр.Ксщар и Удокан, в интервале высот 1900-2000 м сход снега заканчивается 8-10 июня, на северных - на 7-10 дней позже (Ки­ риченко, Напрасников, 1987). Суммируя приведенные выше климатологические материалы, можно отметить следующие наиболее важные особенности климата КодароУдоканского горного региона. Климат на территории рассматриваемых хребтов суровый - с коротким умеренно теплым летом и затяжной хо­ лодной зимой. Среднегодовые температуры воздуха отрицательные и изменяются от -5 градусов д о -12 градусов на приводораздельных участ­ ках склонов. Летом перепады температуры воздуха в течение суток достигают 30 градусов. Наибольшие значения суточной амплитуды тем­ пературы воздуха и поверхности грунтов возникают на крутых склонах южной экспозиции. Годовые суммы осадков достигают 600-1000 мм. Основная их часть выпадает в июле-августе и составляет около 60% годовой нормы. Высокая ветровая активность и орографические прегра­ ды обуславливают значительное перераспределение выпавшего снега по поверхности. Выявленные основные закономерности климата и микро­ климата в регионе и особенности пространственного распределения их параметров позволяют оценить характер и степень влияния климатиче­ ского фактора на развитие и распространение экзогенных процессов.

36

37

период

Число случаев выпадения интенсивных осадков, относящихся к категории опасных (15-29 мм за 12 ч.)

1.5. Мерзлота Мерзлые грунты, включающие в себя многолетнемерзлые и сезонно­ мерзлые породы, являются одним из основных компонентов природных комплексов, определяющих специфику рельефообразования. Значение воздействия мерзлых грунтов на развитие СП связано прежде всего с изменчивостью их механических и физических свойств при промерза­ нии и оттаивании. В Кодаро-Удоканском горном районе основные осо­ б ен н ости ф орм ирования м ер зл ы х грунтов предопределены климатическими условиями, во многом зависящими от характера рель­ ефа (расчлененности, абсолютной высоты, уклона склонов, экспози­ ции) , геоботаническими условиями и гидрологическим режимом. Наиболее детальные и продолжительные геокриологические исследо­ вания в регионе проведены сотрудниками Института мерзлотоведения СО АН СССР (Некрасов, Климовский, 1978; Шасткевич, 1966). Резуль­ таты их наблюдений показали, что в хр.Кодар температура многолетне­ мерзлых пород на отметке 2100 м составляет -10 градусов, а на глубине 260 м от поверхности равна -7 градусам. По выполненным ими расчетам температура пород близ водораздела (отм.2700 м) понижается до -11, -12 градусов, а мощность вечной мерзлоты составляет около 1300 м. Сквозные и несквозные подрусловые и пойменные талики формируются только в крупных долинах, обнаруживая себя зарослями тополя души­ стого и ивы чозении. Близкая геокриологическая ситуация отмечается в хр.Удокан. Здесь на высоте 1500 м мощность многолетнемерзлых пород составляет 100 м, на высоте 1700-300 м, а на высоте 2100 м она достигает уже 700 м. Геотермические наблюдения в северных предгорьях хребта, проведен­ ные И.А.Некрасовым (1976) в интервале высот 900-1100 м, показали, что температура горных пород на днище долины выше, чем на склонах южной экспозиции. Криогенное строение скальных пород определяется в основном их трещиноватостью и пористостью, служащих местом развития ледяных 38

включений. В толще мерзлых коренных пород жильный лед отмечается до глубины 150-200 м. В пределах кровли многолетнемерзлой скальной толщи -ширина ледяных жил нередко составляет 5-10 см. В кернах, поднятых с глубины 100-150 м, ледяные включения имели ширину 0,10,5 см. Жильные льды особенно многочисленны в зонах разломов, где повышенная трещиноватость пород. Сезонномерзлые породы практически по всей территории хребтов смыкаются с многолетнемерзлой толщей. В вершинном поясе рельефа крупнообломочные элювиальные и коллювиальные отложения редко оттаивают глубже 0,5 м. Элювиальные ртложения, особенно широко распространенные на вы­ соких плоскогорьях и базальтовом плато Удокана, скованы инфильтрационно-натечным льдом. Льдистость отложений составляет в среднем 14-18 %. Здесь характерно развитие различных криоструктурных обра­ зований и каменных россыпей. Коллювиальные отложения гольцового пояса также сцементированы льдом инфильтрационно-натечного про­ исхождения. Их льдистость в зависимости от пористости отложений изменяется от 15 до 40%, а в крупнообломочных отложениях без мелкоземистого заполнителя содержание гольцового льда, может превышать 50%. Глубина сезонного оттаивания также изменяется в широких пре­ делах. Наименьшие величины она имеет на склонах северной экспози­ ции с отметками высот выше 2000 м (0,5 м). С понижением высоты и увеличением пористости обломочного материала глубина оттаивания возрастает, достигая на склонах южной экспозиции 2,5-3 м. Особенно­ сти гранулометрического состава и криогенного строения коллювия бла­ гоприятствуют развитию десерпции, курумов и присклоновых каменных потоков. Льдистость мелкодисперсных делювиально-солифлюкционных отло­ жений пологих склонов в среднем составляет 25-35%. На участках раз­ вития солифлюкционных смещений для отложений характерны волнистые линзовидные криоструктуры. Глубина сезонного оттаивания этих отложений в гольцовом и подгольцовом поясах составляет в сред­ 39

нем около 0,5-0,8 м, а в горно-таежном поясе она увеличивается до 1 ы и более. В целом отложения сезоннооттаивающего слоя в регионе характери­ зуются относительно низкими среднегодовыми отрицательными темпе­ ратурами. Так, замеры, выполненные нами в хр.Удокан, показали, что на склоне южной экспозиции на высоте 1950 м среднегодовая темпера­ тура грунтов на глубине 0,4 м составила -4 градуса, а на высоте 1740 м была уже -3,8 градусов. На юго-восточном склоне (1520 м) она оказалась близкой к -3,2 градуса, в то время как на северном склоне (1650 м) составила -6,5 градусов. В грубообломочных отложениях осыпи на скло­ не западно-северо-западной экспозиции (1500 м) на глубинах 1 и 2 м температура грунтов равнялась -7,2 градуса. На Удоканской мерзлотной станции в долине р.Наминга на этих же глубинах среднегодовая темпе­ ратура грунтов составила соответственно -2,7 градусов и -1,8 градусов. Таким образом, анализ мерзлотных условий позволяет заключить, что криолитозона в Кодаро-Удоканском горном регаоне характеризует­ ся большим морфологическим и геотермическим разнообразием. Здесь хорошо выражена высотная геокриологическая поясность, которая на Кодаре и Удокане проявляется неодинаково. В хр.Кодар мощность мно­ голетнемерзлой толщи несколько больше, а температура мерзлых пород ниже. В хр.Удокан больше таликов. Кроме того, в Удокане более широко распространены и активнее проявляются криогенные процессы. В голь­ цовом поясе хребтов отмечаются наибольшая мощность и самые низкие температуры многолетне-мерзлой толщи, наименьшие глубины сезон­ ного протаивания грунтов. С понижением высоты местности мощность многолетней мерзлоты уменьшается, ее температуры повышаются, уве­ личивается глубина сезонного протаивания. Большие амплитуды колебаний температуры на поверхности, высо­ кие градиенты температуры в приповерхностных слоях земли и частые переходы температур через О градусов приводят к усилению выветри­ вания коренных пород и изменению их физических и прочностных свойств. Комплекс криогенных процессов создает специфические фор­ 40

мымезо- н микрорельефа. Водонепроницаемость мерзлых толщ опреде­ ляет условия стока и инфильтрацию атмосферных и грунтовых вод. Большая влажность отложений и близость мерзлоты создают особый микроклимат, с которым связаны специфичные экологические условия произрастания растительности.

1.6. Растительность Распределение растительного покрова региона, как отмечает боль­ шинство исследователей (Водопьянова» Иванова, Петроченко, 1972), подчиняется в основном вертикальной поясности. В исследуемом районе выделяется таежный, подгольцовый и гольцовый пояса, но проведение четкой границы между ними затруднено вследствие влияния условий рельефа, экспозиции склонов и др. Лесные сообщества, сформированные в основном лиственницей даур­ ской, приурочены к нижним частям склонов и прирусловым частям долин. Наиболее сложными по своему составу и местоположению явля­ ются переходные к подгольцовому поясу лиственнично-березовые, бе­ резово-лиственничные разреженные леса, березовые криволесья и наиболее распространенные лиственничные криволесья с участками кедровостланиковых разреженных зарослей и кустарничково-лишайниковые тундры. Занимают они среднюю, иноща нижнюю часть скло­ нов, преимущественно на склонах северных экспозиций, на участках с большой площадью обнажений, каменистых выступов, на выходе трого­ вых долин. Для подгольцового пояса наиболее характерны заросли кед­ рового стланика, ерники, ивняковые и душ екиевые заросли, золотисторододендронники. Кедровый стланик образует как сомкнутые, так и разреженные заросли с фрагментами кустарничково-лишайниковых и каменистых с накипнолишайниковым покровом тундр в верхней части бассейна и в троговых долинах. К более влажным местообитаниям 41

приурочены смешанные, из ив, карликовых берез, душекии кустарни­ ковой, кустарниковые сообщества. Золотистый рододендрон входит в состав почти всех кустарниковых сообществ. В троговых долинах он образует разреженные заросли с кустарничково-лишайниковым покро­ вом. Гольцовый пояс начинается кустарничково-лишайниковыми и ли­ шайниковыми тундровыми сообществами с фрагментами разреженных кустарниковых сообществ, сформированных березой карликовой и ро­ додендроном золотистым. Тундровые сообщества размещаются по бор­ там в троговых долинах, на выположенных водоразделах. Особое место в этом поясе занимают широко распространенные каменистые осыпи, покрытые разреженным кустарничково-травяным покровом в нижней части склона и накипными, корковыми и кустистыми лишайниками в средней и верхней части его. Обширные площади заняты скальными обнажениями, которые зани­ мают верхние части крутых склонов и скалистые водоразделы. На дне трогов в формировании тундровых сообществ принимают участие неко­ торые виды кустарничков (голубика, брусника, кассиопея вересковид­ ная) и кустарников, таких как ивы расстопыренная, сизая, буреющая, береза карликовая, иногда кедровый стланик. На приручьевых участках в троговых долинах, в понижениях псевдоморенных комплексов форми­ руются кустарничково-моховые тундровые сообщества иногда с боль­ шим количеством пушиц и осочек или разнотравья (ветреницевые и горечавковые лужайки). При избыточном увлаженении в нижних частях склонов на высотах 1400-1900 м формируются ивняковые и ерниковые заросли. К ним при­ мешивается, а нередко и образует собственные заросли душекия кустар­ никовая, встречаются также разреженные заросли кедрового стланика. Ближе к водотокам обособляются лужайки с обилием высокотравья осоки, злаки, бобовые, горечавки, водосборы, ветреницы, купальницы, герани и др. Напочвенный покров в кустарниковых зарослях в основном лишайниково-моховый, иногда с обилием сфагнов. 42

Наиболее распространенным в подгольцовом поясе является кедро­ вый стланик. Кедровостланиковые заросли формируются в основном на высотах от 1200 до 1900 м. Иногда они проникают в лесную зону. Со­ мкнутость зарослей достигает 100%. Из кустарников и кустарничков наиболее часто встречаются рододендрон золотистый, багульник, брус­ ника, голубика. В троговых долинах в нижних частях бортов примеши­ ваются карликовые ивы и березы. Здесь также формируются комплексы с золотисто-рододендронниками и кустарничково-лишайниковыми тун­ дровыми сообществами. Лиственничные криволесья занимают верхние части склонов. В ос­ новном это сообщества с кустарничково-лишайниковым напочвенным покровом. Подлесок составляют кедровый стланик, карликовые березы, ивы, душекия кустарниковая, рябина. Из кустарничков отмечаются багульник, брусника, голубика. Лесной пояс (лиственничные леса) занимает нижние части долин (900-1500 м). В верхних частях они разрежены с подлеском кедрового стланика (склоны южной экспозиции) и березы карликовой и кустарни­ ковой (склоны северной экспозиции). На конусах выносов подлесок сложен из душекии кустарниковой. В нижних частях в подлеске появ­ ляются рябина и рододендрон даурский. Из кустарников встречаются смородина, малина, шиповник. Кустарничковый ярус представлен в основном багульником, брусникой. В прирусловой части встречаются лиственничники с участием березы плосколистной, лиственнично-тополево-чозениевые и лиственнично-чозениевые леса. В целом распределение растительного покрова региона подчиняется высотной поясности. Самую верхнюю часть (до 3000 м) представляют первичные несомкнутые растительные сообщества (мхи, лишайники, кустарнички) по скалистым обнажениям, крутоглыбистым осыпям. Ни­ же (до 1700 м) широко распространены горно-тундровые (кустарничково-моховых и кустарничково-лиш айниковы е) растительные сообщества. Высотная граница подгольцового пояса проходит на уровне 43

1600-1700 м. Наиболее сложным является переход от подгольцовой рас­ тительности к таежной (березовые, лиственнично-березовые, листвен­ ничные криволесья). Граница таежного пояса находится на уровне 1500 м. Лесные сообщества сформированы в основном лиственницей даур­ ской, лишь в нижней части к ней примешиваются береза плосколистная и чозения крупнолистная. Сомкнутость растительного покрова является важным фактором в развитии экзогенных процессов, особенно таких, как эрозия, гравита­ ционно-склоновые и мерзлотные. В связи с этим при крупномасштабных исследованиях в бассейне р.Ср.Сакукан в дополнение к карте раститель­ ности была создана карта сомкнутости растительного покрова. Совмест­ но эти карты могут дать наиболее полное представление о современном состоянии растительного покрова, о его почвозащитных и гидрологиче­ ских свойствах, а также дают возможность прогноза возникновения или активизации склоновых процессов в случае его нарушения. На карте сомкнутости растительного покрова показаны границы сплошных и разреженных лесов, редколесья, кустарниковой раститель­ ности. Цветом показана различная степень сомкнутости напочвенного покрова (кустарнички, травянистое растения, мхи и лишайники). Раз­ личные сочетания цветов дают представление о сомкнутости раститель­ ного покрова в целом. К основным выделенным контурам прилагаются диаграммы, на которых отмечаются действующие экзогенные процессы и процессы, которые могут возникнуть или активизироваться при нару­ шении растительного покрова. При этом было выявлено два основных аспекта влияния растительности на ЭГП. Первый аспект заключается в ослаблении физического выветрива­ ния. Растительный покров защищает породы от прямого воздействия солнечных лучей, что приводит к уменьшению суточных амплитуд тем­ ператур. Так, в троговой долине эталонного бассейна на высоте 1500 м амплитуда температур на поверхности грунта колебалась от 10 градусов до 40 градусов, а под слоем мха мощностью до 5 см от 1 до 10 градусов. 44

Уменьшение инсоляции склонов, благодаря экрану растительности, приводит к уменьшению мощности деятельного слоя, и, следовательно, к ослаблению десерпционных, солифлюкционных и термокарстовых процессов. Именно поэтому склоны северных экспозиций, густо порос­ шие мхом, испытывают в 1,5-2 раза меньшие массовые движения грун­ тов. Другой важный аспект влияния растительности на ЭПР - ее свойство к механическому закреплению склонов. Сомкнутый покров с успехом противостоит мелкоструйчатому смыву и даже русловому размыву. Растительный покров, особенно древесный и стланиковый, в значи­ тельной мере служит препятствием для схода камнепадов, небольших обвалов, селей и лавин. Он также закрепляет массивы рыхлого матери­ ала, замедляет накопление твердой составляющей селей. Растительный покров регулирует подповерхностный сток и режим "верховодки", сгла­ живает колебания влажности грунта, что наряду с уменьшением мощ­ ности деятельного слоя под покровом растительности приводит к ослаблению опасности возникновения криогенных оползней - сплывов и тому подобных явлений. Нерациональные вырубки лесной и стланиковой растительности, уничтожение леса пожарами, нарушение мохово-лишайникового по­ крова в условиях резко расчлененного горного рельефа и интенсивного развития ЭПР могут привести к нежелательным последствиям - таким как усиление обвально-осыпных процессов, селевой и лавинной дея­ тельности, развитию термокарста, криогенных оползней-сплывов и т.д., что и отображено на прогнозных диаграммах на карте сомкнутости растительного покрова. Использование индикационных свойств растительности позволяет не только выявить территории, на которых проявляются те или иные скло­ новые процессы, а также, используя морфолого-анатомические призна­ ки растений, проследить развитие этих процессов в прошлом. 45

1.7. Комплексная ландшафтная характеристика Территория Удоканского промузла, включающая хр.Ксдар и Удокан, обрамляющие Чарскую котловину, а также частично хр.Каларский, Янкан, Бурпала и Олекмо-Чарское нагорье б бассейне р.Чара, отлича­ ется своеобразием ландшафтных условий. Н.А.Флоренсов и В.Н.Олюнин (1965) рассматривают дочетвертичное время в Северном Забайкалье как период продолжительного тектониче­ ского покоя и господства теплого (вначале субтропического, затем уме­ ренного климата). Начавшиеся в эоплейстоцене общий подъем гор и похолодание климата вызвали усиление физического выветривания, плоскостной денудации и эрозии. Явственно обозначились сводовое под­ нятие Станового нагорья, его внешние и внутренние сбросовые уступы, наметились контуры впадин байкальского типа. Широколиственные ле­ са стали замещаться хвойными. С этим периодом связана одна из на­ чальных фаз излияния базальтов, приуроченных к субширотной зоне разломов Кодаро-Удоканского свода (Лунгерсгаузен, Музис, 1968). В среднечетвертичное время обособляются Чарская и Муйская впадины, но горный рельеф, обрамляющий их, не приобрел альпийских черт и по высоте вряд ли превышал 1700-1800м (Заморуев, 1967). Относительные превышения на участках максимальных поднятий достигали 800-1000 м, а на периферии региона не превышали 400-600 м (Музис, 1968). Параллельно с увеличением высоты хребтов шло оседание межгорных впадин с накоплением в них осадочных толщ. Плейстоценовые оледенения (чаще высказывается мнение о двух са­ мостоятельных оледенениях, разделенных казанцевским межледниковьем, в течение которого климат, вероятно, был несколько теплее современного и ледники исчезали полностью) наложили отпечаток на ландшафтную структуру этой территории. Ледники, спускавшиеся с Кодара в Чарскую котловину, несколько расширялись по выходе из трога, но не формировали ледников подножий. На Удокане ледники были менее мощными, но на плоскогорных участках и базальтовом 46

плато они имели форму покровов. На северном склоне Кодарского хреб­ та длина ледников достигала 100-120 км, на южном - 60-70 км (Преоб­ раженский, 1966). В ходе развития оледенения происходило значительное промерзание грунта. Наиболее интенсивно этот процесс проходил на водораздельных грядах высокогорья, возвышающихся над ледниками. Максимальная мощность мерзлой толщи на водоразделах в этот период достигала 14001500 м, а в области среднегорья-не менее 500 м (Некрасов, 1979,1981). В среднем плейстоцене область высокогорья представляла собой гляциально-нивальный ландшафт с возвышающимися на 300-1000 м засне­ женными грядами и отдельными вершинами. В среднегорье господствовали гольцовые и подгольцовые ландшафты. В перигляциальных условиях активно протекали процессы гольцового выравнивания. Наблюдающиеся сейчас перигляциальные явления можно отнести к категории затухающих процессов ледникового времени (Никольская, Чичагов, 1962) или "современного позднеледниковья", по определению В.С.Преображенского (1966). Огромные скопления глыбовых россыпей, покрывающих водоразделы и склоны хребтов, каменные глетчеры и солифлюкционцые формы связываются с плейстоценовым оледенением (Базаров, 1968; Думитрашко, 1982). Последовавшие за этим потепление климата и изменения в увлажне­ нии территории Северного Забайкалья привели к деградации ледников. В горах, освобождавшихся от ледяных масс, продолжались резкие вер­ тикальные движения и шло формирование алышнотипного рельефа на Кодаре и частично на Удокане. Ледники отступали, и более теплолюби­ вая растительность поднималась вверх. Постепенно повышалась роль сосны и в составе растительных группировок Чарской котловины увели­ чилась доля темнохвойных пород. Широкое распространение получают горно-тундровые группировки из березки тощей, Миддендорфа, вере­ сковая горная тундра. В котловинах распространена береза плосколист­ ная с березкой тощей и ольховником в подлеске. Высокое содержание 47

пыльцы осок свидетельствует о заболоченности Чарской котловины (Бе­ лова, 1975). Анализ истории формирования и развития ландшафтов изучаемой территории позволяет рассматривать современные ландшафты не в ста­ тичном, "мертвом", состоянии, а в их динамике. Структура современных ландшафтов находится в зависимости от строения хребтов, их абсолют­ ных высот, расположения по отношению к основным направлениям движения воздушных масс, степени расчленения поверхности, экспози­ ционности и крутизны склонов, геологического строения, мощности и состава рыхлых отложений, распространения мерзлоты и т.д. С этими особенностями, а также с такими компонентами ландшафта, как расти­ тельность, температурные условия, увлажнение, тесно связаны экзо­ генные процессы рельефообразования. И зучение этих связей необходимо для познания их распространения и интенсивности разви­ тия. Географические связи между целостными ландшафтами и отдель­ ными их частями более сложны и разносторонни, но вместе с тем и более устойчивы. Практика показала, что ландшафтный подход к изучению экзогенных процессов и условий их развития в целом весьма плодотво­ рен и позволяет получать более полные, надежные и точные результаты. На изучаемой территории преобладают горные и котловинные ланд­ шафты. Уже на этом уровне разделения ландшафтов происходит и раз­ деление разных типов экзогенных процессов. В то время, как в горах протекают денудационные процессы и процессы переноса материала, в котловине преобладают аккумуляция и мерзлотные процессы на рых­ лых отложениях. Горный тип ландшафта подразделяется на гольцовый (включающий в себя и подгольцовый) и горно-таежный, а котловинный - на подгорный, таежно-котловинный и болотно-котловинный. Одним из факторов дифференциации гольцов выступают различия в расчлененности рельефа. Нами были подсчитаны коэффициенты гори­ зонтального (а) и вертикального (б) расчленения для некоторых участ­ ков в хр.Кодар, Удокан, Калар, Бурпала (Плюснин, 1982). Результаты позволили разделить гольцы по расчлененности рельефа на резко рас48

члененные (а > 1,00; б > 0,10) и слаборасчлененные (а > 1,00; б< 0,10). Средние величины вертикального и горизонтального расчленения в хр.Кодар равны соответственно 0,24 и 1,86, а в хр.Удокан - 0,13 и 1,10 (рис.3,4). Деятельность ледников плейстоценовых оледенений способ­ ствовала образованию здесь двух различных гольцовых ландшафтов* первыйподвергался древнему оледенению, второй (характерен даПцрр них хребтов) находился в перигляциальных условиях. Древнеледнико­ вые и древние перигляциальные ландшафтные формации (по определению Д.Д.Айвса (Ives, 1973), подгруппы геомов (по В.Б.Сочаве, 1972 а,б; 1974 а,б; 1978), включаемые в настоящее время в гольцовую группу, следует рассматривать как результат исторического развития геосистем континентальных высокогорий и среднегорий умеренного по­ яса. Таким образом, с учетом истории развития выделены резко расчле­ ненные высокогорные и слаборасчлененные среднегорные ландшафты.

[ Щ 0-0,05

E S 3 0,05-0,1

Е Э 0,1-0,15

^ 0 ,1 5 - 0 ,2

^ 0 ,2 - 0 ,2 5

^ 0 ,2 5 - 0 ,3

ППШ 0,3-0,35

Н

0,35-0,4

Рис.3. Схема вертикального расчленения рельефа Кодарского (А) и Удоканского (Б) полигонов

49

гольцово-курумовьгх

n

Г - гольцою-задариомкных геосистем.

I----- 1 0-0,25

Ё И 0,25 -0,5

Е З 0,5-0,7 5 £ 8 0,7

^ 1 ,0 - 1 ,2 5

ЩЩ 1,25-1,5

Ш

Ш

2 . 0- 2,25

1,76-2.0

2 , 5- 2,75

Рис.4. Схема горизонтального расчленения рельефа Кодарского (А) и Удокааского (Б) геополигонов

Современные экзогенные процессы рельефообразования во всех гор ных районах в целом выравнивают рельеф, в выделенных ландшафта: этот процесс проявляется по-разноМу. В резко расчлененных высокогор ных гольцах преобладают процессы интенсивного, в том числе катает рофического переноса обломочного материала селями и лавинами. Здес значительную роль в современном рельефообразовании играют обвал! и осыпи. В слабо расчлененных среднегорных гольцах преобладает про цесс сглаживания рельефа, выражающийся в медленном перемещети крупнообломочно-щебнистого материала по склону, осуществляемом основном мерзлотными процессами. Нами исследовались ландшафтные выделы - геомы, находящиеся н грани региональной и топологической размерностей подразделен» природной среды (Сочава, 1978). Как самая крупная классификацион 50

ная единица топологического порядка, геом представляет собой обобще­ ние классов фаций. Но в то же время геом - и наименьшее подразделение геосистем региональной размерности, на уровне которой учитываются общегеографические связи - орографические, циркуляционные, радиа­ ционные, инверсионные, экспозиционные, литологические и др. С уче­ том признаков выделения геомов - дифференциации форм мезорельефа, грунтов и растительности - выделено сильно расчлененное крутосклон­ ное высокогорье со скалистыми гребневидными водоразделами на Кодаре, достигающее абсолютных высот 2800-3000 м. Их привершинным частям, изъеденным ледниковыми карами, свойственны острые и кру­ тые формы. Крутизна склонов достигает 70 градусов и более, что способ­ ствует развитию гравитационных процессов. Крутые скаты скалистых гребней часто изрезаны системой параллельных эрозионно-денудаци­ онных желобов, ложбин и борозд. На высоких гребнях и вершинах ак­ тивно действую т процессы ф изического вы ветр и ван и я и гравитационного обвально-осыпного сноса. Грунты преимущественно скально-грубообломочные. Для растительности таких гольцов типичны адьпинотипные лужайки с господством сочного мезофитного красочного разнотравья из купальниц, водосборов, ветрениц, горцев, мытников, лютиков, лапчаток. Менее расчлененный конусовидный рельеф распространен в запад­ ной, восточной и частично северной частях хр.Кодар и восточной части Удокана. Преобладают склоны крутизной 20-40 градусов, покрытые маломощным чехлом обломочного материала. Широкое распростране­ ние значительных по размергм лавиносборных воронок обусловило сильную лавинную и селевую деятельность. Грунты преимущественно грубообломочные. Растительность субалыганотипная кустарниковая. Среднегорный слабо расчлененный куполовидный рельеф распрост­ ранен на севере Кодара, в западной части Удокана, на Янкане', Бурпале, Северо-Дырындинском хребте и на Олекмо-Чарском нагорье. Водораз­ делы мягких очертаний, чаще плосковыпуклые, переходящие в пологие склоны крутизной 15-20 градусов, сплошь покрытые обломочным мате­ риалом различной крупности с супесчаным и суглинистым заполните­ 51

лем. Курумы - одни из самых распространенных здесь образований занимают 50% площади хребтов (Выркин, 19786). Из растительности преобладают эпилитные лишайники. Изредка между камнями встреча­ ются куртинки алекторий и цетрарий. Высшая растительность скудная, встречаются ожика, зубровка, соссюрея, осоки, камнеломки. Проектив­ ное покрытие 10-15%, высота растений до 10 см. Плосковершинные среднегорья в исследуемом районе приурочены главном образом к базальтовому плато в западной части хр.Удокан. Фрагментарно они встречаются на Каларе, Удокане, Янкане в виде участков выровненных поверхностей. Грунты в основном щебнистые. Развиты основные экзогенные процессы - солифлюкция, пучение, тер­ мокарст и мерзлотная сортировка грунтов. Растительность представлена сырыми и сухими горными тундрами. Сырые тундры распространены на плоских участках и понижениях с затрудненным дренажем. Здесь раз­ вита осоково-, кустарничково- и лишайниково-моховая растительность. Сухие тундры представлены травяно-кустарничковой, кустарничковолишайниковой и лишайниковой растительностью. Из кустарников пре­ обладают кедровый стланик и ерники. По долинам рек и на выровненных поверхностях в низкогорье распро­ странены горно-таежные ландшафты. На изучаемой территории преоб­ ладает лиственничная тайга редуцированного и ограниченного развития (Ландшафты..., 1977). Для индикации экзогенных процессов важна кру­ тизна склонов, поэтому горно-таежные ландшафты по крутизне делятся на крутосклоновые (круче 20 градусов) и пологосклоновые 0ю 20 граду­ сов). В подлеске обычны кедровый стланик, кустарниковая ольха, при­ уроченные к прохладным, более дренированным, грубоскелетным почвам, и ерники на ровных с затрудненным дренажем участках. Более теплые и сухие вершинные поверхности низкогорий заняты рододендро­ новыми лиственничниками. Основными экзогенными процессами в гор­ но-таежном поясе являются криогенная дисерпция, дефлюкция, 'речная эрозия. Выровненные и вершинные поверхности лиственничные, угнетенно­ го развития с подлеском из кедрового стланика распространены по пери­ 52

ферии высоких хребтов - Кодара и Удокана, а также на Янкане, Бурпале, Олекмо-Чарском нагорье. Вершинные части низкогорий с грубооб­ ломочными грунтами заняты редкостойными лиственницами с непроходимыми порой зарослями кедрового стланика. Напочвенный по­ кров представляют различные виды эпигейных лишайников - кладонии, алектории, цетрарии, пармелии. Небольшая глубина оттаивания грун­ тов благодаря растительному покрову ведет к некоторой замедленности экзогенных процессов. Курумовые поверхности "цементируются" льдом, движения обломков незначительны. Талые воды и летние осадки выносят мелкозем в долины. Крутые лиственничные угнетенного развития склоны с кедрово-стланиковым подлеском по троговым долинам изрезаны многочисленными руслами временных водотоков, промоинами, ложбинами, часто служа­ щими путями схода лавин, селевых паводков. В таких местах формиру­ ются пролювиальные конусы, в результате лавинной деятельности происходит изреживание древостоя. Рыхлый материал, сносимый с гольцов, обильно увлажняется у верхней границы леса, вызывая дефлюкцию. Часты сплывы по древнеморенным отложениям. Пологие лиственничные угнетенного развития багульниковые скло­ ны с ерниковым подлеском распространены преимущественно в нижних частях троговых долин Кодара и Удокана, а также в низкогорье других хребтов. Лиственничники, нередко с примесью березы плосколистной с кедровым стлаником и ерником в подлеске, имеют довольно развитый кустарничковый ярус, представленный болотным багульником, голуби­ кой, брусникой. Преобладают эрозионные процессы, десерпция. Котловинные ландшафты достаточно подробно описаны В.С.Михеевым (1974). Кроме этого, публикации В.С.Преображенского (1962), Н.А.Флоренсова и В.Н.Олюнина (1965), И.В.Климовского и А.Т.Напрасникова (1966), Д.ВЛопатина (1972), А.М.Караушевой (1977), Ю.О.Медведева (1983), В.В.Ана, А.СЛюбомирова и Л.Н.Соловьевой (1984) дают представление о природных особенностях Чарской котлови­ ны. Полученные знания при работе с космическими материалами позво­ лили дифференцировать подгорные ландш афты на моренные, 53

подгорные аккумулятивные и подтаежные лиственнично-сосновые на зандровых песках, таежно-котловинные - на лиственничные с сосной и лиственничные ерниковые, болотно-котловинные - на лиственничные мохово-ерниковые и на долинные маревые ландшафты. Формированию на моренах лиственничников с ольхово-ерниковым подлеском и мохово-кустарниковым ярусом на валунно-супесчаных от­ ложениях способствуют повышенные по сравнению с днищем котлови­ ны температуры, благоприятные условия дренирования моренных гряд, незначительная в целом влажность (до 12-16%), грубообломочный со­ став грунтов и связанная с этим большая мощность (3,5-4,5 м) сезоннопротаивающего слоя (Михеев, 1974); Из современных процессов рельефообразования здесь наиболее значительны термокарст, локаль­ ное пучение, наледные процессы и подповерхностный смыв, формиру­ ющий зандровые наклонные равнины. Крутонаклоненные подгорные участки, приуроченные в основном к кодарскому борту котловины, - это облесенные конусы выноса много­ численных постоянных и временных горных водотоков и делювйальноколлю виальные шлейфы, которые характеризую тся развитием лиственничников с ольхово-ерниковым подлеском на мерзлотно-таеж­ ных оподзоленных почвах. Из современных процессов рельефообразо­ вания наиболее значительны сели, лавины, осыпи и криогенная дисерпция. Подтаежные лиственнично-сосновые на зандровых песках ландшаф­ ты обладают повышенными термическими ресурсами. Песчаные масси­ вы благодаря особенностям литологии создают дополнительный геотермический градиент, способствующий значительной глубине протаивания грунтов в летний период. В специфической экологической среде урочшца "Пески” сформировались уникальные для котловины псаммоксерофильные растительные группировки "степоидного” харак­ тера. В этих ландшафтах развиты золовые процессы, речная эрозия, термокарст, пучение грунтов, плоскостной смыв. Таежно-котловинные ландшафты представлены двумя типами - лис­ твенничниками с сосной и ерниковыми лиственничниками. В Чарской 54

котловине господствуют леса из даурской лиственницы, занимающие 77% лесопокрытой площади (Токарев, 1969). Наибольшие площади заняты лиственничниками ерниковыми кустарничково-моховыми, че­ му в значительной степени способствуют равнинный характер рельефа и широкое распространение мерзлотно-таежных почв на неглубоко за­ легающей мерзлоте. Незначительна доля лиственничников с подлеском из ив и рододендрона мелколистного. Преобладание последнего в кустарничковом ярусе свидетельствует об ухудшении экологических усло­ вий среды. Наихудшие лесорастительные условия складываются в местообитаниях, занятых низкобонитетными редкостойными листвен­ ничниками с разреженным подлеском из ерника и рододендрона мелко­ листного. Поймы и низкие надпойменные террасы заняты чозёниево-тополевыми и относительно высокобонитетными лиственнично-еловыми лесами со смешанным подлеском и травяно-кустарничковыми и кустарничково-травяным зеленомошным покровом, а также лиственничниками брусничниками без подлеска. Улучшение лесорастительных условий в данных местообитаниях связано как с отепляющим и дренирующим влиянием водотоков, так и с улучшением пищевого режима распростра­ ненных здесь слоистых дерновых почв. Развиты речная эрозия, пучение грунтов, наледные процессы. Болотно-котловинные ландшафты сформированы заболоченными лиственничными и маревыми геосистемами. Они отличаются некоторой переувлажненностью в связи с плоским рельефом и неглубоким залега­ нием мерзлоты. Значительные площади заняты ерниковыми и ивня­ ковыми зарослями, главным образом кустарничково-гигрофильно-мо­ ховыми. В пойме р.Чара и в некоторых отдельных урочищах, например котловине оз.Топалах, ведущую роль играет луговая растительность. Анализ ландшафтных условий Чарской котловины и ее горного обрам­ ления позволяет сделать вывод о связи природных особенностей с разви­ тием экзогенных процессов и о необходимости дифференцированного ландшафтного подхода в их изучении и картографировании.

55

Глава 2. ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ В ГОРНЫХ РАЙОНАХ СЕВЕРНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ 2.1. Генетическая типизация экзогенных процессов рельефообразования Склоновая денудация - составная и определяющая часть сложной системы современного экзогенного рельефообразования в Кодаро-Удоканском горном регионе. В свою очередь единый процесс перемещения минерального вещества на склонах представляет собой сложную систе­ му взаимосвязанных и взаимообусловленных частных процессов. Раз­ личие между частными процессами заключается прежде всего в спосо­ бах перемещения продуктов разрушения горных пород. В основе такого различия находится степень участия основных агентов переноса: силы тяжести, воды, снега, льда. В связи с этим при типизации склоновых процессов (СП) Кодаро-Удоканского горного района мы воспользова­ лись генетической классификацией экзогенных процессов рельефообра­ зования, разработанной В.Б.Выркиным (1986), в которой учтен опыт и недостатки всех предыдущих попыток такого классифицирования (табл.5). Каждый из выделенных процессов имеет определенный пояс своего развития, обусловленный совокупностью конкретных природных усло­ вий. Особенности развития СП определяются, главным образом, крутиз­ ной склонов, климатом, геологическим строением территории. Региональные особенности природных условий исследуемой территории связаны, как уже отмечалось, с резкой расчлененностью рельефа, резко континентальным климатом, сплошным распространением многолетне­ мерзлых пород и высокой сейсмичностью. 56

Таблица 5 Классификация склоновых процессов Кодаро - Удоканского горного района Класс

Группа

Процесс

Граыггационносклоновый

Собственно-гравитационная Нивально-грави­ тационная

Обваливание, осыпание Перенос вещества ла­ винами

Криогенно­ склоновый

Быстрых потоко­ вых движений Медленных мас­ совых движений

Криогенное сплывание и оползание Криогенные десерпция и солифлкжция, курумообразование, фор­ мирование присклоновых каменных потоков

Склоновый вод­ но-эрозионный

Площадного смыва

Поверхностный и под­ поверхностный струй­ чатый смыв

Линейного размыва

Ручейковая эрозия, склоновые сели

Часть условий, как и в любом другом горном регионе, хорошо коррелируется с высотной ландшафтной поясностью, определяющей распре­ деление СП в вертикальном профиле. Каждый высотный пояс отличается совершенно определенным сочетанием СП, среди которых выделяются доминирующие. Гольцовый пояс - это самая суровая но кл имати ческкм условиям часть территории. В течение коротает летнего периода мерзлые породы успевают оттаять здесь только в маломощном приповерхностном слое. В этом поясе в результате частых переходов температуры поверхности 57

грунтов через О градусов дезинтеграция скальных пород осуществляется в основном в ходе морозного выветривания, приводящего к образованию крупных отдельностей при умеренном количестве мелкозема. Наличие здесь многочисленных снежников активизирует этот процесс. Во внут­ ренних частях хр.Кодар и в северо-восточной части хр.Удокан, где к гольцовому поясу приурочены особенно крутые и высокие склоны, пре­ обладает гравитационный снос продуктов выветривания (обваливание, осыпание, перенос вещества лавинами). Десерпционные смещения грунтов здесь тяготеют в основном к нижним менее крутым (меньше 30-35 градусов) частям склонов. Более спокойный характер расчленения рельефа остальной террито­ рии Кодаро-Удоканского горного района предопределили широкое рас­ пространение выше границы леса курумов. Кроме того, здесь возрастает роль десерпционных смещений. Из гравитационных процессов наиболь­ шей активностью отличается лавинная денудация. С этим же поясом среднерасчлененных частей хребтов связано локальное проявление солифлюкции. Ее площадная дифференциация и ограниченное распрост­ ранение обусловлены геолого-геоморфологическим фактором. В подгольцовом и горно-таежном поясах в результате распростране­ ния здесь склонов преимущественно средней (20-40 градусов) и умерен­ ной (10-20 градусов) крутизны и рыхлого их сложения главную роль в перемещении грунтов выполняют процессы криогенных и гидрогенных массовых движений. Кроме того, здесь происходит аккумуляция обва­ ливающихся, осыпающихся и сносимых лавинами обломков. Ниже вер­ хней границы подгольцового пояса с понижением абсолютных отметок уменьшается роль курумов в развитии склонов. В горно-таежном поясе они встречаются локально и имеют небольшие размеры. Деятельность солифлюкции в этом поясе наблюдается очень редко, ее развитию пре­ пятствует залесенность территории. Повсеместно действующим процессом на склонах, сложенных рых­ лыми отложениями, является площадный смыв дождевой и талой водой. Однако более благоприятные условия для его развития создаются в голь­ 58

цовом поясе. Ниже границы леса деятельность площадного смыва сдер­ живается сомкнутым растительным покровом. Таким образом, на исследуемой территории каждый высотный пояс характеризуется своим парагенезом доминирующих СП, тесно связан­ ных с особенностями геоморфологической и климатической обстановки. При этом среди основных процессов склонов денудации для одних ха­ рактерно развитие только в пределах одного высотного ландшафтного пояса, для других - во всех поясах. Но даже в последнем случае роль высотно-ландшафтного фактора существенна. Ее влияние сказывается в распространенности, относительной частоте, интенсивности и харак­ тере проявления этих процессов.

2.2. Выветривание Действие выделенной системы процессов склоновой денудации начи­ нается с разрушения массивной связной горной породы на отдельные обломки различной величины, т.е. с подготовки их к рассредоточенному движению. Эту дезинтеграцию горных пород осуществляет особый эк­ зогенный процесс - выветривание. Оно придает им необходимую для сноса подвижность, предопределяющую развитие на склонах разнооб­ разных процессов. Снесенный с крутых скалистых склонов обломочный материал продолжает разрушаться под воздействием выветривания, распадаясь на более мелкие обломки. Для познания закономерностей развития склонов при изучении про­ цесса выветривания- горных пород наибольшее значение приобретает получение данных о его скоростях. Скорость выветривания изучалась многими исследователями в разных районах Сибири (Агафонов, Пармузин, 1978; Алешин, 1987; Войлошников, 1970; Выркин, 1980; Клюкин, Толстых, 1976; Конищев, 1981; Лапердин, Тржцинский, 1977; Скрыльник, 1968; Суходровский, 1979; Черняховский, 1968). Результаты этих 1 исследований позволили выявить общие закономерности процесса вы­ 59

ветривания в различных природных условиях. Из анализа количествен­ ных данных о скорости процесса видно, как неодинаково протекает выветривание различных литологических типов пород в разных клима­ тических, геоморфологических и других условиях. На большей части Кодаро-Удоканского горного района выветривание проявляется с очень высокой интенсивностью. Это объясняется отсутст­ вием растительного покрова в гольцовом поясе, а также высокой расчле­ ненностью рельефа с многочисленными скальными обнажениями. Суровый климат с резкими колебаниями и частыми переходами темпе­ ратур воздуха через О градусов предопределяют доминирование физи­ ческого типа выветривания (температурного и морозного) над всеми другими. Химическое выветривание имеет некоторое значение только на известковистых песчаниках с линзами известняков и доломитов, выходы которых встречаются отдельными пятнами на Удокане. Биоло­ гическое выветривание заметно проявляется лишь в горно-таежном по­ ясе. Метеорологический режим Кодаро-Удоканского горного региона яв­ ляется благоприятным фактором физического выветривания. Переходы температур поверхности грунтов через О градусов за счет прямой сол­ нечной радиации на склонах южной экспозиции происходят на протя­ жении около 8 месяцев в году (р марта по октябрь). Причем в весенне-осенние месяцы колебания в ту и другую сторону от О градусов наблюдаются до 50 раз и более в месяц (табл.6). В это время при устой­ чивых отрицательных температурах переходы через О градусов обеспе­ чиваются на крутых склонах за счет высокой солнечной инсоляции. Литологический состав и режим увлажнения горных пород определя­ ет не только скорость их дезинтеграции, но и характер выветривания и гранулометрический состав продуктов разрушения. В.А. Войлошниковым (1969) экспериментально установлено, что скорость температурно­ го выветривания сухих образцов в зависимости от литологического состава породы варьирует от 0,00003 до 0,0074 мм, а с водой (морозное выветривание) они разрушаются со скоростью 0,00135-0,1086 мм в год. 60

Таблица 4 М етеорологически* условия выветривании в хр. Кодар (наблюдения и обработку данных выполнил А.И . Дьяконов)

Годы наб­ люде­ ний

Местоположение метеорологиче­ ской станции

Число пере­ ходов тем­ пературы поверхно­ сти грунтов через 0*

Мишшя температура поверхности грунтов

Макст|нЯГП|ПЯ11 суточная ампли­ туда поверх­ ности грунтов

YII

YIII

IX

YII

YIII

IX

YII

YIII

IX

1979 1981 1983 1984

4 4 2 2

12 12 6 8

58 26 32

0 -1 0 0

-3 1 -2 -3

-7 -7 -20

53 36 51 54

39 33 39 44

37 26 37

Склон северной экспозиции Hafc. 1650м

1979 1981 1982 1983 1984

0 2 2 0 0

18 8 6 0 2

44 10 -

2 -1 5 1 1

-3 -1 0 -1

-6 .-19

18 , 13 29 22 17 25 17 31 20

15 9 13

Склон южной экспозиции

1979 1981 1982 1983 1984

4 0 0 2 0

22 6 6 8 6

58

1 2 0 -5 0

-1 -2 -1 -3

-10 -16

42 42 47 55 48

37 30 36

Дно долины Набс.

Набс.1660u

-

22 30

61

_

34 43 31 45 44

Таким образом, установлено, что температурное выветривание сухих образцов горной породы протекает в 100-200 раз медленнее, чем мороз­ ное выветривание обводненной породы. В обоих случаях наиболее ус­ тойчивыми к выветриванию оказались породы магматического состава, а наименее устойчивыми - осадочные породы. Подтверждением установ­ ленных выше закономерностей выветривания служат результаты ана­ логичного эксперимента, выполненного ВЛ.Суходровским (1979). Количественные данные, полученные опытным путем, не являются абсолютно идентичными с показателями скоростей выветривания в ес­ тественных условиях. Они лишь устанавливают порядок интенсивности разрушения горных пород в зависимости от их литологического состава и условий увлажнения. Тем не менее, эти материалы подтверждают данные наблюдений в естественных условиях и свидетельствуют о наи­ более активном выветривании обводненных осадочных пород при час­ тых переходах температуры через О ° На скорость выветривания и состав продуктов разрушения сильно влияет степень первичной трещиноватости горных пород. На Удоканском геодинамическом полигоне породы с наиболее высокой степенью тектонического дробления приурочены к региональному Нижнеингамакитскому разлому, к Руднинской и Правочинской зонам милонитизированных и катаклизированных пород и к многочисленным линиям разрывных тектонических нарушений. В связи с активным селективным выветриванием горных пород вдоль линий тектонических нарушений они часто бывают хорошо выражены в различных формах рельефа. Так, долины pp. Чины и Нижнего Ингамакита заложены по древним крупным разломам, омоложенным в новейшее время. Долины боковых притоков часто разработаны по линиям более мелких разрывных тектонических нарушений. В бассейне рр.Наминга, Саку многочисленные разрывные нарушений часто выражены в рельефе в виде крутых уступов, крупных трещин, рвов, крупнообломочных развалов и других форм. Характер продуктов разрушения тесно связан с текстурно-структурным строени­ ем пород. Поэтому на массивных породах обычно формируются крупно­ 62

обломочные отложения, а на рассланцовых - мелкообломочные. В связи свысокой степенью трещиноватости пород в зонах тектонических нару­ шений скорость выветривания как минимум на порядок выше фоновой. Висследуемом районе было выявлено два основных типа физического выветривания - глыбисто-щебнистое и дресвянистое (фрактолитовое и сапролитовое, по Ю.Г.Симонову, 1972). В первом случае массивные породы разрушаются по системам трещин на глыбы и щебень, главным образом, под воздействием морозного выветривания. Во втором - проис­ ходит распадение породы с поверхности на дресву и песок в результате ослабления связей между минеральными зернами под воздействием в основном температурного выветривания. В естественных условиях оба вида выветривания действуют совместно, но фрактолитовое выветрива­ ние, как правило, значительно превышает сапролитовое. Исключением являются изолированные гранитные глыбы на выположенных частях склона, в разрушении которых часто ведущую роль играет сапролитовое выветривание. Во время маршрутных исследований и при изучении скорости отсту­ пания стенок горных пород в натурных условиях на опытных площадках установлено увеличение интенсивности выветривания с повышением абсолютных отметок. Так, в эталонном бассейне р.Ср.Сакукан с одно­ образным геологическим строением коренных склонов, сложенных пре­ имущественно ранне- и среднепротерозойскими гранитами, было отмечено увеличение относительной мощности склонового коллювия, свежести его облика и частоты регистрируемых камнепадов с повыше­ нием абсолютных отметок, свидетельствующее о наибольшей активно­ сти процессов разрушения горных пород в гольцовом и нивальном поясах. Осредненные данные всех учетных площадок подтверждают эту закономерность (табл.7). Наибольшая активность выветривания в ни­ вальном поясе обусловлена наличием здесь многочисленных снежни­ ков, у кромок которых число заморозков значительно больше, чем в других местах. Исследования В.Б.Выркина (1980), проведенные в голь­ цах Прибайкалья и Северного Забайкалья/ показали, что снежники 63

активизируют физическое выветривание пород у кромок в 1,5-3,5 раза по сравнению с фоновой интенсивностью. Таблица 7 Интенсивность выветривания гранитов в бассейне р.Ср. Сакукан по данным учетных площадок (по данным В.П.Ступина, 1981)

Высотный пояс, абс.отмелса,м

Экспозиция склона

Интенсивность выветривания, мм в год

Горно-таежный 900-1500

Северная Южная

0,05-0,35 0,15-0,45

Гольцовый 1500-2100

Северная Южная

0,20-0,50 0,30-0,60

Нивальный более 2100

Северная Южная

0,35-0,65 0,50 и более

64

Г —

*-а.л =:Р с-•- У * 5 IQ.-аI5 о * Ё L гООЗ еS с2 ЕЬ С S

ххр

65

5£.*§§ &2 пS 9* *>,

нерастаявшей наледи

Суточные экстремумы температуры воздуха, поверхности грунта н скал самого теплого месяца на абсолютной высоте 1500 м (по наблюдениям в июле 1986 г. в долине р.Ср.Сакукан),

г о '- i

—ГЧ fS тГ

ГОо

Я2

— rs

«о«С— гч гч ~

о й'=

■'J- -

Суточные экстремумы

температуры воздуха, поверхности грунта и скал на склоне южной экслозицмн на абсолютной высоте 1800 м (по наблюденмям в марте 1985 г.), °С

66

Другим важным фактором неравномерного развития выветривания горных пород является экспозиция склона. По данным наблюдений со­ трудников Института географии СО АН СССР в 1981-1984 гг; более благоприятны условия для выветривания на склонах южной экспози­ ции, где переходы через О градусов и суточные амплитуды температуры поверхности грунтов соответственно в 2-3 раза чаще и почти в 2 раза больше (см.табл .6,8). На склонах северной экспозиции переходы темпе­ ратуры поверхности грунтов через О градусов наблюдаются в течение 5-6 месяцев в году, на склонах южной экспозиции - 8 месяцев в году (с марта по октябрь). Если в теплый период года число этих переходов мало зависит от экспозиции, то в весенние и осенние месяцы на склонах южной экспозиции оно существенно больше. В марте поверхность скал южной экспозиции за счет прямой солнечной радиации может нагре­ ваться до положительных температур при температуре воздуха -15 гра­ дусов (табл.9). Данные учетных площадок подтвердили увеличение интенсивности выветривания на склонах южной экспозиции. Здесь ско­ рость выветривания на 0,03-0,07 мм в год превышает фоновую (см.табл.6); Таким образом, в пределах исследуемой территории повсеместное разрушение горных пород в ходе выветривания происходит с различной интенсивностью. К основным факторам развития процессов выветрива­ ния относятся состав и раздробленность пород, увлажнение, высотная поясность и экспозиция. Скорость выветривания в зависимости от кон­ кретных условий изменяется в очень широких пределах - от О до 0,65 мм в год.

2.3. Гравитационно-склоновые процессы В большом разнообразии склоновых перемещений рыхлого материа­ ла выделяется группа процессов, в которых гидро-атмосферные факторы движения заметного участия не принимают, а снос обломочного мате­ риала происходит под действием преимущественно сил гравитации в 67

"чистом виде" (Криволуцкий, 1977). Такие процессы называются грави­ тационными. В состав этой группы входят: обваливание, осыпание и перенос вещества лавинами. В результате аналогичной физической сущности процессы обвалива­ ния и осыпания бывает трудно разграничить. Разделение их только по размерам обрушивающихся блоков (Воскресенский, 1971) приводит к условной трудно устанавливаемой границе между ними. Различие про­ цессов обваливания и осыпания прослеживается и в форме склоновой аккумуляции, которая выражается в образовании специфичных форм рельефа и в строении склоновых отложений. По строению и составу обвальные накопления, как правило, довольно четко отличаются от осыпных. В связи с этим обваливание мы рассматриваем как мгновенное обрушение значительной массы пород, сопровождающееся образовани­ ем хаотического скопления крупнообломочного материала или рассеян­ ных по склону и днищу долины отдельных крупных глыб и блоков горных пород. А осыпание - это обрушение преимущественно мелких и средних обломков горных пород с последующим формированием грави­ тационно отсортированных-есьшных конусов и шлейфов. Под переносом вещества лавинами (лавинная денудация) мы пони­ маем процесс разрушения и сноса горных пород обрушенными массами снега, приводящий к образованию у подножий склонов плохо отсорти­ рованных скоплений обломочного материалам виде выположенных ла­ винных конусов выноса с всхолмленной поверхностью. Таким образом, при определении типа гравитационных процессов наряду с особенностями механизма их проявления нами учитываются морфологические результаты. Такой подход снижает неопределенность в разграничении процессов обваливания, осыпания и переноса вещества лавинами.

68

2.3.1.

Обваливание Детальное изучение обвалов в Восточной

Сибири проводилось на Кругобайкальской железной дороге (Солоненко, 1960), в Прибайкалье (Тржцинский, 1968) и Восточном Саяне (Лапердин, Тржцинский, 1977). По остальным районам Восточной Сибири имеются лишь случайные наблюдения. Процесс обваливания, носящий стихийно-разрушительный харак­ тер, проявляется довольно редко и может быть не обнаружен в период его изучения. Но следы этого процесса в рельефе сохраняются длитель­ ное время. Поэтому с помощью геоморфлогического анализа можно определить характер процесса обваливания, его площадное распростра­ нение и вероятность проявления. При исследовании обвалоопасного склона большое внимание уделя­ лось как поверхностям срыва, так и зоне аккумуляции (рис.5,6). По морфологии поверхности срыва были подразделены на обвальные стенки и обвальные ниши. Обвальные стенки наблюдаются, как правило, на склонах крутизной более 60 градусов и формируются чаще всего по трещинам бокового отпора, осложняя профиль склона структурными ступенями. Образование обвальных ниш связано с системой тектониче­ ских трещин, и в зависимости от интенсивности трещиноватости они имеют различные размеры. Возникшие в результате обвалов аккумулятивные формы также име­ ют различные размеры, морфологию и возраст. Морфологическая выра­ женность обвальных накоплений зависит от масштаба и активности обваливания. В связи с этим были выделены следующие формы аккуму­ ляции: а) обвальные шлейфы, вытянутые вдоль подножия склонов; б) обвальные каменные языки, располагающиеся перпендикулярно к под­ ножию склона; в) отдельные глыбы, рассеянные по выположенной части склона и днищу долины. В хр. Кодар обвальные накопления обычно наложены на моренные отложения четвертичного оледенения и резко отличаются от них преоб­ ладанием крупноглыбового угловатого материала. Обвальные шлейфы и языки обладают холмистым рельефом и сложены хаотически нагро69

Рис.5. Обвалоопасный склон в л олине р.Ср.Сакукан

Рис. 6. Схема обвалоопасного участка склона:

1 - коренные породы; 2 - осыпные отложения; 3 - обвальные отложения; 4 - моренные отложения

70

1 мождеишыми глыбами, достигающими иногда 100 м в объеме. Полостг между крупными глыбами неравномерно заполнены мелкими глыбами, щебнем, дресвой и песком, причем с глубиной в реаультате кольматадии увеличивается содержание мешсшс фракций. В результате сплошного распространенна многолетнемерзлых горных пород обвальные отложе­ ния в зависимости от гранулометрического состава с глубины 1,5-2 м сцементированы льдом. В случае преобладания в этих отложениях обломков размером более 1 м н небольшого количества мелкоземистого заполнителя кровля мерзлоты может находиться на глубине 3-4 м. Боль­ шая пористость обвальных отложений: способствует увеличению содер­ жания в ник льда. При достаточной мощности обломочного материала лед под давлением вышележащей массы может деформироваться, вызы­ вая пластическое движение каменного потока по типу каменного глет­ чера (Горбунов, 1978; Ивановский, 1977). В хр.Кодар и Удокан наибольшее распространение имеют небольшие обвалы, проявляющиеся в обрушении отдельных глыб и блоков горных пород. Один из таких обвалов произошел в 1978 г. в средней части долины р.Ср.Сакукан, когда объем рухнувшей массы составил 170-180 м . Обвальные накопления представлены несколькими блоками горных пород и отдельными крупными глыбами. Проломав в горной тайге про­ секи, некоторые глыбы достигли днища долины. Объем самого большого блока составил 100 м . Следы крупных массовых обрушений обнаружены в нескольких местах. Рухнувшая масса одного из таких обвалов превышает 1000 м в объеме. Она наложилась на более древние обвальные накопления присклоновото каменного потока и представлена несколькими блоками и многочисленными глыбами гранита. В отличие от средне- и сильновыветрелых более древних, образованные обвальные отложения отличаются светлой желто-бурой окраской и отсутствием следов выветрелости на глыбах. На темно-сером фоне отвесного скального массива отчетливо выделяются свежие с нависающими карнизами ниши отрыва (см.рис.5).

71

Относительно умеренное развитие обвальных процессов обычно на­ рушается при экстремальном проявлении природных явлений, что не­ редко вызывает массовое обрушение больших объемов горных пород. В августе 1983 г. в Удоканском геодинамическом полигоне массовое обру­ шение горных пород наблюдалось в период обильных дождей, продол­ жавшихся в течение нескольких недель. Только за первую декаду августа выпало 133 мм осадков, что резко активизировало развитие склоновых процессов, в том числе обвальных. Наиболее крупный обвал произошел в районе Нижнеингамакитского вреза, где условия для раз­ вития этого процесса исключительно благоприятны. Обрывистые скло­ ны ущелеобразной долины имеют здесь крутизну 80-90 градусов и разбиты многочисленными трещинами. Ущелье врезано в породы основ­ ного состава ингамакитского интрузивного комплекса (мезократовые и меланократовые габбро, слаборасслоенные габбронориты и анартозиты верхнепротерозойского комплекса) на глубину 60-80 м. На отвесных стенках ущелья происходят систематические выколы отдельных блоков породы и нх обрушение на дно ущелья. Массовое обрушение горных пород произошло из-за высокой насыщенности трещин дождевыми во­ дами. В субвертикальных трещинах вода и набухший мелкозем действо­ вали как расклинивающая сила, а в субгоризонтальных они создали идеальную плоскость скольжения. Все это наряду с увеличением веса горных пород при их водонасыщении и привело к возникновению крупного обвала. Объем обрушенной массы составил 1350 м . Вновь образо­ ванные обвальные отложения состоят в основном из глыб размером от 0,3-0,6 до 1,5-1,8 м. Очень крупный обвал известен только в хр.Кодар на левом борту долины р.Апсат, в месте выхода ее в Чарскую впадину (Хилько, 1966). С учетом вышесказанного в Кодаро-Удоканском горном регионе воз­ можно следующее разделение обвалов ло объемам: одиночные отрывы глыб размером до 10 м3; одиночные отрывы блоков горных пород - до 1 100; обвалы малые - до 1000; средние - более 1000 м . 72

Обвалы возникают обычно там, где крутые скальные массивы дли­ тельное время находились под воздействием комплекса факторов, вли­ яющих на устойчивость горных пород. Даже при сильном землетрясении обвалы происходят не по всему склону, а в местах его наибольшей предварительной подготовки. Выявление факторов образования обва­ лов, изучение механизма проявления, выделение основных и установ­ ление их роли в развитии процесса позволяют наиболее глубоко оценить возможность образования обвалов. Региональной особенностью хр.Кодар является его высокая сейсмич­ ность. Сейсмические толчки повышают раздробленность массивов пород и могут быть ^посредственной причиной обрушения подготовленных к смещению блоков. Долина р.Ср.Сакукан заложена по одному из круп­ ных разломов, оперяющих активизированный Кодарский линеамент (Хилько, 1966). В зоне этого разлома эффект землетрясения особенно существенен. Здесь происходят наиболее крупные обвалы. Устойчивость горных пород на скальных склонах в значительной мере определяется наклоном поверхностей трещин по отношению к поверх­ ности склона. В пределах бассейна р.Ср.Сакукан совместно с В.П.Ступиным (1981) выявлены три основных типа пространственного соотношения поверхностей трещин и склона в зависимости от их значи­ мости для возникновения обвалов (рис.7). Особенно высокая вероят­ ность возникновения обвалов свойственна склонам со сбрасывающей системой трещиноватости. Под такими склонами объем обвальных на­ коплений наибольший, а их видимая разновозрастность свидетельству­ ет о частом проявлении обвалов. Огромное влияние на развитие процессов обваливания оказывает раз­ дробленность пород. При ее оценке мы руководствовались классифика­ цией, предложенной В .Д Л ом тадзе (1977), согласно которой в эталонном бассейне выделялись участки трех категорий.

1. Породы значительно трещиноватые - в среднем 5-8 явно выражен ных трещин на 1 м высоты или длины обнаженной поверхности пород. 73

Рис.7. Расположение основных систем трещин: а - направление падения поверхностей субгоризонтальных трещин совпадает с наклоном поверхности склона, субвертикальные трещины направлены вглубь скального массива (благоприятная сбрасывающая системы трещиноватости); б - направление падение поверхностей субвертикальных и субгоризон­ тальных трещин совпадает с наклоном поверхности склона (умеренно благоприятная система трещиноватости); в - направление падения субвертикальных трещин совпадает с наклоном поверхности склона, суогоризонтальные трещины направлены вглубь скального массива (неблагоприятная система трещиноватости)

При такой трещиноватости образуются мелкие отдельности, срыв которых служит проявлением процесса осыпания. 2. Среднетрещиноватые породы - 2-3 явно выраженные трещины. Процессы обваливания на таких участках проявляются часто, особенно в случае наклона субгоризонтальных трещин в сторону склона. 3. Слаботрещиноватые породы - 1-2 трещины на 2-3 м обнаженной поверхности пород. На таких участках возможно образование наиболее крупных и опасных обвалов. Вероятность возникновения обвалов на слабораздробленных склонах значительно усиливается в зоне разлома, где выходу из равновесия крупных блоков способствуют наиболее силь­ ные сейсмические толчки. Итак, основными факторами образования обвалов на рассматривае­ мой территории являются большие относительные превышения и кру­ тизна склонов, высокая сейсмичность, благоприятное соотношение 74

основных направлений наклона поверхностей трещин с поверхностью склона и средне- слаботрещиноватые породы. Установление зон действия каждого из перечисленных факторов с учетом их значимости для возникновения обвалов и особенностей совме­ стного действия было основой для составления инженерно-геоморфоло­ гической карты обвалоопасности бассейна р. Ср.Сакукан (рис.8). Нами выделено 4 типа склонов с различной вероятностью возникновения об­ вала: с очень высокой, высокой, умеренной и незначительной вероятно­ стью возникновения обвалов. Кроме того, на карте показаны поверхности, пораженные процессами обваливания и различающиеся по максимально возможным объемам обвалов. Анализ такой карты по­ зволяет оценить не только вероятность образования обвалов, но и опре­ делить зону их возм ож ного вляГяния. Вы явленные основные закономерности формирования обвалов могут быть распространен*! на большую часть исследуемой территории со сходными геолого-геоморфологическими условиями: Таким образам^ несмотря на широкое распространение обвальных процесов щигсследуемой территории, их роль в склоновой денудации налеко не первостепенна особенно в хр.Удокан. Ерли сравнивать общий объем обвальных и осыпных отложений, то объем первых оказывается относительно скромным. Процессы обваливания приводят лишь к ло­ кальным изменениями особенностей рельефа, тоща как осыпные шлей­ фы, располагающиеся в основании крутых склонов, являются составной частью общего облика рельефа.

2.3.2. Осыпание Если процессы обваливания проявляются пре­ имущественно на склонах крутизной более 60 градусов, то осыпание происходит на всех скальных поверхностях с уклономболее 40 градусов. В хр.Кодар резкое преобладание коренных склонов круче угла естест­ венного откоса (до 60-80% всех склонов долин) определило повсемест­ ное активное развитие процессов осыпания. На Удокане скальные поверхности занимают также значительную часть склонов, особенно в 75

В отличие от процесса обваливания, при осыпании срыв обломков происходит периодически-постоянно. В результате своей непрерывно­ сти процесс осыпания приводит к значительно большим морфологиче­ ским последствиям. Осыпные конусы и шлейфы мощностью в несколько десятков метров располагаются в основании подавляющего большинства крутых склонов. Осыпные склоны отчетливо подразделяются на зоны денудации и аккумуляции. Зона денудации представлена скалистыми склонами раз­ личной крутизны. В местах повышенной трещиноватости развиваются кулуары - узкие расселины в крутом горном склоне, в которых наиболее часто происходит осыпание обломков. В зоне аккумуляции у подножия скальной части склона формируются осыпные шлейфы и конусы осыпа­ ния. Осыпные шлейфы высотой до 100-200 м прослеживаются непрерыв­ ной полосой вдоль крутых склонов. Конусы осыпания, формирующиеся чаще всего в основании кулуаров, являются составной частью осыпных шлейфов и выделяются своими наибольшими размерами. Высота их Рис.8. Схема обвалоопасности бассейна р.Ср.Сакукан.

Скальные массивы с различной вероятностью возникновения обвалов: 1 - очень высо­ кая; склоны в зоне активизированного разлома крутизной более 70 градусов со сбрасыва­ ющей благоприятной системой трещиноватости и слаботрещиноватыми породами (1-2 трещины на 2-3 м2 обнаженной поверхности); 2 - высокая; склоны крутизной более 70 градусов со сбрасывающей благоприятной и умеренно благоприятной системой трещино­ ватости и среднетрещиноватыми породами (2-3 трещины на 1 м2 поверхности); 3 - уме­ ренная; склоны крутизной более 50 градусов с умеренно благоприятной системой трещиноватости и среднетрещиноватыми породами; 4 - незначительная; склоны крутиз­ ной более 50 градусов с неблагоприятной системой трещиноватости и среднетрещинова­ тыми породами; 5 - обваливание не проявляется; склоны крутизной более 50 градусов с неблагоприятной системой трещиноватости и значительно трещиноватыми породами (5-8 трещин на 1 м2 поверхности).

Пораженность поверхности обвалами в зависимости от их объема; 6 - очень сильная; объем рухнувшей массы может превышать 1000 м3; 7 - сильная; объем рухнувшей массы до 1000 м3; 8 умеренная; объем рухнувшей массы до 100 м3; 9 - слабая; объем рухнувшей массы до ЮмЗ; 10 - прявление процессов обваливания не обнаружено. Формы обвальной аккумуляции: 11 - одиночные а) глыбы и б) крупные блоки горных пород; 12 - обвальные шлейфы, вытянутые вдоль склонов; 13 - каменные потоки, распо­ ложенные перпендикулярно подножию склона; 14 - осыпные шлейфы, 15 - линии водо­ разделов, 16 - озера, 17 - крупные разломы. Расположение основных систем трещин: 18 - падение поверхностей субгоризонтальных трещин, 19 - падение поверхностей субвертикальных трещин; 20 - обрасывающая благоприятная, 21 - умеренно благоприятная и 22 - неблагоприятная система трещинова­ тости

77

нередко достигает 150-200 м. Вдвигаясь глубоко в долины, осыпные конусы нередко отклоняют русла горных рек. В большинстве случаев уклон поверхности осыпей близок к углу естественного откоса лишь в верхней части и в зависимости от размера обломков составляет 33-40 градусов. Ниже в результате десерпционных смещений, подповерхностного смыва мелкозема и кольматации проис­ ходит выполаживание уклона поверхности до 20-25 градусов и профиль ее склона приобретает вогнутую форму. В центральной части хр.Кодар осыпные накопления, также как и обвальные, наложены на морены четвертичного оледенения и резко отличаются от них преобладанием крупноглыбового угловатого матери­ ала. В отличие от обвальных отложений для осыпных характерна грави­ тационная сортированность обломочного материала,^ выраженная в преобладании крупных обломков в нижней части осыпи и постепенном уменьшении их размера к ее вершине. В разрезе также отмечается грубая сортированность обломков по крупности. Более крупные обломки сосредоточены в верхней части разреза, которая до глубины 50-60 см сложена на 70-90% из глыб и крупного щебня и 10-30% из мелкого щебня. Обычно с глубины 1,5-2,0 м осыпные накопления сцементирова­ ны льдом. В целом ровная поверхность осыпей нередко осложняется эрозионны­ ми рытвинами глубиной 1-2 м и шириной 2-4 м. Они формируются в период таяния снега или при сильных ливнях. Большие площади поверхностей обнаженных склонов, являющихся областью питания осыпей, затрудняют изучение интенсивности осыпа­ ния стационарными методами. Для установления величины денудации в верховьях эталонного бассейна р.Ср.Сакукан на одном \ з осыпных склонов юго-восточной экспозиции был определен объем осыпавшегося материала за послеледниковый период и распределен на площадь коррелятной денудационной части. При высоте скалистой поверхности 600 78

2 ми площади продольного сечения тела осыпи 3000 м с учетом пористо­ сти осыпных отложений скорость денудации составила 0,3 мм в год. Метод улавливания осыпающегося материала можно было применить только в основании кулуаров. С этой целью в верховьях бассейна р.Ср.Сакукан были выбраны 3 кулуара: один - на склоне северной экс­ позиции, два других - на склоне восточной. Высота денудационной скальной части склонов составляет 300-400 м, крутизна - от 55 до 70 градусов в верхней части (2/3) и до 90 градусов в нижней трети. В нижней части первого кулуара глубина вреза достигает 20 м, а ширина - 7 м. Два других врезаны значительно меньше (3-5 м ). В результате отсутствия денудационных воронок или более пологих частей склона, способствующих накоплению снега, действие снежных лавин в кулуа­ рах исключается. Вес осыпающихся обломков в изучаемых кулуарах за год составил 2,1, 0,6 и 0,3 т. В отдельные годы объем обломков значи­ тельно превышал приведенные показатели. Так, в июле 1984 г. в резуль­ тате сильного камнепада после интенсивного продолжительного дождя уловитель в основании первого кулуара был полностью разрушен. Раз­ мер некоторых обрушившихся обломков превышал 0,5 м. В зависимости от активности осыпи целесообразно разделять на за­ крепленные, затухающие, действующие и "живые". Для закрепленных осыпей характерно отсутствие гравитационного перекатывания и со­ скальзывания обломков. Смещение обломочного материала происходит по типу десерпции. Профиль склона такой осыпи - вогнутый, уклон поверхности редко превышает 30 градусов, а в нижней части составляет 18-23 гралусов. В затухающих осыпях кроме десерпционных смещений местами проявляются гравитационные соскальзывания. На поверхности осыпи такие места выделяются светлыми пятнами и полосами не покры­ тых лишайниками обломков. Профиль склона в затухающей осыпи так­ же вогнутый. В верхней части такой осыпи уклон поверхности часто превышает 30 градусов. Действующие осыпи характеризуются постоян­ ным перемещением обломочных масс. Движутся преимущественно вер­ 79

хние слои, где наряду с массовыми смещениями наблюдаются гравита­ ционные перекатывания и соскальзывания обломков. Многие из таких обломков за год скатывались или соскальзывали на расстояние 3-4 м, а в некоторых случаях - до подножия осыпей. Величина массовых смеще­ ний может достигать 20 мм в год. Профиль склона на действующей осыпи бывает как вогнутым, так и прямым. Крутизна на верхней части осыпи близка к углу естественного откоса и в зависимости от гранулометриче­ ского состава составляет 32-40 градусов. В случае, когда процесс осыпа­ ния происходит особенно интенсивно и в отложениях осыпи большой процент мелкообломочного материала (мелкий и средний щебень), осыпь становится еще более подвижной, "живой". Часто бывает доста­ точно удара отдельной глыбы, чтобы в движение вовлекались большие массы поверхностного обломочного материала. Таким образом, в Кодаро-Удоканском горном регионе осыпание это один из наиболее распространенных процессов на склонах. Главной особенностью его развития является почти непрерывное по времени скатывание средних и мелких обломков, образующее шлейфы и конусы. В течение года процессы осыпания активизуруются в теплый период, а в течение суток - в дневное время. В зависимости от крупности обломков и интенсивности процесса крутизна поверхности осыпи различна и из­ меняется от 20 градусов в основании до 42 градусов в вершине. Среди осыпей наиболее подвижны действующие и "живые” осыпи, где кроме массовых смещений по типу десерпции наблюдаются гравитационные перекатывания и соскальзывания обломков, а в некоторых случаях в быстрое сползание вовлекаются значительные массы поверхностного обломочного материала.

2.3.3. Перенос вещества лавннами Исследованию лавинной деятельности в горах Северного Забайкалья положил начало Г.К.Тушинский (1964). Впоследствии в связи с наметившимся освоением при­ 80

родных богатств этой территории изучение лавинной опасности оказа­ лось во внимании многих исследователей. Наибольшей обстоятельно­ стьюотличаются работы В.Р.Алексеева, А.Т.Напрасниковаидр. (1971), Н.А.Володичевой (1979), Э.Г.Коломыца (1966), А.Т.Напрасникова и А.В.Кириченко (1987), в которых описаны условия схода снежных ла­ вин, рассмотрены особенности и морфология очагов зарождения и зон аккумуляции, составлены обзорные и на некоторые отрезки долин круп­ номасштабные карты и схемы лавинной опасности. Кроме тогог получе­ ны морфометрические показатели снежных обвалов и фактические данные о денудирующей роли снежных лавин и о структурно-динамических особенностях снежного покрова. Продолжающееся интенсивное освоение территории требует даль­ нейшего углубления исследований лавинной деятельности, в частности совершенствования методики оценки лавинной опасности в различных масштабах и ее пространственной дифференциации, установления ко­ личественных показателей рельефообразующей роли снежных лавин. Изучению лавинной опасности на большой и труднодоступной террито­ рии способствует появление новых аэрокосмических материалов. Вме­ сте с тем без специальных наземных исследований при изучении лавин, особенно их денудационной роли, не обойтись. Анализ опубликованных материалов и наши исследования показыва­ ют, что в Кодаро-Удоканском горном регионе своеобразные климатиче­ ские и геоморфологические условия обеспечивают исключительные потенциальные возможности для развития снежных лавин. Лавинообразованию особенно благоприятствуют резко расчлененный рельеф и крутые склоны, на которых часто отсутствует лесная растительность и формируется мощный снежный покров. Средние многолетние суммы осадков за зимний сезон (октябрь-май) составляют на метеостанции Наминга (абс.выс.1300 м) 205 мм, а на ст.Удокан (1570 м) ~224 мм. Большая часть осадков этого периода выпадает в октябре-ноябре, апреле-мае. В отдельные годы в горах за один весенний месяц выпадает до 81

100 мм твердых осадков, среднесуточные суммы в эти месяцы иногда достигают 50 мм. Интенсивные осадки возможны практически в любой из зимних месяцев, но наиболее вероятны в осенний и весенний перио­ ды, что резко увеличивает лавиноопасность в это время. Критическая для лавинообразования мощность снежного покрова в 30-50 см накапливается очень быстро в самом начале зимы. Снегопады обычно сопровождаются ветром, интенсивность и продолжительность которого значительно увеличиваются с высотой местности. Полевые исследования и дешифрирование аэро- и космических фото­ снимков позволили выделить следующие основные типы очагов зарож­ дения лавин: эрозионные ложбины, денудационные воронки и полуразрушенные склоновые кары. Наиболее часто встречаются эрози­ онные ложбины и денудационные воронки. Первые в зависимости от поперечного профиля подразделяются на корытообразные выработан­ ные лавинные лотки и Y-образные лавинные врезы. Продольный проф­ иль у них чаще всего слабо вогнутый. Начинаясь в привершинной части склона или из денудационных воронок они обычно прямолинейно вытя­ нуты по склону. Нередко эрозионные ложбины обрываются тектониче­ скими уступами или очень крутыми (более 60 градусов) бортами трогов, обусловливая развитие прыгающих лавин. Наибольшее площадное распространение имеют денудационные во­ ронки. В плане они имеют клиновидную или вытянутую эллипсовидную форму с единым каналом стока. Первые чаще встречаются на склонах высотой 600-1000 м с пилообразным гребнем. Продольный профиль де­ нудационных воронок, как правило, вогнутый с крутизной до 40-60 градусов верхней части и постепемйом ее уменьшении книзу до 10-20 градусов. Лавиносборы такого типа имеют самые различные размеры. Ширина наиболее крупных воронок достигает 300-500 м, и в отдельных случая^ приближается к 1 км. Полуразрушенные склоновые кары характерны для наиболее возвы­ шенных частей хребтов Кодар и Удокан с альпийским рельефом. Встре­ 82

чаясь значительно реже других типов снегосборных бассейнов (3-5 каров на 10 км длины долин, а иногда и того меньше), они выделяются своими наибольшими размерами. Нижний уровень их распространения не пре­ вышает 1800 м. Конусы выноса, формирующиеся преимущественно лавинами, име­ ют плавно понижающийся продольный профиль. Их поверхность ослож­ нена скоплениями обломочного материала в виде град и холмов. Для лавинных отложений характерна плохая выраженность гравитацион­ ной сортировки обломков. В зависимости от литологии зоны сноса в составе лавинных отложений преобладает крупно- или мелкообломоч­ ный материал. Важной их чертой является очень рыхлое сложение по­ верхностного слоя. Отмечая в целом очень высокую роль снежных лавин в склоновой денудации Кодаро-Удоканского горного региона, следует выделить те части хребтов, где хорошо выражены альпийские формы рельефа (осо­ бенно в Кодаре). Здесь на часто встречающихся склонах крутизной более 60 градусов снег мало задерживается. Срывающиеся незначитель­ ные массы снега со скальных уступов и небольших рассселин разруши­ тельной работы почти не производят. В связи с этим более широкое распространение и наибольшую интенсивность, а значит, и наибольшую роль в склоновой денудации, лавинная деятельность имеет в среднегор­ ных частях хребтов Кодар и Удокан, где характер расчленения не так резок, как в высокогорной центральной части Кодара. Оценка рельефообразующей роли снежных лавин выполнялась нами совместно с В.А.Войлошниковым в 1984 г. на Удокане в верховьях бас­ сейна р. Чина в 16 снегосборах. По снежности зима была близка к сред­ ним значениям. Анализ полученных материалов показал, что количество обломочного материала в лавинных снежниках, определен­ ное методом шурфования (Иверонова, 1961), изменяется от 0,01 до 1,36 % и в среднем составляет 0,33 % от объема снега лавин. В зависимо­ сти от условий сноса в разных снегосборах количество вынесенного

каменного материала колеблется в очень широких пределах (от 2 до 900 3 м ), что в перерасчете на денудационный слой составляет 0,39 мм в год. Подобные количественные показатели лавинной денудации являются относительно высокими. Но необходимо иметь в виду, что лавинное рельефообразование проявляется не повсеместно, а локально, где про­ исходит развитие ярко выраженных лавинных лотков и денудационных воронок. В отличие от других стихийно-разрушительных процессов (обвалов, склонобых селей), проявлению которых предшествует длительное вре­ мя воздействия на скальные массивы факторов, влияющих на устойчи­ вость горных пород и накопление рыхлого материала, подготовительный период образования лавин минимальный и связан лишь с особенностями накопления и структурными изменениями снежного покрова. Но сте­ пень опасности возникновения лавин определяется условиями накопле­ ния и устойчивостью снежного покрова, зависящими от формы, морфометрических показателей и подстилающей поверхности лавин­ ных очагов. Поэтому, так же как при изучении обвалов, выявление факторов образования лавин, выделение ведущих и установление их роли в лавинной деятельности позволяют наиболее глубоко оценить возможность образования лавин. На исследуемой территории можно выделить следующие основные факторы образования лавин: глубина расчленения, крутизна склонов, форма очагов зарождения и их морфометрические показатели, количе­ ство и особенности распределения твердых осадков, характер подстила­ ющей поверхности и сейсмичность. Установление зон действия выявленных факторов с у четом их значи­ мости для развития лавинной деятельности и особенностей совместного действия позволяет выделить тип склонов с различной вероятностью образования снежных лавин. Такие исследования служат основой для составления крупномасштабных инженерно-геоморфлогических карт лавинной опасности, отражающих условия, благоприятствующие на­ 84

коплению снега и формированию лавин и пораженность территории лавинной деятельностью (рис 9). Изучение следов лавинной деятельно­ стив ландшафте с использованием аэро- и космических снимков послу­ жило основой для оценки максимальной дальности выброса снежных масс и включенного в них обломочного материала. Лавины наиболее вероятны и имеют наибольшее рельефообразующее значение в весенний период, коща эродирующая способность мокрых снежных масс, насыщенных обломками породы, особенно велика. На­ блюдения А.В.Кириченко, выполненные в аномально снежную зиму 1970-1971 гг. на территории хребта Удокан, показали, что "количество обломочного материала, включенного в лавинные снежники, может до­ стигать 8% и более, а слой снесенного за год грунта 7,8 мм" (Снежные лавины..., 1971, C.1Z5). Однако в результате малоснежья предшествую­ щих зим в течение 10 лет сход снежных лавин с изучаемых снежных воронок не происходил (устное сообщение А.В.Кириченко). Поэтому среднее значение скорости лавинной денудации значительно меньше. Таким образом, снежные лавины, обладая большой разрушительной силой, имеют значительную роль в склоновой денудации и аккумуля­ ции. Более широкое распространение и наибольшее рельефообразую­ щее значение снежные лавины имеют в среднегорных частях хребтов Кодар и Удокан, где при большой высоте склонов характер расчленения не так резок, как в альпийском высокогорье Кодара.

2.4. Криогенно-склоновые процессы На склонах крутизной 10-30 градусов, сложенных рыхлыми отложе­ ниями, преобладают процессы медленного массового движения грунтов. Вотличие от гравитационных процессов, характерных в основном для гольцового пояса, массовые смещения склоновых отложений широко 85

Рис.9. Схема лавинной опасности центральной часта хр.Кодар.

86

распространены как в гольцовом, так и в подгольцовом и горно-таежном поясах.

2.4.1. Криогенная десерпция На склонах, где в строении рых­ лых отложений решающая роль принадлежит мелкозему, главным ме­ ханизмом смещения грунта является десерпция. Процесс вызван колебаниями объема массы отложений при постоянном воздействий си­ лытяжести (Рыжов, 1966). В исследуемом регионе в результанте сплош­ ного распространения многолетнемерзлых горных поро^ наиболее ярко проявляется криогенная десерпция, за к л ю ч а ю щ а я в оседании перио­ дически оттаивающего увлажненного грунта, не сопровождающемся его течением (Суходровский, 1979). Десерпционные отложения как генетический тип склоновых образо­ ваний впервые были выделены и подробно рассмотрены Б.В.Рыжовым (1966), На рассматриваемой территории мощность этих отложений ог­ раничивается кровлей многолетнемерзлых пород и в зависимости от строения и экспозиции склона составляет 1-2 м.. В ходе медленного сползания и ф изического вы ветривания отложения сильно измельчают­ ся и представлены супесями со значительным содержанием щебня и Рис.9. Схема лавинной опасности центральной части хр.Кодар. Лавинная опасность в зоне сноса: 1 - очень высокая; склоны высотой 500-1000 и и крутизной 40-60 градусов, из лавиносборов преобладают денудационные воронки и по­ луразрушенные склоновые кары, коэффициент густоты лавинных очагов (Кг) -0,5-0,8; 2 - высокая склоны высотой 700-1000 м и крутизной 50-60 градусов, из лавиносборов преобладают эрозионные ложбины, Кг - 0,3-0,5; 3 - умеренная; скальные и курумовые склоны высотой 300-700 м и крутизной 25-60 градусов, лавиносборы представлены дену­ дационными воронками и эрозионнными ложбинами. Кг - 0,2-0,4; 4 - незначительная; склоны очень крутые (60-90 градусов) высотой до 1000 м и выпояоженные (15-30 граду­ сов) высотой до 300 м, зона сноса первых представлены уступами и расселиАами и вторых - редкими денудационными воронками, Кг - менее 0,2 Форма очагов зарождения лавин: 5 - полуразрушенные склоновые кары, 6 - денудаци­ онные воронки, 7 - эрозионно-денудационные желоба > Зона аккумуляции лавин. С формированием лавинных отложений; 8 - лавинные ко­ нусы. Без формирования лавинных отложений: 9 - осыпные шлейфы, 10- пролювиальные конусы, 11 - современные ледники. Прочие обозначения: 12- нелавиноопасные курумовые и залесенные склоны крутизной до 30 градусов, 13 - крупные разломы, 14 - линии водо­ разделов.

87

глыб. В результате малого количества пылеватых и глинистых частиц даже при обильном увлажнении грунт не достигает вязко-пластичной консистенции. Десерпционные смещения происходят обычно без замет­ ного нарушения поверхности склоновых отложений. В связи с этимона проявляется часто не в особенностях рельефа, а в криоструктуриш особенностях грунтов, прежде всего в их деформированной слоистости. Неравномерное движение грунтов по склону приводит к деформация слое* и наползанию вышележащих на нижележащие. Там, где эта процесс наиболее интенсивен и сопровождается морозной сортировкой грунтов, на склонах образуются сортированные полосы и ступени, а вдоль бровок иногдалоявляются трещины разрыва. Наряду с частой повторяемостью циклов промерзания-протаивания интенсивность криогенной десерпции определяют величины пучения и крутизны склонов. Чем больше величина пучения и круче склон, тем интенсивнее движение рыхлого грунта. Н.Н.Романовский (Общее мер­ злотоведение, 1978) при изучении криогенной десерпции установил резкое повышение активности процесса в наиболее теплые и дождливые годы, когда происходит таяние многолетнего гольцового льда. Кроме того, в развитии этого процесса существенное значение имеет стебель­ ковый лед. Игловидные кристаллы стебелькового льда образуются на земной поверхности за счет промерзания поднимающейся из грунтов влаги и при своем росте приподнимают обломочный материал. После термического разрушения ледяных кристаллов обломки оказываются несколько смещенными вниз по склону. Интенсивность стебельковой криодесерпции зависит от крутизны склонов, высоты кристаллов сте­ белькового льда и частоты их образования. Развитие этого процесса наблюдалось нами на Удокане в верховьях бассейна р.Чина во время сентябрьских заморозков 1981 г. Образование стебелькового льда здесь происходило на нижнем слабо задернованном участке склона с крутиз­ ной поверхности около 10 градусов и повышенной увлажненностью. Под некоторыми обломками длина кристалликов льда достигала 6 см. 88

Движение грунтов на десерпционных склонах изучалось нами на семи площадках Кодарского полигона методом подвижных и неподвиж­ ных реперов. Всего было установлено 33 подвижных репера. Повторное определение их местоположения проводилось примерно в одно и тоже время сезона в течение четырех лет. Результаты измерений отражены в табл.10. Данные таблицы показывают, что скорость десерпции в приповерх­ ностном слое грунтов колеблется от 1,5 до 7,8 мм в год. При этом вели­ чины смещения грунтов очень неравномерны во времени. В отдельные годы на некоторых площадках скорость процесса отклонялась в 3 раза и более от своих средних значений. Причиной такого различия движения грунтов во времени является, главным образом, неравномерность их промерзания. Максимальная скорость десерпционных смещений харак­ терна для горно-таежного пояса, а в гольцовом и подгольцовом поясах из-за грубого механического состава грунтов и малой мощности деятель­ ного слоя скорость процесса значительно меньше и составляет в среднем 1,5-3,5 мм в год. О пространственной неравномерности промерзания грунтов свидетельствуют результаты наблюдений сотрудников Инсти­ тута географии СО АН СССР за интенсивностью морозного пучения, выполненных в 1978-1979 гг. в бассейне р.Ср.Сакукан под руководством В.А.Войлошникова. Установлено, что величина морозного пучения в гольцовом поясе составляет в среднем 12,7 мм, а в горно-таежном - 29,1 мм. Относительно высокая скорость десерпции на склоне северной экс­ позиции на абсолютной отметке 1100 м (см.рис. 11, площадка 37) связа­ на с повышенной здесь увлажненностью грунтов, обусловливающей высокую льдистость деятельного слоя при промерзании. Кроме того, из таблицы видно, что сложное взаимодействие условий развития процесса может существенно искажать известную закономерность увеличения скорости десерпционного смещения с увеличением крутизны склонов. Итак, десерпционные процессы во внутренних частях хребтов Кадар и Удокан по распространенности и роли в перемещении рыхлых горных пород на дно речных долин занимают второе место после гравитацион 89

Скорость маесоаых смещений грунтов а бассейна р.Ср.Сакукан

90

ных, а в окраинных низкогорьях доминируют. Максимальная скорость десерпционных смещений характерна для горно-таежного пояса и со­ ставляет в среднем 3,5-7,8 мм в год. В гольцовом и подгольцовом поясах среднегодовая скорость процесса значительно меньше - 1,5-3,5 мм в год. Неравнозначные значения интенсивности криогенной десерпции в про­ странстве обусловлены, главным образом, различиями увлажненности грунтов и мощности деятельного слоя.

2.4.2.

Солифлюкция В условиях переувлажнения и высокого

содержания тонких частиц (алеврита, глины), когда рыхлые грунты на склонах приобретают вязко-пластичную консистенцию, основным спо­ собом их движения является течение, названное И.Г.Андерсоном (I.G.Anderson, 1906) солифлюкцией. В Кодаро-Удоканском горном ре­ гионе она развивается в деятельном слое склоновых отложений над кровлей многолетнемерзлых пород. Процесс течения увлажненного грунта над мерзлым субстратом, вызванный промерзанием-протаиванием деятельного слоя и представляющий взаимосвязанное сочетание криогенной десерпции с обычным солифлюкционным течением ВЛ.Суходровский (1979) определил как криогенную солифлюкцию (криосолифлюкцию). Сведения о солифлюкции Кодаро-Удоканского района имеются в ря­ де работ (Гравис, Климовский, 1966; Иванов, 1966; Кренделев и др., 1985; Некрасов и др., 1967). О характере ее проявления и особенностях пространственной дифференциации можно судить по результатам на­ блюдений В.Б.Выркина (1977) в хр.Удокан. В рассматриваемом районе солифлюкционные течения грунтов встречаются, как правило, выше границы леса. Ниже связанность отложений корневой системой и более глубокое залегание кровли многолетнемерзлых пород препятствуют развитию процесса. Для развития криосолифлюкции необходимо благоприятное сочета­ ние климатических, мерзлотных, геологических и геоморфологических условий. Климат исследуемого района очень благоприятен для течения

процесса. Большое количество жидких осадков и прохладное лето (см.табл.2 и 3) создают условия для постоянного насыщения грунтов влагой. Кроме того, в весенне-летнее время переувлажнению грунтов способствуют многочисленные снежники, ниже которых чаще наблюда­ ется проявление солифлюкционного течения рыхлых толщ. Развитие криосолифлюкции в регионе в значительной мере опреде­ ляется ролью кровли многолетнемерзлых пород, служащей водоупором и поверхностью скольжения для талой части грунтов, и ролью таклцегс внутригрунтового льда как источника увлажнения. Сплошное распрост ранение многолетнемерзлых пород и небольшая глубина сезонного прот а и в а н и я склоновы х о тл о ж ен и й (0 ,5 -1 ,5 м) создаю т в Кодаро-Удоканском горном районе оптимальные мерзлотные условия для развития криосолифлюкции. Другим важным фактором развития солифлюкции является геологи­ ческое строение территории. Геологические условия рассматриваемого района в целом малоблагоприятны для возникновения этого процесса. При выветривании широко распространенных здесь гранитоидов, гней­ сов, кварцитов и песчаников образуется в основном несвязные грунты глыбы, щебень, дресва, песок и в меньшей степени - супеси и суглинки. Высокая пористость и водопроницаемость таких грунтов способству­ ет хорошей дренируем ости, препятствую щ ей водоносыщению материала. В поле распространения гранитоидов, габброидов и песчани­ ков солифлюкция развивается лишь при особо благоприятных геомор­ фологических условиях. Т ак , в пределах Удокана проявление солифлюкции на территориях, сложенных в основном этими породами, отмечается на правобережье р. Эймнах и левобережье р. Ниж.Ингамакит, характеризующихся плосковершинным рельфом и склонами кру­ тизной 10-25 градусов (Выркин, 1977). В исследуемом регионе для возникновения вязко-пластичных движений грунтов наиболее благо­ приятны продукты выветривания базальтов, отличающихся большим количеством глинистых частиц (до 25% ) (Выркин, 1980). Именно в поле развития базальтовых покровов Удокана характерны наибольшие пло­ 92

щади распространения солифлюкции. В.Б.Выркиным (1977) по степени интенсивности солифклюции для различных пород Удокана составлен ряд: метаморфические песчаники, гранитонды-диабазы, габброиды-базальты. Еще более важным фактором развития и пространственной диффе­ ренциации солифлюкции на исследуемой территории служит морфоло­ гия рельефа и в первую очередь крутизна склонов. Роль увеличения крутизны склонов в развитии этого процесса двойственна: с одной сто­ роны, составляющая силы тяжести, направленная параллельно склону, возрастает пропорционально синусу угла наклона (Уошборн, 1988); с другой - ухудшаются условия водонасыщения мелкодисперсных толщ и увеличивается склоновый смыв тонких частиц из деятельного слоя. В связи с этим для развития солифлюкции наиболее благоприятны склоны умеренной крутизны - 5-15 градусов. На более крутых склонах вязко­ пластичные движения грунтов возникают локально и связаны с повы­ шенным увлажнением и содержанием алевритовых и глинистых частиц. В высокогорье и средуегорье хр. Кодар из-за резкой расчлененности рельефа проявление солифлюкции встречается очень редко. Большая часть хр.Удокан также интенсивно расчленена и для развития солиф­ люкции мало благоприятна. В среднегорье Удокана течение грунтов возникает лишь в вершинном поясе рельефа на узких поверхностях гольцового выравнивания в виде отдельных небольших языков и оплывин. Наибольшее же площадное распространение солифлкжция имеет в пределах базальтового плато, где характерны пологие приводораздель­ ные поверхности и выположенные склоны долин. Взависимости от морфологической выраженности в рельефе в Удокане различают солифлюкционные покровы, террасы и языки. Солифлюкционные покровы имеют ровную или слегка взбугренную, со следами оплывания, поверхность. Развиты они в основном на выровненных при­ водораздельных поверхностях с уклонами 2-5 градусов. Т еррасы форми­ руются преимущественно на склонах крутизной 5-15 градусов. Для рассматриваемого района характерны задернованные террасы шириной 93

10-20 м и высотой фронтальных уступов 0,5-2,5 м. Солифлюкционные языки имеют удлиненную языковидную форму и формируются на еще более крутых склонах (10-20 реже до 27 градусов). При высоте уступов 0,4-1 м длина языков составляет 1-4 м. Солифлюкционные покровы и террасы широкое распространение имеют лишь в пределах базальтового плато Удокана. Изучение интенсивности солифлюкции на Удоканском геодинамическом полигоне в 1981-1984 гг. показало, что средние скорости движения поверхностного слоя грунтов различны и изменяются в пределах 2,6-7 мм в год. Максимальная скорость медленной солифлюкции достигает 10-15 мм в год. В связи с относительно незначительной скоростью дви­ жения грунтов существенных деформаций поверхности склонов не на­ блюдается. грунт смещается относительно равномерно по всему солифлюкционному участку склона. Такое движение, по-видимому, следует отнести к типу покровной солифлюкции, результатом которой является образование невысоких (0,1 -0,3 м) валообразных неровностей, часто придающих поверхности склона "гофрированный" вид. Таким образом, при благоприятных в целом климатических и мерз­ лотных условиях в Кодаро-Удоканском горном районе основными фак­ торами пространственной дифференциации солифлюкции служат морфология рельефа и состав пород. В результате преобладания в реги­ оне резкорасчлененного рельефа и грубого состава склоновых отложе­ ний роль солифлюкции в развитии склонов незначительна. Ведущим рельефообразующим процессом она является лишь в пределах базаль­ тового плато на Удокане, характеризующегося плосковершинным рель­ ефом и склонами крутизной 5-20 градусов. В зависимости от морфологической выраженности в рельефе выделяются солифлюкцион­ ные покровы, террасы и языки. Отмечена тенденция приуроченности этих форм к склонам определенной крутизны: покровы - 2-5 градусов, террасы - 5-15 градусов, языки - 10-20 градусов. Средняя скорость мед­ ленной солифлюкции колеблется в основном в пределах 2,6-7,0 мм в год 94

и иногда достигает 10-15 мм в год. Солифлюкционные террасы на ба­ зальтовом плато смещаются со скоростью 1-2 см в год.

2.4.3.

Курумообразование Курумообразование развивается,

как правило, на выположенных склонах гольцового пояса. Ниже грани­ цы леса курумы встречаются локально и имеют небольшие размеры. Наиболее благоприятные геоморфологические условия для их развития в хр.Удокан, где в гольцовом поясе особенно характерны склоны с кру­ тизной 5-25 градусов. В центральной части хребта, например, ими по­ крыто 50-55% площади (Выркин, 1978). В хр.Кодар широкое развитие курумов отмечается лишь в менее расчлененных периферийных частях. Ближе к центру хребта из-за большой крутизны склонов они встречают­ ся локально и приурочены в основном к понижениям водораздельных гребней. В рассматриваемом регионе образование курумов и их развитие наи­ более полно изучены В.Б.Выркиным (1978), который под ними понима­ ет крупнообломочные образования, возникающие за счет морозной дезинтеграции горных пород, вертикальной сортировки обломочного материала и движущихся по склону. Основные причины смещения гру­ бообломочного материала связаны с криогенной десерпцией. При этом повсеместно действующим процессом, имеющим прямую взаимосвязь со строением курумов в разрезе, является подповерхностный смыв тон­ козернистого заполнителя. Мощность курумов чаще всего совпадает с мощностью сезонного та­ лого слоя, и лишь в местах аккумуляции она может быть значительно больше. На склонах крутизной 15-35 градусов нередко уже на глубине 0,5 м под накоплениями курумов можно обнаружить коренные породы. Здесь в результате интенсивных смещений обломков и подповерхност­ ного смыва более мощные накопления не успевают формироваться. В активных курумах большинство обломков ориентировано параллельно 95

ливии падения склона. Кроме того, в своем смещении по склону глыбы в куру мах стремятся расположиться с наклоном против течения и часто располагаются вертикально. В зависимости от морфологии рельефа, литологического строения территории и характера трещиноватости скальных пород курумы имеют самую различную форму в плане. Наиболее полная классификация морфологических типов курумов дана в работе Ю.Г.Симонова (1972), в которой он выделяет: курумное поле, линейный курум, фигурный курум, сетчатый курум. На исследуемой территории наибольшее площад­ ное распространение имеют каменные поля, представляющие собой плащеобразные скопления хаотически нагроможденных обломков и ка­ менные потоки - вытянутые по падению склона полосы крупнообломоч­ ного материала. Курумовые поля характерны для выположенных приводораздельных поверхностей и нерасчлененных склонов средней крутизны гольцового пояса. Каменные потоки развиваются, как прави­ ло, на склонах приуроченных к небольшим ложбинообразным пониже­ ниям. Площади распространения курумовых полей изменяются от нескольких десятков метров до нескольких квадратных километров, а протяженность каменных потоков - от нескольких десятков до несколь­ ких сотен метров и более. Пространственная невыдержанность выше­ указанных природных условий определяет более сложные плановые конфигурации курумов - фигурную и сетчатую. Такие курумы наиболее характерны для подгольцового пояса, где развитие растительного покро­ ва еще более усложняет их форму. Для понимания особенностей развития курумов и их инженерно-гео­ логического значения наиболее важно классифицировать курумы по происхождению. На современном этапе наших знаний о процессе курумообразования удачной попыткой выделения различных генетических типов курумов в условиях криолитозоны следует признать классифика­ цию А.И.Тюрина, Н.Н.Романовского и Н.Ф.Полтева (1982). По преоб­ ладанию в курумообразовании определенной группы процессов они выделяют шесть генетических типов курумов: выветривания, выветри­ 96

вания и выпучивания, выпучивания, выветривания и суффозии, суффозионные и особый тип - гравитационные. В исследуемом районе возмож­ новыделение четырех генетических типов курумов. Вобразовании первого типа курумов преобладают процессы физиче­ ского типа выветривания и криогенного торошения. Основанием и ис­ точником питания курумов является трещиноватая кровля скального массива. Раздробленная выветриванием, она становится ареной интен­ сивного криогенного торошения и превращения в нагромождение круп­ нообломочного материала - курум. Этот тип курумов сложен угловатым инесортированным крупноглыбовым материалом со щебнистым запол­ нителем. Мощность таких курумов обычно незначительна и составляет в среднем 0,4-1 м. Формируются они преимущественно на выположенных приводораздельных поверхностях в местах близкого залегания скальных пород от дневной поверхности и широкого площадного распро­ странения не имеют. На плосковершинных междуречьях и на пологих склонах (менее 10 градусов) преобладает разнонаправленный вид дви­ жения - пучинные поднятия и опускания обломков, шевеления и враще­ ния. Перемещения обломков в субгоризонтальных направлениях незначительны. Второй тип курумов образуется в результате совместного воздействия процессов выветривания скального основания и выпучивания глыб к поверхности. В результате интенсивной вертикальной сортировки фор­ мируются два горизонта - верхний щебнисто-глыбовый и нижний песчано-дресвянистый с включением глыб и щебня. Накопление мелкозема в нижнем горизонте активизирует процессы пучения и десерпционного перемещения обломков вниз по склонам. Этот тип курумов очень широ­ кораспространен в регионе и характерен для многих склонов с уклонами 20-40 градусов и маломощным чехлом рыхлых отложений. Мощность таких курумов обычно составляет 0,6-2 м и редко превышает мощность деятельного слоя. Третий тип курумов формируется в результате выпучивания крупно­ обломочного материала из дресвяно-песчанистых отложений разного 97

генезиса. Развитие курума обеспечивается запасом крупнообломочного материала, находящегося в слое действия сил морозного пучения. Дл5 таких курумов часто характерна очень четкая граница между верхняя крупнообломочным слоем и нижним мелкодисперсным. На крутых склонах с благоприятными условиями увлажнения они отличаются по­ вышенной интенсивностью смещения обломочного материала. Данный тип курумов также имеет широкое распространение и развивается на склонах, где мощность рыхлой толщи превышает мощность деятельного слоя. Мощность же самого курума обычно совпадает с глубиной сезон­ ного протаивания грунтов, и только в местах аккумуляции обломочноп материала может значительно ее превышать (10-15 м ). Четвертый тип курумов развивается локально по периферии осыпньи и лавинных конусов. Образование таких курумов происходит в резуль­ тате переработки части гравитационных накоплений процессами суф фозии и морозного выпучивания и вовлечение обломочного материал в медленное десерпционное движение по склону. Мощность сезонно-та лого слоя здесь в зависимости от характера заполнения мелкоземо* изменяется особенно в широких пределах. В связи с этим мощносл самого курума, совпадающая в основном с мощностью деятельного слоя сильно колеблется и составляет обычно 1,5-3 м, а в местах аккумуляцш может достигать 10 м и более. Нередко при достаточной крутизне склош ниже осыпных конусов курум приобретает форму каменного потока Часто такие курумы отличаются высокой активностью смещения обло мочного материала и слабой выраженностью ориентировки обломков характерной для других типов курумов. В горах юга Сибири скоросп движения курумов могут измеряться сантиметрами и даже десяткам] сантиметров (Агафонов, Выркин, 1975; Воскресенский, 1971; Дружи нин, Хлебников, 1970; Коржуев, 1073; Никитенко, 1950; Солоненко 1960). Кроме того, известны случаи катастрофического перемещена курумов (Тюрин и др., 1982). Таким образом, в исследуемом районе развиты в основном четыр* генетических типа курумов: выветривания и криогенного торошения, 98

выветривания и выпучивания, выпучивания и гравитационные. Наи­ большее площадное распространение имеют второй и третий тип куру­ мов. Курумообразование играет существенную роль в развитии склонов. При этом движение курумов очень неравномерно в пространстве. На одних склонах они годами остаются неподвижными или малоподвижны ­ ми, на других в зависимости от крутизны, строения и увлажнения пере лещаются со скоростью от 2 мм до нескольких сантиметров в год.

2 .5 , Склоновые водно-эрозионные процессы 2.5.1. Площадной СМЫВ И эрозия По характеру воздействия на склоны водно-эрозирдоше процессы подразделяются на площадной смыв и линейный разм.ыл (Воскресенский, 1971; Выркин, 1986; Шанцер, 1966). Площадной смыв заключается в транспортировке частиц грунта стекающей по склону дождевой и талой водой. В зависимости от строе­ ния отложений смыв может быть поверхностным и подповерхностным (Гравис, 1969; Поздняков, 1976; Суходровский, 1979; Тимофеев, 1965). На поверхности склона площадной смыв обычно происходит по меняю­ щимся микроруслам, густой сетью покрывающих склон (струйчатый смыв) (Тимофеев, 1978). Выделяемый некоторыми исследователями (Суходровский, 1979; Щукин, 1960) плоскостной сток, когда вода течет сплошным плащем, не собираясь в четко выраженные струи, в природе встречается очень редко, тем более на склонах гор, отличающихся чрез­ вычайной неровностью поверхности. Из-за расчлененности склонов сте­ кающая по поверхности вода часто концентрируется в ручейки, которые способны уже переносить более крупные частицы грунта. Кроме того, обладая большей эродирующей силой, ручейки формируют эррозионные рытвины (ручейковая эрозия). В Кодаро-Удоканском горном районе поверхностный струйчатый смыв развивается на обнаженных или слабозадернованных склонах, сложенных в основном мелкодисперсными отложениями. При этом на­ 99

иболее заметна его деятельность в гольцовом поясе, поскольку ниже границы леса развитие процесса сдерживается сомкнутым раститель­ ным покровом. Обычно переносимый дождевыми и талыми водами мел­ козем из-за больших уклонов не задерживается на склонах и легко попадает в русло основного водотока. Лишь в местах концентрации стока и резкого перегиба склонов, как, например, в основании осыпей, иногда встречаются конусовидные маломощные (до 1 м) накопления делювия, сложенные преимущественно дресвой и грубым песком. В целом же, вследствие грубообломочного состава склоновых отложений выше гра­ ницы леса и задернованности поверхности в горно-таежном поясе, скло­ новый смыв имеет подчиненное значение в развитии склонов. Для получения количественных показателей интенсивности склоно­ вого смыва в верховьях р.Ср.Сакукан на склоне южной экспозиции в 1982-1985 гг. в устье нивального кара определялась масса намытого в отстойник материала (площадка N 23). Высота склонов этого кара в среднем составляет 300 м, а крутизна - 40-60 градусов. В результате относительно больших размеров чаши нивального кара (110x150 м) и ее пологости (5-10 градусов), сносимый со склонов в процессе осыпания и лавинами обломочный материал аккумулируется на дншце кара, а за его пределы материал выносится только ручейковым смывом через врезан­ ную в коренных породах устьевую горловину, концентрирующую весь сток кара. Гранулометрический состав влекомого ручейками твердого материала очень грубый: дресва - 88% , крупный песок - 10%, средний песок и мельче - 2% . Небольшое количество тонкозернистой составля­ ющей связано с характерным для развитых здесь гранитов грубым соста­ вом продуктов выветривания. При площади поверхности нивального кара около 80 тыс.м2 масса намытого материала в среднем составила 663 кг в год, а в перерасчете на денудационный слой интенсивность склоно­ вого смыва оказалась равной 0,003 мм в год. Подповерхностный смыв характерен для склонов, покровные отложе­ ния которых имеют преимущественно грубообломочный состав со мно­ жеством пустот между обломками (Суходровский, 1979). В исследуемом 100

районе этот процесс проявляется в основном в вымывании мелкозема водой из толщи рыхлых отложений по коренному ложу или кровле многолетнемерзлых пород. Особенно активно подповерхностный смыв протекает на курумовых склонах, в обвальных и осыпных отложениях и накоплениях присклоновых каменных потоков. Подповерхностный сток в отличие от поверхностного формируется не только во время до­ ждей и таяния снега, но пополняется еще и за счет таяния гольцового льда и часто повторяющейся конденсации водяных паров. В связи с этим подповерхностный сток в теплый период года прекращается редко. Итак, поверхностный смыв грунта со склонов дождевой и талой водой отмечается в основном на обнаженных или слабозадернованных склонах гольцового пояс», сложенных мелкодисперсными отложениями. В пере­ счете на денудационный слой интенсивность склонового смыва может достигать 0,003 мм в год. Подповерхностный смыв развивается, главным образом, на курумовых склонах, в обвальных и осыпных отложениях и накоплениях присклоновых каменных потоков. В целом склоновый смыв имеет подчиненное значение в развитии склонов.

2.5.2.

Склоновые сели Из водно-склоновой группы процессов п

своей рельефообразующей деятельности выделяются склоновые сели, характерные для лавинно-осыпных и лавинных склонов. Они представ­ ляют собой водокаменные потоки, движущиеся с большой скоростью и формирующие плохо сортированные слабоокатанные обломочные на­ копления в виде веерообразных конусов у подножия крутых склонов. Их очагами зарождения служат полуразрушенные склоновые кары, дену­ дационные воронки и желоба, имеющие выположенные участки крутиз­ ной не превышающей угла естественного откоса, где возможно накопление рыхлого материала. Водокаменные потоки, достигая подно­ жия крутого склона, застывают в виде языков или образуют эрозионные борозды глубиной до 3-4 м. 101

Обломочный материал, переносимый водокаменными потоками, ча­ ще всего аккумулируется в пределах осыпных и лавинных конусов, осложняя морфологию их поверхности и строение отложений. В общем же объеме конусов селевые накопления обычно имеют подчиненное значение. И только в некоторых денудационных воронках зарождаются более крупные сели, достигающие русла основного водотока. В основа­ нии таких очагов иногда формируются мощные конусы склонового про­ лювия. На рассматриваемой территории они не имеют широкого распро­ странения; в бассейне р.Ср.Сакукан, например, известно только два конуса, сформированных преимущественно в ходе разгрузки водока­ менных потоков. Обычно склоновые сели формируются в одних и тех же местах. Сред­ няя периодичность их возникновения, установленная дендрохронологическими исследованиями и по аэрофотоснимкам разных лет съемок, составила 10-15 лет. Решающую роль в образовании склоновых селей играют интенсивные затяжные дожди и накопление в очагах зарожде­ ния достаточного количества рыхлого материала. Так, в бассейне р.Ср.Сакукан (хр.Кодар) массовый сход склоновых селей отмечался в 1977 и 1978 гг. после затяжных дождей (Напрасников, Кириченко, 1987; Пластинин, Плюснин, 1988). 29.августа 1977 г. сели начали здесь воз­ никать в момент усиления интенсивности дождя. Всего за этот день на высоте 1600 м выпало 60 мм осадков. Подобные же условия селеобразования наблюдались 1 июля 1978 г., когда за день выпало 62,4 мм осадков. Большинство образовавшихся селевых потоков не достигли русла реки. Переносимый ими обломочный материал отложился в основном в пре­ делах лавинных и осыпных конусов. Лишь некоторые наиболее мощные сели достигли дна трогов и формировали конусы выноса. В 1983 г. развитие склоновых селей на Кодаре и Удокане наблюдалось в августе в период обильных дождей, продолжавшихся в течение не­ скольких недель. Из табл. 11 видно, что в этом году за август выпало максимальное количество осадков за весь период наблюдений с 1981 по 1984 гг. В этом месяце было 26 дождливых дней, т.е. дожди шли почти 102

беспрерывно. Причем обложные осадки чередовались с ливнями интен­ сивностью 50-70 мм за 12 ч. Известно, что осадки подобной интенсивно­ сти относятся к типу исключительно селеопасных, особенно если они выпадайот после длительных моросящих дождей. Так, например, по наблюдениям А.Т.Напрасникова и А.В.Кириченко "количество атмос­ ферных осадков от 30 мм и более с интенсивностью 7-8 мм в час является той критической нормой, при которой в горах Северного Забайкалья создаются условия для формирования селевых паводков дождевого про­ исхождения" (1987, с.86). И действительно, в это время на Кодаре и Удокане горные ручьи и реки превратились в бурные потоки, транспор­ тирующие большое количество обломков. При этом на некоторых скло­ нах возникали §одно-каменные потоки, которые выносили обломочный материал к подножию склонов. Наиболее активно селеобразование на­ блюдалось 4 и 9 августа, коща здесь выпадало до 50 мм в сутки и отмечался абсолютный максимум осадков - 71,4 мм за 12 ч. Таблица 11 Месячные суммы осадков (мм) в селеопасный период 1981-1984 гг. Чара, 708 м

Кодар, 1500 м

Удокаи, 1500 м

Год

1981 1982 1983 1984

Июль

Август

Июль

Август

Июль

Август

11,8 86,5 102,6 56,2

131,4 105,0 173,9 26,1

245,5 117,6 109,1 103,9

195,7 150,1 227,4 80,5

1494 893 141,8 153,0

192,7 151,6 228,9 67,4

Примечание: наблюдения и обработку данных выполнил А.И.Дьяконов

Принимая критерий селеопасных осадков равный по "Наставлению ..." (1973) от 15 до 29 мм за 12 ч. и особо селеопасных интенсивностью 103

более 30 мм за 12 ч. можно утверждать, что в Кодаро-Удоканском горном районе метеорологические условия обеспечивают возможность ежегод­ ного формирования селей. Число селеопасных осадков за теплый сезон гола составляет от 1 до 7 и особо опасных до 3 (см.табл.11). Склоновые сели способны за короткий промежуток времени произве­ сти большую разрушительную работу на склоне. Такой разрушитель­ ный сель наблюдался нами 9 августа 1984 г. на правом борту долины р.Ср.Сакукан после затяжного дождя. Водокаменный поток, сорвав­ шийся из денудационной воронки с высоты 1800-1900 м, с огромной скоростью, сильным гулом и грохотом устремился к тальвегу долины. Преодолев расстояние в 500-600 м по крутому обнаженному в верхней и залесенному в нижней части склону крутизной около 60 градусов в начале пути и 15 градусов в конце, стремительный поток большую часть влекомого материала вынес в русло основной реки. При этом он разру­ шил полотно заброшенной дороги и в нижней залесенной части склона образовал эрозионнный желоб длиной около 300 м, глубиной 1,5-3 и шириной 6-10 м. По краям желоба сформировались валы из селевых отложений высотой до 1 м. Состав этих отложений в основном крупооб­ ломочный с заполнителем из дресвы и песка. Размер отдельных глыб достигал 2,5 м в поперечнике. Ца своем пути селевой поток вырвал и утащил вниз всю древесную и кустарниковую растительность, а по кра­ ям переломал или значительно повредил ее. Объем только содранных во второй половине пути склоновых отложений без учета тех, которые 3 сорвались из денудационной воронки, составил около 5 тыс.м . Таким образом, анализ природных факторов селеобразования, дан­ ные полевых наблюдений за селевыми процессами на склонах и интер­ п р етац и я материалов аэро- и космических съемок позволили установить, что к наиболее селеопасным относятся осевая часть хр.Кодар и его южный макросклон в бассейнах рр.Верх. и Ср.Сакукана, Апсата и в районе озер Бол. и Мал.Леприндо. На Удокане наиболее селеопасной является центральная часть хребта в бассейнах рр.Наминги и Ниж.Ингамакита. Здесь очаги зарождения склоновых селей занимают 104

до 30% площади склонов. Рельефообразующая деятельность склоновык селей проявляется локально и не оказывает существенного влияния на общую морфологию склонов. Обломочный материал, переносимый во­ докаменными потоками, чаще всего аккумулируется в пределах осып­ ных и лавинных конусов и реже достигает русла основного водотока. Решающую роль в образовании склоновых селей играют интенсивные затяжные дожди и накопление в очагах зарождения достаточного коли­ чества рыхлого материала. Метеорологические условия региона обеспе­ чивают возможность ежегодного формирования селей. Тем не менее средняя периодичность их возникновения составляет 10-15 лет. Рассмотренные экзогенные процессы являются наиболее характер­ ными, доминирующими в хр.Кодар и Удокан и именно их изучение требует пристального внимания. Наша работа - первый этап изучения этих процессов в данном регионе, в котором основное внимание уделя­ лось географическим и динамическим аспектам развития процессов в естественных не нарушенных деятельностью человека условиях. В даль­ нейшем необходимо детальное исследование их для целой практики. Особое значение этой проблемы связано, во-первых, с экстремальными природными условиями, во-вторых, с повышенной ранимостью природ­ ных комплексов, и, в-третьих, с трудностью предсказания реакции экзодинамических систем на инженерно-хозяйственную деятельность.

105

Глава 3. НАЗЕМНЫЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ (ЭП) Сложные природные условия экзогенного рельефообразования в Кодаро-Удоканском горном регионе и многообразие взаимодействующих при этом процессов и факторов требуют их всестороннего и комплексно­ го изучения, применения системы методов исследования. От правильно­ го выбора объема и комплекса методов исследований зависит полнота и достоверность информации о развитии экзогенных процессов (ЭП). В связи с этим нами при изучении использовались следующие виды иссле­ дований: стационарные, маршрутные, аэровизуальные и дешифрированние аэро- и космических фотоснимков (рис. 10).

3.1. Стационарные исследования склоновых процессов Исследования, конечным итогом которых является лишь выявление качественных сторон развития ЭП , в настоящее время не удовлетворяют запросы науки и производства. Для разработки теоретических вопросов экзогенного рельефообразования и геоморфологии в целом, для эффек­ тивного прогнозирования ЭП и обоснования мер борьбы с ними необхо­ димо изучение их интенсивности. Наблюдения за ЭП, как отмечает С.С.Воскресенский (1971), требуют тщательных стационарных или полустационарных наблюдений, по­ вторных измерений на специально подготовленных участках. Для по­ становки таких режимных наблюдений в регионе были выбраны два ключевых участка (геодинамических полигона) - бассейн р. Ср. Сакукан в хр. Кодар и верховье бассейна р. Чины в хр. Удокан. Выбор эталон­ ных участков обусловлен наиболее типичным сочетанием набора ЭП, характерных в целом для горного обрамления Чарской впадины. Выбор местоположения Удока некого геодинамического полигона диктовался также условием непосредственной близости к району медно-рудного 106

6

о>

5, 31

Сбор, анализ и обобщение опубликованных и ф о н ­ довы х материалов____________

Дешифрирование

КФС и АФС

Составление комплекса предварительных-

Аэровизуальные Наземные

Стационарные иссле­ дования на геодинамических площадках

Маршрутные исследования

ё I

о

*1 1-1

fe

■81 is

*3 2 1 ? - хQ.•

исследования

I

3 §_

§

наблодения

s .| Su ■*е 11

И

IS sЧ

i! ;

Ш

«е о

Р

I?

sg О9

% « гп *!

С

к*

ц

2*

Интерпретация, анализ и обобщение матери­ алов __ ________

I

Составление окончательных карт и других ______________ материалов ______

Рис. 10. Структурная схема организации исследований при изучении экзогенных процессов (ЭП)

107

месторождения. Наличие на ключевых участках наземной режимной сети наблюдений обеспечивало слежение за развитием отдельных про­ цессов. Стационарное изучение ЭП строилось в соответствии с опытом про­ ведения подобных работ в Институте географии СО АН СССР (Войлошников, 1967; Выркин, 1978; Ивановский, Титова, 1986; Пластинин, Плюснин, 1988; Рашба, Салюкова, 1977; Титова, 1966), теоретической основой методики изучения динамики экзогенных процессов послужили также исследования на стационарах других учреждений (Агафонов, Выркин, 1974; Иверонова, 1954, 1969; Лапердин, Тржцинский, 1977; Суходровский, 1979; Толстых, Клюкин, 1984). В Кодарском геодинамическом полигоне исследования по стационар­ ному изучению ЭП начались в 1976 г. Наблюдения проводились в основ­ ном на 37 геодинамических площадках (рис.11). В 1981 г. был заложен геодинамический полигон в районе хр.Удокан, на территории которого были оборудованны 20 геодинамических площадок (рис. 12). Кроме того, с целью установления климатической обусловленности развития про­ цессов на полигонах были организованы метеорологические и частично гидрологические наблюдения. Работа, связанная с получением количественных показателей разви­ тия процессов, подразделялась на следующие этапы: 1) заложение сети геодинамических площадок; 2) проведение повторных наблюдений и измерение скорости процессов; 3) обработка результатов наблюдений для составления схем и карт интенсивности развития процессов. На первом этапе необходимо обеспечение корректности количествен­ ных показателей режима ЭП в зависимости от тех или иных факторов. Это достигается выбором мест размещения геодинамических площадок. Кроме того', учитывая большие сложности организации стационарных работ в горном районе, представляется важным выбор репрезентатив­ ных участков для наблюдения за ЭП. При выборе таких площадок мы руководствовались следующими критериями (Пластинин и др., 1978): - площадки должны быть типичными для горного района; 108

I i

Рис. 12. Схема размещения геодинамических площадок на Удоканском полигоне

- размеры этих участков должны быть небольшими, чтобы исследова­ тель с одной и той же постоянной точки мог вести наблюдения за всеми процессами и явлениями, которые будут иметь место; - рельефообразующие процессы на выбранных площадках должны наблюдаться визуально и инструментально (геодезические замеры, фототеодолитная съемка и др.); - площадки должны располагаться в различных условиях экспозиции, крутизны и обнаженности их поверхностей. 110

Второй этап должен обеспечивать регулярность и периодичность на­ блюдений и, что особенно важно, точность измерений. Последнее дости­ гается применением наиболее совершенных измерительных устройств и точных геодезических и стереофотограмметрических приборов. При изучении интенсивности ЭП использовались в основном тради­ ционные методы: улавливания, подвижных и неподвижных реперов, маркировки опознавательных линий, полицилиндрических систем, микронивелировок, геодезических и фототеодолитных съемок и измере­ ний (табл. 12). Особенности рельефа изучаемой территории потребовали некоторой модернизации ряда методов, а труднодоступность района упрощения некоторых методических приемов. Метод улавливания (Иверонова, 1969) применялся для измерения интенсивности выветривания и осыпания. Сущность метода заключает­ ся в установке уловителей под уступом коренных пород или в основании кулуаров и периодическом определении объема или веса скопившегося обломочного материала. Таблица 12 Применяемые методы измерения интенсивности экзогенных склоновых процессов Содержательные принципы измерения параметров ЭП

Метод измерения параметров ЭП

Оценка перемещения отдельных частиц

Фотоплощадок Фототеодолитных площадок Прокрашенных склоновых створов Маркировка отдельных глыб Площадок-ловушек Траншей-ловушек Осыпных тел Микронивелировос "Шпилек" Подвижных и неподвижных реперов Полицилиндрических систец Дендрохронологический

Улавливание снесенного материала Фиксация целостных измерений

По следам воздействия

111

Для установления скорости денудации скалистого склона, опреде­ лялся также объем коррелятных осыпей (Клюкин, Толстых, 1973). Движение поверхностного слоя осыпей и курумов изучалось методом маркировки опознавательных линий (Иверонова, 1969). В результате невысокой точности метода для наблюдения выбирались места с актив­ ным смещением обломков на поверхности. С такой же целью маркиро­ вались отдельные глыбы. Характер и скорость движения отдельных глыб на поверхности осыпи существенно различаются. В связи с этим глыбы для маркировки выбирались различных размеров и устойчивости. Про­ следить за движением обломочного материала позволял также метод повторного фотографирования (Суходровский, 1979), заключающийся в сравнении фотографий разновременных съемок. Массовые движения грунтов на склонах изучались хорошо известным методом подвижных и неподвижных реперов (Агафонов, Выркин, 1974; Иверонова, 1964; Лапердин, Тржцинский, 1977; Рашба, Салюкова, 1977; Суходровский, 1979. Сущность метода заключается в периодиче­ ском измерении расстояний от неподвижных реперов до подвижных, смещающихся вместе с грунтом. Неподвижные репера оборудовались на уступах коренных пород. Подвижными реперами служили плоские де­ ревянные цилиндры диаметром 10-20 см и высотой 2-3 см, плотно укла­ дывавшиеся на поверхность грунта. При измерении расстояния металлической лентой, натягивавшейся с постоянной силой в 20 кг, и размещении подвижных реперов от неподвижных не дальше 5 м ошибка не превышала 1 мм. С целью изучения движения рыхлого грунта на различной глубине использовался метод полицилиндрических систем (Войлошииков, 1973; Иверонова, 1964; Рашба, Салюкова, 1977), заключающийся в периоди­ ческом измерении смещений, погруженных на различную глубину ци­ линдров. Смещение остальных цилиндров при вскрытйи систем определялось по отвесу относительно верхнего. С целью многолетних наблюдений за движением грунта на различной глубине на каждом изучаемом участке склона устанавливалось не менее трех систем. 112

Среди инструментальных методов наблюдений за развитием процес­ сов наибольшей простотой отличается микронивелирование. Сущность метода микронивелировок заключается в повторных измерениях мик­ рорельефа поверхности склонов на закрепленных створах. Метод при­ менялся при изучении лавинной и селевой деятельности, при определении скорости десерпционных и солифлюкционных смещений, а также для высотного обоснования тахеометрических и мензульных съемок. Микронивелирование не дает прямых показателей скорости процес­ сов, а показывает лишь относительную величину перемещения рыхлого материала. Так, в хр.Кодар (Пластинин, Плюснин, 1988) для сравнения лавинной, селевой и осыпной деятельности нивелирные профили были заложены в зоне аккумуляции этих процессов. Анализ повторного про­ филирования показал, что более всего на исследуемой территории изме­ няется поверхность пролювиальных конусов, в меньшей степени лавинных и очень слабые изменения фиксируются на поверхности осыпных конусов. Наиболее информативные результаты микронивелирования получе­ ны на мерзлотных площадках при определении величины мерзлотного пучения, с которым связана интенсивность десерпционных смещений. По методике, предложенной В.А.Войлошниковым (1969), площадное нивелирование производилось два раза в год - при мерзлом состоянии грунта и в период максимального оттаивания. Тахеометрические съемки в результате их ограниченной точности наиболее целесообразны при изучении и крупномасштабном картогра­ фировании пролювиальных, осыпных и лавинных конусов и форм об­ вальной аккумуляции, отличающихся быстрыми и значительными морфологическими изменениями. Так, при съемке селевого конуса в хр.Кодар на левом борту долины рЛев.Сыгыкта напротив устья рЛедниковой были зафиксированы современные границы селевых накопле­ ний, по продольному и поперечным профилям определены высотные отметки и подсчитана площадь конуса. Кроме того, определение по 113

поперечным профиля мощности современных селевых отложений по­ зволило вычислить приблизительный объем вынесенного селем и отло­ женного в пределах склона обломочного материала. Тахеометрическая съемка селевого конуса послужила основой для выявления особенностей его дальнейшего развития. Таким образом, по планам таких съемок можно установить не только морфологические характеристики коррелятных склоновым процессам форм рельефа, но и показатели интенсив­ ности развития наиболее быстро протекающих и приводящих к большим изменениям стихийно-разрушительных процессов. В последнее время при изучении интенсивности процессов на склонах особенно широко стала применяться фототеодолитная съемка (Благоволин, Цветков, 1971; Гобеджишвили, 1981; Иверонова, 1954; Книжни­ ков, 1970; Плюснин, 1984; Толстых, Клюкин, 1984; Хмелева идр., 1971; Шевченко, 1986). Ее быстрому внедрению в практику стационарного изучения ЭП способствовали сравнительно высокая точность определе­ ния пространственного положения и размеров изучаемых объектов и возможность получения показателей динамики процессов по всей пло­ щади объектов одновременно. Сущность метода заключается в измере­ нии величины смещения обломков, выявлении и подсчете объема поступивших или снесенных с поверхности обломков и установлении общей разности топографических поверхностей при фотограмметриче­ ской обработке на стереокомпараторе разновременных фототеодолит­ ных снимков. Так, ежегодные съемки селевого конуса в хр.Кодар в верховьях бассейна р.Ср.Сакукан, начатые В.М.Плюсниным (1984) в 1977 г. (см.рис.11, площадка № 13), позволили наблюдать характер изменения поверхности конуса и подсчитать объемы переносимого селе­ выми паводками обломочного материала. Фототеодолитная съемка использовалась также для стационарных наблюдений за развитием обвальных склонов, лавинных конусов, при­ склоновых каменных потоков и курумов (см.рис.11, площадки № 10,12, 13,14,16). В исследуемом районе привлечение такой съемки к изучению ЭП часто ограничено невозможностью разбивки базисов на достаточно 114

близком расстоянии от снимаемых объектов из-за морфологических осо­ бенностей рельефа местности. Если это расстояние превышает 50-70 м, то применение фототеодолитной съемки целесообразно лишь для изуче­ ния стихийно-разрушительных процессов, приводящим к быстрым и большим изменениям в рельефе. Но в результате многолетней прерыви­ стости их проявление не всегда попадает на период наблюдений. Для многих изучаемых нами объектов 5-8-летний период наблюдений ока­ зался недостаточным для выявления изменений на поверхности по фототеодолитным снимкам. Таким образом, получение наиболее объективных количественных показателей динамики ЭП возможно только при параллельном исполь­ зовании различных методов измерения скорости процессов и последую­ щем сравнении полученных материалов. При изучении интенсивности ЭП на специально оборудованных гео­ динамических площадках предусмотрено использование паспортиза­ ции м атериалов. По м нению Е.А .Толсты х (1 9 8 0 ), сущ ность паспортизации заключается в применении комплекса паспортов по всем методам исследования динамики процессов, которые отличаются уни­ версальностью и отвечают всем специфическим условиям объектов исс­ ледования и тр еб ован и ям отдельны х методов. В п асп о р тах систематизируется вся полученная информация об изучаемых экзоген­ ных процессах, описываются инженерно-технологические методы и приемы измерений и съемок, приводится документация на каждую пло­ щадку. Непосредственному описанию геодинамических площадок должна предшествовать достаточно подробная характеристика ландшафтных и инженерно-геологических условий как самого полигона, так и прилега­ ющих территорий. Эти сведения необходимы для понимания общих условий развития ЭП, места полигона в общей структуре района. Паспорта были заведены на 37 геодинамических площадок Кодарского полигона и на 20 - Удоканского. В обобщенном виде они составили

115

банк данных, в который ежегодно вносились количественные показатели развития ЭПР. Таким образом, в методику изучения ЭП постоянно вносились изме­ нения. С одной стороны, происходило ее совершенствование и применя­ лись дополнительные методы, с другой - наоборот, некоторые методы и виды наблюдений на площадках исключались. Для ЭП, имеющих преры­ вистый циклический характер, период наблюдений в 5-8 лет, как и пред­ п о л агал о сь, нб“ всегда был достаточны м для о п р ед елен и я их интенсивности. Недостающие сведения о развитии ЭП дополнялись ре­ зультатами дендрохронологических исследований, анализом коррелятных отложений и дешифрированием аэро- и космических фотоснимков разновременных съемок, позволивших восстановить масштабы их прояв­ ления и статистические данные о повторяемости за длительный времен­ ный период.

3.2. Анализ коррелятных отложений Изучение коррелятных отложений давно и широко используется при геоморфологических исследованиях. В то же время вопросы методоло­ гии анализа коррелятных отложений, особенно в целях корреляции ЭП, еще недостаточно разработаны в опубликованной литературе. Наиболь­ ший интерес в решении этих вопросов представляют сравнительно не­ давние публикации Л.Н.Ивановского (1986) и Г.Ф.Уфимцева (1986). Определение понятия о коррелятных отложениях изложены в работах К.К.Маркова (1948), А.И.Спиридонова (1970) и Геологическом словаре (1978). Наибольшей же фундаментальностью отличается определение, предложенное Г.Ф.Уфимцевым, который под корреяятными отложени­ ями понимает "геологические тела, возникшие одновременно с формами рельефа за счет проявления одних и тех же или сопряженных процессов" (1986, с.9). Анализ коррелятных отложений при изучении ЭП является важным средством в познании закономерностей их развития, без которого невоз116

можно выполнить последующий прогноз. Информация о ЭП, заключен­ ная в коррелятных отложениях, выявляется в процессе исследования условий залегания, состава, структуры и мощности отложений. При изучении коррелятных отложений решаются три главные задачи: 1) выявление генезиса отложений, 2) определение их геологического воз­ раста и 3) оценка интенсивности ЭП. Анализ коррелятных отложений прежде всего опирается на установ­ ление генетического типа коррелятных процессу отложений. При выде­ лении генетических типов склоновых отложений за основу принимались принципы, сформулированные Е.В.Шанцером (1966) в учении о гене­ тических типах континентальных отложений. Особенности формирова­ ния отлож ений в разны х природны х у слови ях и переход к крупномасштабному картированию требуют дальнейшей детализации выделения отложений на генетической основе. Основными признаками, которыми руководствовались при определении генетических типов склоновых отложений, были их положение в рельефе, морфологическая выраженность и строение, находящиеся в тесной связи с формирующи­ ми ведущими ЭП. Здесь необходимо иметь в виду, что в процессе фор­ мирования коррелятных отложений одновременно участвуют несколько экзогенных процессов. На это убедительно указывал Н.И.Николаев (1949). Но, как отмечает Л.Н.Ивановский (1986, с.28),"всегда (за ре­ дким исключением) среди большого разнообразия процессов выделяется основной, ведущий". Именно ведущий процесс определяет основные признаки отложений. В разрезах коррелятных отложений важно отли­ чать главные элементы от второстепенных, зависящих чаще всего от сопутствующих процессов. Для каждого генетического типа склоновых отложений характерны свои особенности положения, занимаемого в рельефе. Отложения гра­ витационных процессов, как правило, формируются в основании дену­ дационной части склонов. Лишь обвальные отложения могут быть отделены от денудационных поверхностей осыпными шлейфами. Мес­ 117

тоположение мелкодисперсных отложений криогенных и гидрогенных процессов (десерпции, солифлкжции) зависит от крутизны склонов. Так, в низкошрьях, где крутизна склонов чаще всего меньше угла есте­ ственного откоса, рыхлый покров этих накоплений может занимать весь склон от основания до вершины гребня. В более глубоко расчлененных частях гор с крутизной склонов, превышающей 50 градусов, десерпционные отложения располагаются в основании склонов ниже гравитаци­ онных шлейфов. При сложном продольном профиле склонов, когда выполЛкенные приводораздельные пространства обрываются крутыми скалистыми поверхностями, мелкодисперсным рыхлым грунтом могут быть покрыты и верхние, и нижние части склонов. Крупнообломочные скопления курумов плащеобразно залегают на выположенных горных склонах ниже участков интенсивного морозного выветривания. Отложе­ ния склоновых селей формируются в основании полуразрушенных каров, денудационных воронок и желобов. В зависимости от активности селей обломочный материал, переносимый водокаменными потоками, аккумулируется или в пределах осыпных и лавинных конусов, или, достигая русла основного водотока, формирует мощные конусы склоно­ вого пролювия, перекрывающие рыхлые грунты на выположенных скло­ нах и днищах долин. Часто для определения генетического типа склоновых отложе м й до­ статочно сопоставления морфологии зоны сноса и аккумуляции, состав­ ляющих основу сложной природной системы на склонах и имеющих тесную взаимосвязь. С зоной сноса коррелятные отложения могут нахо­ диться в различных пространственных отношениях. На исследуемой территории хр.Кодар и Удокан они чаще всего примыкают друг к другу. Пространственная разобщенность устанавливается только в тех случа­ ях, когда часть склона выполняет роль транзитных поверхностей. В связи с этим одной из особенностей анализа коррелятных склоновых отложений является возможность установления корреляционных свя­ зей между зонами питания и аккумуляции непосредственно на месте или при интерпретации аэро- и космических фотоснимков. В горных 118

условиях в результате контстрастности рельефа и обнаженности боль­ шинства склонов морфологическая выраженность коррелятных процес­ сов денудационных поверхностей и отложений особенно высока. Так, местоположение обвальных накоплений подтверждается беспорядоч­ ным холмистым рельефом их поверхности и связью с обрывами и ниша­ ми отрыва в области денудации, селевых отложений - наличием на поверхности конусов выноса веерообразно расходящихся разновозраст­ ных эрозионных борозд и наплывов и положением в устьевых частях полуразрушенных склоновых каров, денудационных воронок и жело­ бов. Важнейшее значение при реконструкции ЭП в зонах аккумуляции имеет изучение строения коррелятных отложений. Здесь привлекаются многочисленные традиционные методы, используемые при геологиче­ ской съемке четвертичных отложений и в инженерно-геологических исследованиях грунтов. В исследуемом районе при изучении внутренне­ го содержания коррелятных отложений на склонах наибольший объем признаков их генетической принадлежности заключается в структур­ ных и текстурных особенностях, вещественном составе, физических свойствах грунтов и соотношении с другими примыкающими и погребен­ ными типами отложений. Так, например, общие тенденции изменения гранулометрического состава на поверхности склона и разрезу характе­ ризуют динамические особенности формирования отложений. В частно­ сти, у вел и ч ен и е разм еров облом ков вн и з по скл о н у мож ет свидетельствовать о наличии гравитационной сортировки (осыпи). Вер­ тикальная дифференциация обломочного материала по крупности в раз­ резах с преобладанием наиболее крупных глыб в верхней части и мелкообломочного материала на глубине указывает на мерзлотно-гра­ витационную сортировку грунтов (курумы). В селевых отложениях в результате быстрой разгрузки и отсутствия заметной перемывки диф­ ференциации обломков по размерности практически не происходит. Здесь формируются разнозернистые толщи, не обладающие заметно выраженной слоистостью. В некоторых случаях изменения грануломет­ 119

рического состава по разрезу и плохо выраженные наслоения в этих отложениях являются следствием прерывистости их формирования. 6 суглинистых грунтах нередко наблюдается полосчатая структура тече­ ния, свидетельствующая о проявлении солифлюкционных движений. Изучение формы окатанности и ориентировки обломков позволяет установить способ их транспортировки и направление переноса. Нагляд­ ные результаты дает способ изучения ориентировки длинных осей об­ лом ков с построением специальны х диаграм м , отражаю щ их характерные особенности их ориентации в различных типах крупнообломочн&х склоновых образованиях (рис. 13). С этой целью на поверхно­ сти склона через равные интервалы замерялось не менее 100 близких по размерности глыб. Фиксировалось четыре положения ориентировки длинных осей обломков по отношению к линии падения склонов: 1) перпендикулярно; 2) параллельно; 2) под углом и 4) вертикально. Из диаграммы видно, что в осыпных отложениях большинство обломков ориентированы перпендикулярно к линии падения склона (а). В особо подвижных осыпях (б) в результате имеющего место здесь сползания поверхностных глыб, значительная их часть может быть вытянута по падению склона. Для обвальных отложений характерно хаотичное рас­ положение обломков (в). В курумах (г) большинство обломков ориенти­ рованы параллельно линии падения склона. Кроме того, в своем смещении по склону глыбы в курумах стремятся расположиться с накло­ ном против течения и часто встают вертикально. Для накопления при­ склоновых ледокаменных потоков (д), так же как и для обвальных, характерна беспорядочная ориентация обломков. Различие заключает­ ся в большом количестве глыб на поверхности потоков, располагающих­ ся в результате активного вымораживания вертикально. В некоторых случаях установлению генезиса склоновых отложений помогает изучение их пористости, пластичности и влажности. Так, на­ пример, известно, что наибольшей пористостью отличаются крупнооб­ ломочные накопления осыпей, обвалов и курумов. В зависимости от возраста, интенсивности поступления обломочного материала из зоны 120

а

'f

Рис.13. Ориентация длинных осей обломков в крупнообломочных отложениях (верховья бассейна р.Ср.Сакукан): а - в осыпных отложе­ ниях; б - в очень подвижных осыпных отложениях; в - в обвальных отложениях; г - в курумах; д - в присклоновых ледокаменных потоках. Незаштрихованный внутренний круг отражает содержание вертикаль­ но стоящих глыб.

сноса и условий подповерхностного смыва эти накопления в различной мере заполнены мелкоземом, уменьшающим их пористость. Пористость лавинных отложений определяют особенности литологии зоны сноса, из которой может поступать как крупно так и мелкообломочный материал с различным количеством мелкозема. Важным признаком этих отложе­ ний является очень рыхлое сложение поверхностного слоя, о чем свиде­ тельствует неустойчивое положение обломков даже при уклоне поверхности значительно меньше угла естественного откоса. Отложе­ ния склонового пролювия, как правило, всегда плотно заполнены мел­ коземом. В исследуемом районе повышенная пористость склоновых отложений часто связана с мерзлотными процессами. Плотность и влаж­ ность грунтов определяют их возможности к вязко текучим солифлюкционным движениям. 121

В тех случаях, коща прямые признаки не дают указаний на генети­ ческую принадлежность отложений, необходимая информация может быть получена при изучении закономерного соотношения с примыкаю­ щими и погребенными отложениями, генезис которых известен. Так, например, накопления обвалов формируются или непосредственно в основании крутой скалистой части склона, или в основании осыпных шлейфов. Фронтальная часть обвальных тел, как правило, перекрывает десерпционный рыхлый покров выположенных склонов или отложения днища долины. Невыдержанность признаков генетической принадлежности отложе­ ний по разрезу может являться следствием смены ведущего процесса их формирования. Приведенные примеры не могут служить единственным основанием для однозначного определения происхождения отложений. Достовер­ ность результатов в решении этого вопроса достигается учетом всего комплекса генетических критериев отложений. В исследуемом районе главными особенностями формирования скло­ новых отложений являются: 1) преобладание грубообломочной состав­ ляющей в отложениях;' 2) интенсивное поступление обломочного материала из областей питания и дальнейшее смещение отложений по склону; 3) активное участие процессов криолитогенеза. Другая, не менее важная задача изучения коррелятных отложений заключается в определении их геологического возраста, позволяющего установить начало деятельности ведущего процесса и его среднюю про­ должительность. Кроме того, коррелятные отложения содержат инфор­ мацию о периодах активизации ЭП и смены ведущих процессов во времени (историческая геоморфологическая сукцессия по JI.H.Иванов­ скому, 1988). Основными способами определения возраста коррелятных процессов отложений является дендрохронологический, лихенометрический, радиоуглеродный и исторический. Сущность дендрохронологического метода установления возраста отложений раскрыта ниже. Основная проблема здесь заключается в том, что датировки наиболее 122

древних повреждений древесины не всегда соответствуют началу фор­ мирования отложений. Аналогичные трудности возникают при использовании лихенометрического метода. Поверхностные обломки горных пород в зависимости от петрографического состава, положения в рельефе и микроклиматиче­ ских условий заселяются накипными лишайниками через разные про­ межутки времени. Кроме того, на поверхности толщи рыхлых отложений, как правило, находятся наиболее молодые образования. В некоторых случаях для установления относительного возраста крупно­ обломочных отложений целесообразно учитывать плотность покрытия накипными лишайниками. В исследуемом районе, например, в зависи­ мости от плотности покрытия накипными лишайниками поверхностных гранитных глыб были выделены: а) древние обвалы (покрытость накип­ ными лишайниками более 70%); б) старые (30-70%); в) молодые (до 30%); г) "свежие" (без накипных лишайников). Нередко такое разделе­ ние крупнообломочных отложений по возрасту подкрепляется опреде­ лением степени выветрелости обломков (сильная, средняя, слабая, незначительная). Наибольшей надежностью при таких исследованиях отличается радиоуглеродный метод определения абсолютного возраста подошвы коррелятных отложений. При региональных геморфологических исследованиях, учитывая тес­ ную связь коррелятных отложений с рельефом, нередко решающую роль в определении возраста отложений приобретает палеогеоморфологический анализ территории. Так, например, в верховьях долин центральной части хр.Кодар в период позднего горно-долинного оледенения, насту­ пившего во второй половине верхнего плейстоцена, большая часть обло­ мочного материала, сносимого со, склонов, аккумулировалась на поверхности ледников и уносилась ими вниз по долинам. Рыхлые отло­ жения, образованные в доледниковые этапы развития склонов, перера­ батывались долинными ледниками или перекрывались моренами. Аккумуляция склоновых осадков в основании крутых скалистых бортов долин стала возможна только после отступания ледников, начавшегося 123

в конце верхнего плейстоцена (Ендрихинский, 1981; Лопатин, 1972). Следовательно, возраст отложений на склонах внутренней части хребта преимущественно голоценовый. Оценка возраста и мощности коррелятных отложений дает возмож­ ность установить среднюю интенсивность формирующих их процессов. Примеры подобных исследований приведены в работах Л.Н.Ивановского (1986), А.А.Клюкина и Е.А.Толсьых (1973) и А.А.Серебрянной (1981). Однако частичный трудноучитываемый вынос материала из от­ ложений существенно ограничивает использование этой возможности. Особые слржности в связи с этим возникают в горах, где многие склоны с рыхлыми грунтами являются транзитно-аккумулятивными (курумовые, десерпционные, солифлюкционные), а склоны преобладающей ак­ кумуляции (обвалы, осыпи, лавинные конусы) за историю своего существования значительную часть материала теряют в результате де­ ятельности временных водотоков. Чем круче склон, тем активнее вымы­ вается или смывается из аккумулятивных толщ мелкозем. Кроме того, нередко отложения склонов подмываются основным водотоком. На исследуемой территории установление интенсивности процессов по коррелятным отложениям возможно было произвести только на от­ дельных участках осыпных склонов. Выбор для этих целей осыпей осно­ вывался на выполнении следующих условий: крупнообломочное сложение, отсутствие подмыва и условий для концентрации временных водотоков. Так, для получения величины денудации в хр.Кодар в верхо­ вьях бассейна р.Ср.Сакукан на одном из осыпных склонов юго-восточной экспозиции был определен объем осыпавшегося материала за послеледниковый период и распределен на площадь коррелятной дену­ дационной части. Таким образом, анализ коррелятных отложений существенно допол­ няет информацию о ЭП, полученную стационарными методами. Изуче­ ни е коррел ятн ы х о тл о ж ен и й преж де всего н ап р авл ен о на реконструкцию истории развития процессов. Установление по корре­ лятным отложениям начала деятельности ЭП, их продолжительности, 124

направленности и периодов активизации во времени позволяет произве­ сти оценку интенсивности процессов в прошлом и, следовательно, вы­ полнить последующий прогноз.

3.3. Дендрохронологические методы изучения интенсивности экзогенных процессов Дендрохронологический метод особенно широко используется при изучении стихийно-разрушительных процессов (обвалов, оползней, ла­ вин и селей) (Агафонов, Макаров, 1982; Горчаковский, Шиятов, 1985; Лапердин, Тржцинский, 1977; Лехатинов, 1076; Толстых, Клюкин, 1984; Турманина, 1971; Фитоиндикационные..., 1971). На Кодарском геодинамическом полигоне в бассейне р.Ср.Сакукан дендрохронологи­ ческие исследования выполнялись в 1978-1979 гг. сотрудником Инсти­ тута географии СО, АН СССР Т.МЛуговой. В 1982-1986 гг. с целью уточнения и увеличения числа объектов исследования нами были про­ должены эти работы. На изучаемой территории дендрохронологический метод применялся для определения времени и повторяемости проявле­ ния селей и лавин. Сущность дендрохронологического метода заключается в датировке процессов по годичным кольцам древесины. Основными объектами исс­ ледования служили деревья со сбитой корой и древесиной, наклоненные деревья и молодая поросль на селевых отложениях. Место, способ отбора и число образцов древесины устанавливались в зависимости от морфо­ логических особенностей исследуемых селевых и лавинных конусов. Выявить поврежденные деревья обычно не составляет особого труда, они расположены чаще всего по обеим сторонам селевого русла и в зоне аккумуляции и хорошо просматриваются со стороны селевого русла. Образовавшиеся на деревьях раны в последующие годы начинают затя­ гиваться, образуя характерные завитки годичных колец, выражающих­ ся на спилах в виде валиков. Иные спилы имеют по краям зарастающей раны несколько валиков, указывающих на неоднократное повреждение 125

дерева селями. Спилы с деревьев брались по методу "поперечников”, разработанному А.М Лехатиновым (1967). Поперечные профили закла­ дывались в различных частях конуса: верхней, средней и в зоне аккуму­ ляции. С дерева обычно бралось последовательно несколько спилов, которые осматривались, и для лабораторного анализа выбирался экзем­ пляр с наибольшим числом повреждений. Рассмотрим для примера один из спилов, взятый в аккумулятивной части одного из селевых конусов бассейна р.Ср.Сакукан на склоне се­ верной экспозиции. Дерево перенесло шесть повреждений, из которых самые глубокие были нанесены селями 1914,1935 гг. При рассмотрении дат схода селей 1879,1895,1905,1914,1935,1950 гг. видно, что разница во времени прохождения селей составляет 15, 9, 8, 20,14 лет. Ряд селей, особенно небольшой мощности, удается зафиксировать по возрасту молодой поросли. На изучаемой территории установлено, что на участках поверхности, обнаженных в результате деятельности ка­ ких-либо природных процессов, уже в тот же год могут появиться всходы ольхи, тополя и осины. Так, на селевом конусе, расположенном в осно­ вании левого склона долины р.Лев.Сыгыкты напротив устья р.Ледниковой, спилы, взятые в 1979 г. у молодой поросли ольхи, показали, что возраст основной части кустов составляет 10-11 лет. Таким образом, было установлено, что на этом конусе последний сель проходил в 1968 г. Внешний облик деревьев дает также возможность индифицировать процессы массового движения грунтов. На участках склонов с повышен­ ной скоростью движения грунтов деревья часто приобретают саблевид­ ную форму. На исследуемой территории такие деревья обычно характерны для склонов крутизной 25-35 градусов в полосе березово-ли­ ственничных и березовых насаждений, где встречаются не только бере­ зы, но и лиственницы с изогнутыми стволами. Особый интерес в данном случае приобретает анализ крени деревьев по спилам, позволяющий установить массовые движения грунтов. У хвойных пород на креневой стороне образуются широкие и более темные 126

кольца с повышенной прочностью на сжатие, на тяговой стороне более узкие и светлые с повышенной прочностью на растяжение (Турмаиина, 1971). Если изгибающая сила действует постоянно, то асимметричные кольца формируются каждый год, вызывая четко выраженную асиммет­ ричность ствола дерева, хорошо заметную на спиле. Если же изгибаю­ щая сила действует эпизодически, то образование крени проявляется в виде серий асимметричных колец, разделенных нормальными кольца­ ми. В спокойные периоды дерево восстанавливает вертикальное положе­ ние и отложение крени прекращается. Для датирования проявления процесса, вызвавшего появление крени, определяется возраст дерева в момент образования асимметричного кольца. Применяя дендрохронологический метод при анализе крени можно определять участки с раз­ личными скоростями движения склоновых отложений и точно датировать годы максимального проявления этих процессов. Таким образом, использование дендрохронологического метода ин­ дикации ЭП позволило с большой точностью установить годы проявле­ ний того или иного процесса ь прошлом, его периодичность и дать предварительную прогнозную оценку развития процессов в будущем.

127

Глава 4. АЭРОКОСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ В ИЗУЧЕНИИ ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ (ЭПР) 4.1. Информационная емкость и уровни применения аэрокосмических фотосъемок при изучении экзогенных процессов Запуски автоматических космических аппаратов и пилотируемых человеком космических кораблей открыли новую космическую эру, в том числе для исследования Земли и ее природных ресурсов. Как и ранее, когда аэрофотосъемка занимала ведущие позиции в аэрометодах, в на­ стоящее время - развитие и совершенствование получает космическая фотосъемка. Она широко применяется в изучении природной среды и природных ресурсов, и в значительной мере получила заслуженное при­ знание в геолого-географических исследованиях (Аэрокосмическая ин­ формация..., 1979; Аэрокосмические методы..., 1981; Аэрокосмические и наземные исследования..., 1984; Виноградов, Кандратьев, 1971; Ви­ ноградов, 1976, 1981,1984; Гонин, 1980; Картографирование по косми­ ческим снимкам, 1982; Космическая фотосъемка..., 1975; Космическая съемка..., 1979,1980; Новое в картографировании..., 1983; Современная проблематика..., 1983). Современное применение аэро- и космических фотосъемок, выполня­ емых с различных высот, создает в сочетании с наземными наблюдени­ ями (в том числе с наземной стереофотосъемкой) такой современный комплекс аэрокосмических методов, который становится универсаль­ ным практически для многих направлений природоведческих исследо­ ваний, тем более - для изучения динамики природных процессов труднодоступных горных территорий (Пластинин и др., 1979, 1980, 1981, 1983,1984; Плюснин, 1979, 1981,1984; Plastinin, Pljusnin, Stupin, 1984). 128

Т руднодосту пность территории хребтов Кодар и Удокан и небольшой

период стационарного изучения экзогенных процессов определил осо­ буюважность использования материалов аэрокосмофотосьемок. В то же время неполное обеспечение исходным разномасштабным и разнотип­ ным материалом некоторых участков территории заметно ограничивало широкие возможности получения по аэро- и космическим снимкам не­ обходимой информации. В своих исследованиях мы использовали чер­ но-белые и спектрозональные космические снимки масштабов 1:1 ОООООО, 1:500 ОООи 1:200 ОООи черно-белые аэрофотоснимки масш­ табов 1:36000,1:25000,1:10000, а также их производные-увеличенные снимки, фотосхемы и фотопланы. Перечисленные выше аэрокосмиче­ ские изображения дают необходимую информацию с различной сте­ пенью детальности и генерализации. Т е л е в и з и о н н ы е снимки. Масштаб таких снимков 1:2500 000 и мельче. Разрешение 1,25-3,5 км и ширина полосы захвата 1000-1500 км. Такие мелкомасштабные снимки оказались пригодными для обнаружения, определения размеров, скоростей протекания таких природных процессов как наводнений, пыльных бурь, становления и схода снега и др. Возможно использование телевизионных снимков для определения ландшафтно-индикационных структур при мелкомасш­ табном картографировании экзогенных процессов. Например, на теле­ визионных снимках мелкого масштаба разделяются альпийские высокогорья и гольцовые, таежные среднегорья и днища крупных кот­ ловин, выделяются речные геосистемы, степные, лесостепные, таежные. Соответственно им можно разделить группы процессов, преобладающих втех или иных геосистемах. По телевизионным снимкам картографиру­ ются в основном группы (Шанцер, 1966) или классы процессов (Перов, 1981, Выркин, 1986). Например, на снимках со спутника Метеор-30, полученных многозональным сканирующим устройством среднего раз­ решения (МСУ-С), выделяются гляциальный, флювиальный, эоловый, береговой и гравитационный классы экзогенных процессов. 129

Главное достоинство телевизионных снимков - быстрота получения изображений, большой обзор; недостаток - малая разрешающая способ* ность. Мелкомасштабные космические фотоснимки (1:1 ООООООи мельче) включают в себя черно-белые интегрированные, черно-белые многозональные, цветные и спектрозональные. В изучении природных ресурсов Земли чаще всего используются черно-белые мно­ гозональные снимки. Отснятые в разных зонах видимого спектра она, дополняя друг друга, позволяют выделять классы процессов, не разли­ чаемые на отдельных снимках, например, флювиальные процессы хоро­ шо дешифрируются при съемке в зеленой и желтой зоне (0,51-0,58 мкм), а эоловые процессы слабо разделяются на снимках в красной зоне спек­ тра (0,66 мкм), наиболее оптимальной для дешифрирования склоновых рельефообразующих процессов. Процессы, протекающие на карбонат­ ных породах хорошо выделяются на снимках в синей зоне. С увеличени­ ем длины волны в видимой зоне спектра уменьшается влияние атмосферы и увеличивается контрастность изображения объектов на поверхности Земли. На таких снимках можно установить связь морфоструктур с преобла­ дающими генетическими типами экзогенных процессов, формирующих определенные типы морфоструктур. Очень констрастная фотоструктура хр.Кодар, отражающая резкую расчлененность рельефа, указывает на преобладание гравитационных процессов. Менее контрастная структура изображения хр.Удокан, как результат более спокойного характера расчленения, свидетельствует не только об активном гравитационном сносе со склонов, но и о широком распространении курумов. Дешифрирование по этим снимкам разрыв­ ных нарушений выявляет систему взаимно пересекающихся трансорогенных разломов, разделяю щ их хребты на блоки с различной амплитудой поднятия и, следовательно, с различной интенсивностью экзогенных процессов. Из анализа этой системы видно, что в исследуе­ мых горных сооружениях главная морфоструктурная роль принадлежит 130

разломам северо-восточного простирания. Особенно отчетливо просле­ живается Кодарский линеамент, обуславливающий крутой сбросовый уступ ца контакте хребта с Чарской котловиной. Высокий уровень сей­ смической активности в зоне этого разлома (Живая тектоника..., 1966) предопределяет повышенную активность экзогенных процессов. Цветные и спектрозональные мелкомасштабные снимки несут значи­ тельную информацию о рельефообразующих процессах, но все же недо­ статочную для картографирования экзогенных процессов в этих же масштабах. К достоинству таких снимков следует отнести охват одним снимком больших территорий, необходимый для регионального анализа и обобщений на уровне групп экзогенных процессов. Космические среднемасштабные черно-белые ф о т о с н и м к и (1:200000-1:300000). До сих пор основным материалом из космоса в географических исследованиях служат черно-белые сред­ немасштабные снимки. Их разрешающая способность достигает 50 м, продольное перекрытие позволяет проводить стереоскопический анао е тыс.км2 - видеть лиз, а захват на одном снимке территории около 3,5 одним взглядом большие по размерам геоморфологические структуры. Они позволяют дешифрировать основные черты следов проявления эк­ зогенных процессов в рельефе и выявлять региональные закономерности их распространения. На данном уровне можно более полно оценить региональные природные условия развития процессов; геоморфологиче­ ское и геолого-структурное строение территории, пространственные из­ менения климатических условий. По таким снимкам достаточно уверенно выделяется большая часть морфогенетических комплексов рельефа (структурного, денудационного, аккумулятивного). Сравнительный анализ космических и аэроснимков показал, что на­ иболее фотогеничные проявления экзогенных процессов читаются на космических снимках не хуже, чем на аэрофотоснимках. Это прежде всего процессы, связанные с деятельностью льда, снега, гравитационные у подножия скальных обнажений и эоловые процессы на песчаных мас­ сивах. Менеее фотогеничные -процессы, обусловленные действием мер­ 131

злоты, массового перемещения материала по склону, - выделяются ш основе ландшафтной индикации (Плюснин: 1987). На снимках такого масштаба дифференцируются ландшафтные выделы уровня групп фа­ ций, соответствующие отдельным процессам или группам экзогенных процессов. С р е д н е м а с ш т а б н ы е сп е к т р о з о н а л ь н ы е и синтезя р о в а н н ы е с н и м к и (1:200 ООО). Наибольшую информацию об склоновых экзогенных процессах получают из анализа среднемасштаб­ ных черно-белых и спектрозональных космических снимков. Здесь, кро­ ме структурных и фототоновых особенностей, возможно различие отдельных геосистем и склоновых процессов по цветовым различиям. Если на черно-белых снимках у верхней границы леса трудно разделить кустарниковые ландшафты от редин и редколесий в силу незначитель­ ных различий серого тона, то на спектрозональных снимках эти разли­ чия хорошо видны, так как отображены различными цветами. По снимкам, снятым в разных зонах спектра с помощью многозональ­ ных синтезирующих проекторов, можно получать снимки нового вида синтезированные, которые отличаются от цветных и спектрозональных тем, что цветовую гамму изображенных на снимке объектов можно задать произвольно подбором светофильтров для каждого из трех или четырех каналов. Положительным свойством таких изображений явля­ ется то, что имеется возможность оперативно, путем разного подбора светофильтров добиться нужного цветового эффекта и контрастности в отображении на экране изучаемых склоновых процессов. Комплекс разномасштабных фотоматериалов, от крупномасштабно аэрофотоснимков (АФС) и фототеодолитных снимков до мелкомасш­ табных космических фотоизображений, позволил достоверно устанав­ ливать определенное динамическое состояние изучаемого экзогенного процесса (явления) на конкретный временной период. Сравнением раз­ новременных фотосъемок выявлены динамические тенденции ряда эк­ зогенных процессов. 132

Так, на фототеодолитных снимках и самых крупномасштабных аэро­ фотоснимках (АФС) наиболее наглядно представлены ведущие экзоген­ ные процессы, микроформы рельефа, сформированные ими, а также характер расчлененности поверхности ключевых участков (динамиче­ ских площадок). На них детализируются отдельные их части, уточня­ ются взаимное расположение и конфигурация границ выделов генетических отложений, их механический состав и в целом выявляется характер их распределения и приуроченности в границах площадок. Это в свою очередь позволило определять интенсивность развития ЭПР на разных участках динамических площадок и выделить ведущие экзоген­ ные процессы, а методами фотограмметрических измерений получить количественные параметры их пространственного и временного разви­ тия. Такие снимки также использовались для отработки первичных дешифровочных признаков ЭПР как для крупномасштабных, так и для среднемасштабных АФС. В дальнейшем по крупномасштабным аэрофотоснимкам устанавли­ вается положение и границы динамической площадки относительно ха­ рактерных форм рельефа, выделяются участки динамической площадки с различным характером и интенсивностью развития ЭПР, а при фото­ грамметрической обработке определяются количественные параметры их развития. По ним устанавливаются закономерности распределения и характер закрепленности поверхности динамических площадок расти­ тельностью, определяется ее роль в ограничении интенсивности разви­ тия склоновых процессов. В результате по используемым АФС созданы крупномасштабные схе­ мы дешифрирования динамических площадок, на которых отображены детали их микрорельефа, элементы расчлененности поверхностей, а также наиболее динамичные участки с показом их количественных ха­ рактеристик (рис. 14). Сравнительный анализ созданных крупномасш­ табных схем дешифрирования динамических площадок, созданных по разновременным АФС, позволит выявить направление развития ЭПР, действующих в пределах динамических площадок, выявить роль в их 133

)0.i5-0.25 (/4

(

25-35 )l5

Рис. 14. Схема дешифрирования экзогенных процессов рельефообразования по аэроснимкам в хр.Удокан. Денудационные процессы: 1 - выветривание, скалывание и отседание блоков на скальных обнажениях очень крутых (70-90 градусов) склонов; 2 - обвально-осыпные процессом на склонах крутизной 50-80 градусов; 3 - осыпные процессы на склонах 45-65 градусов; 4 - курумообразование а - активное на склонах средней крутизны (25-45 градусов), б - слабое на пологих (15-25 градусов) склонах; 5 - десерпция на очень пологих склонах (5-15 градусов) Процессы линейной эрозии: 6 - эрозионно-селевый и лавинный снос по крутонак­ лонным лоткам и расселинам; 7 - глубинная и боковая эрозия а - в речных руслах, б на наледных полянах. Аккумулятивные процессы: 8 - аккумуляция рыхлого материала и наледеобразование на низкой пойме; 9 - аккумуляция обломочных отложений на коллювиальных конусах и шлейфах а - сильно подвижных, б - слабо подвижных. Состав грунтов; 10 - скальные породы; 11 - глыбы; 12 - щебень; 13 - дресва. Интенсивность ЭПР (мм в год): 14 - скорость выветривания и денудации скальных массивов; 15 - скорость движения обломочного материала на склонах

134

развитии ведущих экзогенных процессов, установить количественные параметры их динамических изменений. Среднемасштабные АФС позволяют устанавливать распространение очагов проявления определенных генетических групп и комплексов ЭПР в пределах геодинамических полигонов, площади которых могут достигать 100 км и более. При этом выявляется приуроченность ЭП к определенным мезоформам рельефа и различным положениям на скло­ нах, водоразделах или днищах долин. Уточняются границы зон зарож­ дения, транзита и аккумуляции отложений различных генетических групп и комплексов ЭПР в границах геодинамических полигонов. По таким АФС также выполняется отработка система дешифровочных при­ знаков генетических групп и комплексов ЭПР, распространенных в пределах геодинамического полигона. Дальнейшая задача изучения динамики экзогенных процессов за­ ключалась в интерпретации полученных данных детальных исследова­ ний ЭПР, выполненных по АФС, на более обширные территории их изучения. Эта задача решалась при использовании космических фото­ материалов разных видов и масштабов. Так, для создания карт ЭПР использовались космофотосъемки (КФС) регионального уровня генерализации (1:1 ООО ООО и крупнее), которые отвечают требуемым условиям картирования ЭП на морфоге­ нетической основе. Присущая снимкам этого уровня обзорность и опти­ ческая генерализация позволили выявить основные типы рельефа картируемой территории и общую направленность развития экзогенных процессов. Дешифрирование тектонико-структурных условий развития ЭПР существенно облегчается тем, что они находят прямое выражение в рельефе территории. Так, на КФС регионального уровня генерализа­ ции читается поднятие Кодарского хребта с дендровидной фотострукту­ рой экзарационно-эрозионных долин и гладкой структурой днища Чарской котловины, сформированной ровным темным фототоном пло­ ской заболоченной равнины. Также четко устанавливаются пятнисто­ полосчатые структуры днищ крупных троговых долин. 135

По таким снимкам легко обнаруживается сводовосбросовый характер хребта, прямые линии сбросов Кодарского линеамента, крупные разло­ мы локального значения, предопределяющие направление главных реч­ ных долин, разделяющих общее поднятие Кодарского хребта на блоки с различной амплитудой поднятия и, следовательно, с различной интен­ сивностью ЭПР. Выделяются выровненные вершинные поверхности, характеризующиеся ровной светло-серой фотоструктурой изображе­ ния, а также площади, занятые моренными, флювиогляциальными и флювиальными четвертичными отложениями. Информация, полученная по КФС регионального уровня генерализа­ ции, позволила выявить общий характер и направленность ЭПР и под­ разделить территорию на области преобладающей денудации и преобладающей аккумуляции, а также выявить районы с большей и меньшей степенью интенсивности развития экзогенных процессов. По КФС локального уровня генерализации (1:200 ООО - 1:300 ООО), уточняются границы типов рельефа, разделяются четвертичные отло­ жения на моренные, флювиогляциальные и флювиальные, выделяются разрывные нарушения, осложняющие общую картину развития ЭПР. На этом уровне становится возможным выявить основные типы процес­ сов: гравитационные, склоновые (обвальные и осыпные), медленные склоновые, включающие в себя различные типы десерпционных движе­ ний; нивально-гляциальные, мерзлотные, флювиальные (эрозионные) и другие. По КФС этого уровня выбираются ключевые эталонные участки для детальных исследований и режимных наблюдений за ЭПР. При этом определяется набор дешифровочных признаков ЭП и выполняется сбор количественной и качественной информации за их развитием (динами­ кой). Сравнительный анализ КФС различных уровней генерализации и АФС показал, что наиболее фотогеничные проявления процессов ус­ пешно обнаруживаются на всех видах фотоснимков. Это прежде всего процессы, связанные с деятельностью льда и снега. На КФС региональ136

f ного уровня хорошо выделяется зона развития нивально-гл яциальных процессов, а на КФС локального уровня отчетливо читаются лотковые иконусовидные лавинные снежники, снежники у тыловых уступов голь­ цовых террас, и, естественно, выделяются все типы каровых ледников и снежников. А наледные процессы благодаря характерному рисунку структурных фотоизображений наледи и наледных полян, светлому фо­ тотону и морфологической приуроченности их к днищам долин хорошо дешифрируются на КФС самых различных уровней генерализации. Покрытые курумами, выположенные вершинные участки читаются хуже, однако все же выделяются по однородной структуре изображения и светло-серому фототону, а также определяются при стереоскопиче­ ском анализе по горизонтальным или слегка наклоненным слабоволни­ стым поверхностям. Распространение отложений гравитационных денудационно-акку­ мулятивных процессов уверенно дешифрируются при стереоскопиче­ ском анализе рельефа, по светлому фототону, по четко читаемым граням рельефа, подчеркнутых тенями, перистому и веерообразному рисунку фотоструктур, формируемых полосчатостью эрозионно-денудацион­ ных борозд на склонах. Медленные склоновые процессы (десерпционные, солифлюкцион­ ные, делювиальные) читаются по гомогенной фотоструктуре, иногда с пятнами светлее или темнее основного тона, полосчатому рисунку пролювиальных ложбин, темному, вследствие задернованности, фототону. Подразделение этих процессов и определение общей направленности их развития сопряженно с трудностями и требует привлечения АФС и других дополнительных материалов. Недостаточно уверенно дешифрируются, а в отдельных случаях во­ обще не дешифрируются на КФС различные типы криогенных процес­ сов: пучение, мелкие полигональные явления, мелкий термокарст и др. Для их картирования необходимо привлекать АФС, отрабатывать лан­ дшафтно-индикационные схемы, использовать материалы полевых на­ блюдений. 137

По КФС детального уровня генерализации также подробно изучают­ ся генетические комплексы и очаги распространения ЭПР, выявляются их связи с элементами геоморфологической и литолого-геологической обстановки, в частности приуроченности обвалов к склонам с благопри­ ятным характером трещиноватости, наледей к приразломным частям долин, нивальных забоев к уступам структурно-денудационных террас и т.п.

4.2. Принципы и методы дешифрирования экзогенных процессов на аэро- и космических фотоснимках (АКФС) К достоинствам и преимуществам использования аэрокосмических фотометодов в природоведческих исследованиях относятся объектив­ ность (достоверность), точность и комплексность. На АКФС различных видов и масштабов объективно (достоверно) отображаются четкие и нечеткие границы различных фотоструктур природных образований. Четкость границ фотоструктур в свою очередь зависит от многих природных и технических факторов, но главным определяющим будет фактор различной фотогеничности, контрастно­ сти соседних структур природных образований на конкретном фото­ снимке. Внутреннее содержание природных образований будет в свою очередь зафиксировано на фотоснимках в виде фотоструктур более мелкого (второго, третьего и т.д.) порядка, четкость границ которых будет так же зависеть от их фотогеничности и контрастности. Но в целом характер внутренней фотоструктуры изучаемого природного образования будет объективно характеризовать взаимосвязи его компонентов, зафиксиро­ ванные фотосъемкой. Достоверное и полное их дешифрирование на фо­ тоснимках позволяет получать объективную характеристику границ 138

распространения, качественную и количественную характеристику внутреннего содержания того или иного природного образования. Точность отображения границ, особенностей содержания изучаемых природных образований на АКФС в значительной степени зависит от качества оригинальных и производных фотографических материалов космических фотосъемок. Четко читаемые границы на фотоснимках могут быть с высокой точностью перенесены на картографическую осно­ ву фотограмметрическими методами по АФС и традиционными метода­ ми по фотопланам и КФС. Точность и полнота раскрытия внутреннего содержания выделенных фотоструктур зависит от сложности поставлен­ ных задач и квалификации специалиста-дешифровщика. В любом слу­ чае для решеЬия природоведческих задач анализ и дешифрирование фотоснимков на любом этапе исследований ЭПР позволят получать более точную, полную качественную и количественную информацию об изучаемых природных образованиях в сравнении с анализом и исполь­ зованием картографических источников. Одно из важнейших достоинств АКФС для изучения природной среды - комплексность их информации. Комплексное изображение всех фото­ геничных сторон изучаемых образований, создающих определенные фо­ то- и стереоструктуры на фотоснимках, п о зво л яет извлекать информацию не только об отдельных природных компонентах и их свой­ ствах, но устанавливать существующие взаимосвязи между ними, зако­ номерности их комплексного развития. Это достоинство позволяет одновременно специалистам разных на­ правлений получать необходимую им информацию по одним и тем же фотоснимкам. Эти свойства фотоснимков позволяют выполнять много­ отраслевое комплексное тематическое картографирование в разных масштабах. Экзогенные процессы, формируя определенные формы рельефа, на снимках отображаются структурно-фототоновыми или структурно-ке­ товыми особенностями и по ним уже можно судить о распространенности и, в некоторых случаях, о интенсивности рельефообразующих процес 139

сов. Кроме того, из снимков можно почерпнуть информацию о природ­ ных условиях, определяющих распространение и ход экзогенных про­ цессов. Рассмотрим некоторые склоновые процессы с точки зрения отображе­ ния на космических снимках и сочетания с другими методами изучения (табл.13). Таблица 13 Комплексная методика изучения склоновых процессов Класс экзогенных процессов

Метод

исследований

основной

сопутствующий

дополнительный

Выветривание

Стационарный

Аэрокосмический

Маршрутный

Гравитационный

Аэрокосмический

Стационарный

Маршрутный

Криогенносклоновый Водноэрозионный Снежногляцшылнй

Маршрутный

Стационарный

Аэрокосмический

Маршрутный

Аэрокосми ческий

Стационарный

Аэрокосмический

Маршрутный

Стационарный

В ы в е т р и в а н и е г о р н ы х п о р о д . На космических снимках скальные горные порода, подвергающиеся процессам выветривания вы­ деляются отчетливо и площади их действия таким образом, подсчитать не трудно. Основным методом изучения процессов выветривания явля­ ется стационарный метод. На ключевом участке на склонах разной экспозиции, высоты, на различных геологических структурах заклады­ вают площадки для количественного определения выветрелого матери­ а л а . С ним согласую тся р еж и м н ы е наблю дения за ходом 140

метеорологических параметров. Анализ скоростей выветривания в зави­ симости от абсолютной высоты, экспозиционности, различий в геологи­ ческом строении и экстраполяция данных точечных наблюдений на определенную территорию осуществляется с использованием аэро- к космических снимков. Вы нос п р о д у к т о в в ы в е т р и в а н и я л а в и н а м и . Споявлением космических снимков стало возможным среднемасштабное картографи­ рование лавинной деятельности, для которой применение материалов аэрофотосъемки было громоздким, а анализ географических условий лавинообразования недостаточно емким (Кравцова, Соколова, 1979). При аэровизуальном обследовании территории установлено, что вееро­ образные конусы выноса лавин менее задернованы, чем окружающие склоны. На лавинное происхождение этих форм рельефа указывают современные лавинные желоба в верхней части этого склона. В местах лавинной деятельности в верхней части лесного пояса сформированы березовые криволесья, в которых происходит основное гашение энергии движущейся лавины. Снимки дают возможность оценить рельефообра­ зующую роль как отдельных лавин, так и лавиноопасных склонов долин и речных бассейнов. В изучении лавинной деятельности горных районов аэрокосмический метод является основным для выделения лавинных аппаратов, их раз­ меров, а полевые маршрутные исследования необходимы для определе­ ния средних значений количества обломочного материала, вынесенного лавиной. Экстраполяцию количественных характеристик лавинных очагов легче провести по снимкам. О б в а л ь н о - о с ы п н ы е п р о ц е с с ы . Как на спектрозональных, так и на черно-белых снимках отчетливо прослеживается денудацион­ ная и аккумулятивная зоны. Первая обладает контрастным фототоном, перисто-ветвистой структурой серого тона освещенных участков скал и темного - участков, находящихся в тени. Граница между ними резкая. Вторая имеет серый и светло-серый фототон. Протягивается узкой свет­ лой полосой, окаймляющей скалы. Нижняя часть склонов задернована, 141

поэтому имеет более темный фототон. Нередки светлые полосы - следы селевой и лавинной деятельности. В высокогорных районах часты вее­ рообразные структуры - стенки каров и окаймляющие снизу полосы более светлого фотона обвально-осыпных отложений. На дне кара часты позднелетние и перелетовывающие снежники и озера. Четкие границы скал и осыпей дают возможность точно подсчитать площади распростра­ нения обвально-осыпных процессов и нанести их на карту. При решении локальных задач рельефообразования, например фор­ мирования конусов выноса обломочного материала в горных районах, возникает необходимость определения площадей, длин, объемов, часто­ ты проявления форм. В этом случае нужны аэроснимки крупного масш­ таба и необходимые измерения выполняются на фотограмметрических приборах (Плюснин, 1979). Области наиболее интенсивного проявления склоновых процессов тя­ готеют к разрывным нарушениям и связанным с ними зонам дробления горных пород. По космическим снимкам относительно лепсо можно вы­ делить такие области. Плотность, густоту разрывных нарушений, плот­ ность узлов пересечения разрывных нарушений можно подсчитать на космическом снимке и выявить интенсивность склоновых процессов оп­ ределенных территорий. Таким образом, в изучении гравитационных экзогенных процессов аэрокосмический метод становится основным. К р и о г е н н о - с к л о н о в ы е п р о ц е с с ы . Значительную роль в перемещении обломочного материала с междуречий и склонов на дно долин играет мерзлота. Вызываемый колебаниями температур и влаж­ ности, а главное промерзанием-оттаиванием и гравитацией, чехол рых­ лых отложений медленно, или при достаточном насыщении грунтов влагой - в виде быстрых сплывов, перемещается вниз по склону. Это находит свое отражение на аэро- и космических снимках. На пологих склонах создаются "гофрированные" участки, ряд мелких задернован­ ных ступеней и натечные языки. Немногие криогенные экзогенные про­ цессы непосредственно выделяю тся н а космических снимках. 142

Распознование большинства из них осуществляется при ландашфгно-индикационном изучении территории. Обязательно необходимы на­ земные и аэровизуальные маршрутные наблюдения. В о д н о - э р о з и о н н ы е п р о ц е с с ы . В этот класс процессов включают плоскостный смыв и линейный размыв склонов временными водотоками. Образуются такие формы рельефа как промоины, овраги, пролювиальные конусы, валы селевых отложений. Многие из этих форм имеют малые размеры и на космических снимках плохо различимы. Самый надежный метод изучения - маршрутный с дешифрированием снимков. С н е ж н о - г л я ц и а л ь н ы е п р о ц е с с ы . Под действием снега и льда на горных склонах и в долинах формируются ниши, нивальные кары, нивально-эрозионные ложбины, ригели, троговые долины, море­ ны. Снег и лед хорошо выделяются на аэрокосмических снимках и по их распространению можно судить о ведущих экзогенных процессах. На­ пример, в альпинотипных гольцах снег около 300 дней в году лежит в нишах и карах, способствуя нивации. В гольцово-курумовых геосисте­ мах снег чаще всего приурочен к нивальным нишам у подножий гольцо­ вых террас и на снимках выделяется узкими светлыми полосами. Аэровизуальные наблюдения использовались на всех этапах исследо­ вания. В начальной стадии работ они планировались с целью общего ознакомления с природными условиями региона, выбора репрезента­ тивных ключевых участков и направлений опорных маршрутов. В про­ цессе дальнейших исследований производилось аэровизуальное дешифрирование СП, в ходе которого уточнялись индикаторы и дешифровочные признаки процессов, оценивалась достоверность результате» камерального дешифрирования. После составления комплекса предва­ рительных карт аэровизуальные наблюдения позволяли вносить в них дополнения и уточнения. Ежегодное обследование с вертолета участков с наиболее активным развитием процессов давало возможность произ­ водить количественные оценки их интенсивности. Кроме того, аэрови­ зуальные наблюдения позволяли оперативно установить места 143

проявления стихийно-разрушительных процессов. На завершающем этапе исследований аэровизуальные наблюдения использовались для контроля окончательных карт, схем и других материалов. В ходе полевого дешифрирования фотоснимков выявились конкрет­ ные индикаторы и дешифровочные признаки СП. На снимки-эталоны производилась подробная характеристика частных (геоморфологиче­ ских, геоботанических, почвенных) и комплексных индикаторов. С целью установления взаимосвязи физиономичных компонентов ланд­ шафта с составом отложений, со свойствами горных пород, степенью увлажненности грунтов, глубиной залегания кровли многолетнемерз­ лых пород и особенностями развития СП производились комплексное профилирование и площадные исследования на ключевых участках. Бели комплексное профилирование ориентировано на изучение измен­ чивости условий развития СП от днища долины до вершины гребня, то площадными исследованиями на ключевых участках решалась, глав­ ным образом, задача по установлению зависимости характера проявле­ ния и интенивности СП от конкертных природных условий. В конечном счете выполнение подобных работ позволяло по крупномасштабным аэроснимкам - эталонам составлять подробные схемы дешифрирования склоновых процессов с выделением динамически однородных поверхно­ стей и указанием характерных осредненных количественных парамет­ ров интенсивности СП (рис.15). Склоновые процессы, предполагающие прежде всего перемещение минерального вещества в приповерхностных частях земной коры, ото­ бражаются на аэро- и космических снимках лишь результатами их дея­ тельности - характерными формами рельефа и по ним судят о самих процессах. В исследуемом районе при дешифрировании форм рельефа, которые коррелятны склоновым процессам, использовались как прямые (геометрические и оптические характеристики объектов, структура фо­ тоизображения, отбрасываемые тени), так и косвенные дешифровочные признаки (местоположение, приуроченность). 144

т а .

4 |< 3

El 5 1(0

Е З .

М

Е

« 16

\7

СШй

20.

Рис.15. Схема де­ шифрирования экзо­ генных процессов о б ва л о о п а сн о го склона. Денудация. 1- осы­ пание на склонах 4Г 60 градусов, обвалоосыпные про* иессы на склонах оО90 градусов, 3 десерпция и площадный смыв на склонах 15-30 градусов, 4 - деоерпция и поверхност'н тны и смыв на склонах 5-15 I сов, 5 - мерзлотная мер сортировка грунтов и подповерхностный смыв, б - осыпание и эрозия в лонных ку глубинна эрозия, а - в речных руслах, б - на наледных полянах. Акку­ муляция. 8 формирование осыпного конуса, а - об­ вальные отложения. Состав грунтов. 10 отдельные крупные блоки горных пород, а - свежие, б - старые, 11 - глыбы, 12 - ще­ бень, 13 -дресва, 14валуны, 15-песок, 16 - супесь. Интенсив­ ность экзогенных процессов. 17. Скоость выветривания мм, 18 * скорость массовых смещений рыхлых отложений в мм. Прочие обозна­ чения. 19 - свежие обвальные ниши на обвально-опасных склонах., 20-границы распространения эк­ зогенных процессов: а - четкие, о - нечет­ кие.

В

По результатам дешифрирования аэро- и космических снимков, аэро­ визуальных наблюдений и наземных исследований на ключевых участ­ ках была разработана система индикаторов и дешифровочных признаков СП (табл.14). В дальнейшем эти данные использовались для составления комплекса общегеоморфологических и инженернсртеоморфологических карт и схем. 145

Дешифровочные признаки форм рельефа коррелятных склоновым процессам

146

147

Двшифровочные признаки форм рельефа коррелятных склоновым процессам

Самостоятельной и важной задачей является изучение по материалам аэрокосмофотосъемки динамики СП. Решение этой задачи основывается на использовании аэро- и космических снимков разных лет съемки на одну и ту же территорию. Их интерпретация позволяет выявить все изменения, происшедшие за интервал съемки. Особенно отчетливо опоз­ наются новые проявления стихийно-разрушительных процессов, приво­ дящих к значительным морфологическим изменениям на склонах. В конечном счете, материалы повторных съемок дают возможность пол­ учить статистические данные проявления СП за определенное время на всей исследуемой территории. Таким образом, дешифрирование материалов аэрокосмофотосъемки позволяет установить генетический тип процессов, характер их прояв­ ления, особенности распространения и некоторые количественные пара­ метры их развития. Интерпретация аэро- и космических снимков дает также большой объем информации о природных факторах, вызывающих и контролирующих СП. С помощью снимков решаются вопросы карто­ графирования и динамики СП. Уточняются данные, полученные други­ ми методами, снижаю тся материальные затраты и время сбора информации.

4.3. Сравнение разновременных аэроснимков Особенности изменений форм рельефа в плане и скорости их измене­ ний изучались и картировались нами методом сравнения аэроснимков разных лет съемки. Например, на схемах динамики экзогенных склоно­ вых процессов отображены изменения гравитационных склонов долины р.Ниж.Ингамакит, которые произошли за период в 20 лет и 24 года. Под воздействием катастрофических денудационных и гравитационных процессов, связанных, по-видимому, с современной тектоникой, конту­ ры денудационных форм рельефа (скальные уступы, лавинные лотки, коррозионные желоба и др.) и аккумулятивные образования (коллюви148

альные шлейфы, конусы выноса, осыпи и др.) изменили свое местополо­ жение в плане на величину от нескольких десятков до 100 м и более. Из анализа карт динамики склоновых процессов видно, что наиболее динамичным является правый склон долины р.Ниж.Ингамакит (рис. 16). Здесь за 20-летний период (1955-1975 гг.) произошло полное изменение планового рисунка всех склоновых форм рельефа. Денудационный скальный уступ практически повсеместно сместился в сторону водораз­ дела. Это смещение происходило не равномерно, а пилообразно. Наи­ больший врез произошел вдоль селевых русел и русел временных и постоянных водотоков, а также вдоль путей схода снежных лавин и на участках активного развития обвально-осыпных процессов. На участ­ ках с вышеназванными элементами рельефа у подножия склона про­ изошли также наиболее существенные изменения аккумулятивных образований. Главное из этих изменений - это увеличение размеров большинства конусов выноса и обвально-осыпных образований. Наблю­ даются также многочисленные смещения конусов выноса в сторону вниз по долине от старых выносов и возникновение новых конусов выноса и обвально-осыпных образований на участках, хде прежде их не было. Особенно активное развитие гравитационных процессов происходило на участках долин, ще интенсивно протекала глубинная эрозия рек. Так, в верховьях ручья Безымянного (правый приток р.Ниж.Ингама­ кит) , ще происходил быстрый врез водотока, за период с 1955 по 1979 г. обвально-осыпные, снеголавинные и другие склоновые процессы сфор­ мировали ущельеобразный участок долины шириной в среднем около 125 м. Протяженность вновь образованного ущелья составляет 375 м. Таким образом, скорость гравитационного разрушения скальньйс бортов на этом участке ущелья равнялась в среднем 2,5 м в год, а скорость регрессивного вреза ущелья в сторону водораздела составляла 15,6 м. в год. Разумеется, что это не типичный случай столь большой интенсивно­ сти развития гравитационных и флювиальных процессов. В целом для 149

0 ’•

о\ Ь

V

---

Рис.16. Схема динамики экзогенных процессов в бассейне р.Ниж­ ний Ингамакит за период 1955-1975 гг.: 1 - резкорасчлененные скали­ стые гребни и крутые склоны; 2 - обвально-осыпные склоны; 3 денудационные скальные уступы, сформировавшиеся за период с 1955 по 1975 гг.; 4 - лавинно-осылные конусы сформировавшиеся за 20 лет; 5 - изменившиеся и вновь появившиеся русла рек; 6 - границы контуров лиственничных лесов; 7 - русла рек.

изучаемого участка долины р.Ниж. Ингамакит скорости гравитационно­ го разрушения склонов и аэррзионного вреза значительно меньше.

150

4.4. Аэро- и космические фотоснимки в ландшафтной индикации экзогенных процессов рельефообразования Внутреннее строение и современное состояние ландшафта находят свое отражение в физиономическом облике на снимках и с достаточной степенью достоверности дешифрируются на этих материалах (Карпу­ хин и др., 1978,. При анализе космических материалов и аэроснимков разных масш­ табов с использованием прямых и косвенных дешифровочных призна­ ков были определены и выделены геосистемы различных рангов. Составлены таблицы дешифровочных признаков и выявлена очеред­ ность дешифрирования геосистем от масштаба изображения. Одним из основных принципов дешифрирования космических сним­ ков является последовательное масштабное приближение, которое осу­ ществляется за счет анализа фотоизображений все более крупного масштаба (Садов, Ревзон, 1979). На космических снимках мелкого масштаба с присущими им обзор­ ностью и оптикомеханической генерализацией выявляется поднятие Кодарского хребта с характерным дендровидным рисунком экзарационно-эрозионного расчленения и пронизывающими хребет троговыми до­ линами, а также Чарская котловина с ровным фототоном плоского заболоченного днища и локально размещенных точечных скоплений озерных комплексов на древних моренах. Более ровные по фототону и структуре кольца Удокана, Калара, Бурпалы и Янкана на снимках та­ кого масшатаба менее различимы. На фоне общего поднятия территории Кодарского хребта отчетливо выделяется более приподнятый и резко расчлененный массив протерозойских гранитоидов с преобладанием экзарационно-денудационного рельефа. Экзарационно-эрозионный рель­ еф на метаморфизованных архейских и нижнепротерозойских породах характеризуется более спокойным характером расчленения. Космические снимки регионального уровня генерализации характе­ ризуются более высокой информативностью по сравнению со снимками 151

мелкого масштаба. В горных районах изучаемой территории (рис. 17) выделяются разные типы гольцовых ландшафтов. Структура фотоизоб­ ражения алышнотипных и субальпинотипных гольцов неправильно по­ лигональная, мозаичная. Но первые из них имеют более резкие контуры за счет частого чередования светлого и темного тонов, т.е. за счет боль­ шей их расчлененности. На фоне этих гольцов можно выделить участки с более плавными очертаниями и переходами тонов от светло-серого до темносерого - гольцово-курумовые ландшафты. Структура их фото­ изображения гладкая разнотонная. Гольцово-зедернованные участки имеют более темный фототон, полосчатую структуру. Полосы прямые или изогнутые образуют сложноветвистый рисунок. Узкие троговые долины, пронизывающие хр.Кодар и Удокан и имеющие мелкозернистую или однородную структуру с темно-серым фотоном, представляют собой горнотаежные ландшафты. Кроме того, горная тайга распространена в межгорных котловинах. Черные точеч­ ные скопления озер при выходе долин в котловину подчеркивают конеч­ номоренные образования. По днищу котловины выделяются мари, имеющие серый тон. В поймах некоторых рек различаются густая дре­ весная растительность и места формирования наледей и наледных по­ л м . Ровный светло-серый, почти белый фототон имеют участки развеваемых песков. Среднемасштабные космические снимки обеспечивают обзор терри­ тории в несколько тысяч квадратных километров при высокой разреша­ ющей способности. На таких снимках выделяются различные типы ландшафтов и они являлись основой картографирования экзогенных процессов. Ниже приводится ландшафтная индикация экзогенных про­ цессов, выполненная по космическим фотоснимкам регионального уров­ ня генерализации. Структура фотоизображения выскогорного альпинотипного экза ра­ ционно-эрозионного глубокорасчлененного участка хр.Кодар мозаич­ ная, созданная близко расположенными карами и верховьями трогов ых 152

Рис.17. Схема дешифрировании мелкомасштабного снимка: 1 - алыми»* типные гольцы; 2 -субальпинотипные гольцы; 3 - гольцы куруморые; 4 - гольцы задернованные; 5 - горная тайга; в - древние морены; 7 - мари; 8 - пески

.153

долин. Склоны каров и троговых долин имеют линейно-полосчатую структуру эрозионных ложбин и лавинно-селевых отложений. Уверенно дешифрируется граница между горной тайгой и гольцами. Встречающи­ еся светлые расширения по руслу реки - участки наледных полян. По днищам каров часты темные пятна высокогорных озер. По летним (ав­ густовским) снимкам отчетливо различаются ледники, их морены и перелетовывакнцие снежники.. Водораздельные гребни представляют собой ломаную линию. Структура фотоизображения субалышнотипных гольцов - мозаич­ ная, но по расположению - ветвисто-веерообразная. Здесь чередование светлых и темных тонов на склонах реже, чем в альпинотипных гольцах. Водораздельные гребни имеют более плавные очертания. Темный тон по днищам долин и на пологих склонах создан кустарниковой растительно­ стью. Значительны по площадь наледные поляны с белыми пятнами наледей. Расчлененность таких гольцов меньше, чем альпинотипных, появляются участки ровного светло-серого тона - лавинно-курумовые и курумовые склоны. Отличительной особенностью субалышнотипных гольцов является наличие параллельных или веерообразно расположен­ ных конусовидных лавиносборных бассейнов. Светлые острые оконча­ ния конусов - это все подновляющиеся и тем самым не позволяющие зарастать растительностью рыхлые отложения. Если в альпинотипных гольцах обвально-осыпные процессы создают почти сплошные шлейфы рыхлых отложений, то в субалышнотипных преобладющие лавинные и селевые процессы формируют системы конусов выноса обломочных от­ ложений. Гольцово-курумовые геосистемы представляют, главным образом, два их типа - курумовые, слаборасчлененные пологосклоновые и вер­ шинные участки невысоких хр.Янкана, Бурпалы, некотрых районов Удокана и Калара и слабо расчлененные сухие, плоские или слабонак­ лонные щебнисто-глыбовые участки базальтового плато Удокана. Первые из них характеризуются светло-серым.фототоном овальной формы. Очертания плавные, неоднородность фотоструктуры создается 154

линейными формами более темных тонов древесной и кустарниковой растительности по долинам рек и их притоков. Вторым свойственен ровный светло-серый фототон плоских щебнисто-глыбовых поверхно­ стей, иногда осложненных темными линиями нагорных террас. По кра­ ям этих плоских поверхностей отчетливо прослеживается уступ крутых склонов долин. В таких гольцах склоны в основном покрыты курумами и только по днищам долин прослеживаются заросли кустарников. Гольцы, покрытые травяно-кустарничковой и кустарниковой расти­ тельностью имеют более темный фототон по сравнению с курумовыми гольцами. Плоским переувлажненным участкам свойственна линейно­ полосчатая структура, а склонам, подверженным солифлюкционным процессам, - концентрическая, овальная, созданная солифлюкционными террасами и для гольцов с преобладанием кустарниковой раститель­ ностью характерна пятнистая и точечная структура. Кустарники, как правило, тесно связаны с горной тайгой и подчас трудно различать между ними границу, но в общем древесная растительность отобража­ ется более темным фототоном и зернистой структурой. Выровненные вершинные лиственничные поверхности преимущест­ венно редколесные встречаются в низкогорьях до высот 1500-1700 м. Как правило, кустарниковый ярус в них представлен ерниками, а на почве развиты лишайники: алектории, кладонии, цетрарии - ценный корм для оленей. Структура изображения их на космических снимках пятнистая. Светло-серые округлой формы редколесные вершинные поверхности отделяются более густо заросшими, и поэтому более темными на сним­ ках древними гольцовыми террасами и верховьями рек. Действует десерпция и эрозионные процессы. Горно-таежные крутосклоновые лиственничные ландшафты распро­ странены по троговым долинам хр.Кодар и Удокан. Сплошной ровный фототон имеют лиственничники с подлеском из кедрового стланика, а узко-полосчатый - характерен для лиственнични­ ков и берез с ивой и ольхой по руслам временных водотоков. Склоны трогов пронизаны светлыми линиями селей и лавинными прочесами. По 155

дну долины в русле водотока часто формируются наледи и наледные поляны. Кроме эрозионных процессов действуют десерпция, сели, лави­ ны. Горно-таежные пологосклоновые ландшафты характерны для круп­ ных троговых долин. Склоны крутизной 10-15 градусов покрыты редко­ стойными лиственничниками со смешанным подлеском. По днищам долин формируются наледные-поляны, нередко здесь развивается пой­ менный комплекс, состоящий из более влаголюбивой древесной расти­ тельности - тополя, березы, ели. На снимках первые характеризуются светлыми расширениями русел рек, вторые - темными узкими полосами вдоль русел. Наблюдается речная эрозия, десерпция, плоскостной смыв. Моренные комплексы представляют собой компактные овальной формы, приподнятые над днищем котловины участки с частыми вкрап­ лениями озер. Озера небольших размеров, округлые или слегка вытяну­ тые. Густо заросшая и поэтому более темная морена довольно отчетливо отделяется на снимкамх от ровных слабо дренируемых редколесных участков днища котловины. Как правило, морену пронизывает водоток. При выходе в котловину по основной морене формируются наледи и наледные поляны. Холмисто-западинный рельеф конечной морены с озерами создают сложную пятнистую структуру. Из экзогенных процес­ сов преобладает термокарст, наледеобразование, пучение грунтов, реч­ ная эрозия, подповерхностный смыв мелкозема. Подгорные аккумулятивные геосистемы включают в себя конусы вы­ носа и делювиально-коллювиальные шлейфы, поросшие лиственнич­ ным лесом с ольхово-ерниковым подлеском. Они имеют темный тон и полосчатую структуру. Постоянные водотоки формируют на конусах расширенные многорукавные русла белого тона. По ним возможны про­ хождения селей. Основной привнос рыхлого материала осуществляется по постоянным и временным водотокам. Во время частых землетрясений материал поступает на подгорные конусы и шлейфы, находящиеся в зоне активных разломов земной коры также благодаря обвалам, осыпям 156

и оползням. Кроме перечисленных экзогенных процессов, имеет место десерпция, мелкоструйчатый смыв, речная эрозия. Подтаежные на зандровых песках ландшафты характеризуются по­ логонаклонным равнинным рельефом, преимущественно сосновыми с лиственницей лесами, относительно сухими грунтами и глубоко залега­ ющей мерзлотой. Своеобразными комплексами являются не закреплен­ ные лесной растительностью остепненные урочища: Чарсйие пески, Малые пески, Пески Чкаловских озер и др. На песчаных массивах раз­ виты эоловые процессы, в местах выхода грунтовых вод формируются наледи, бугры пучения. Все разнообразие таежно-котловинных геосистем, различающихся, главным образом, кустарниковым и напочвенным ярусами, мы объеди­ нили в две группы: а) лиственничные днища котловин с сосной, подле­ ском из рододендрона даурского и бруснично-разнотравны м напочвенным покровом и б) лиственничные днища котловин багульниково-голубично-моховые. Первые из них имеют на снимках светло-се­ рый фототон и мелкозернистую ровную структуру на сухих хорошо дренируемых участках и когтисто-полосчатую структуру межложбинных грив. Вторые - более темные по тону, с мелкоструйчатой, перистой струк­ турой изображения и размытыми границами создают на снимках основу, фон, для выделения более "фотогеничных” геосистем. Здесь развиты эрозионные процессы, пучение, наледеобразование. Лиственничные днища котловин ерниковые выделяются на снимках по светло-серому и серому тонам. Редколесья (более светлый фототон) в сочетании с довольно густыми лиственнично-березовыми лесами оп­ ределяют рисунок, близкий к струйчатому. Заболоченные лиственнично-ерниковые днища, распространенные вдоль рек в плоских понижениях, имеют черный фототон и гладкую структуру. Из экзоген­ ных процессов преобладает комплекс мерзлотных процессов: пучение, термокарст, термоэрозия, мерзлотная сортировка грунтов с формирова157

ни ем полигонов, сортированных полос, пятен-=медальонов. Широко рас­ пространены туфуры, Булгунняхи, наледные поляны. Долинные маревые геосистемы дешифрируются по мозаичной или среднепятнистой структуре. Безлесность маревых площадей определяет светлые тона изображений: участки, занятые лугами, имеют светло-се­ рый, почти белый фототон. Древесная растительность, распространен­ ная вдоль водотоков, выявляется по гладкой структуре, размытым границам, серому и темно-серому тону. На снимках хорошо распозна­ ются старичные озера - черные однотонные пятна серповидной или округлой*формы. Значительная увлажненность, плоский рельеф и не­ глубоко залегающая мерзлота определяют ход процессов, связанных с водой и мерзлотой. Таким образом, - аэрокосмические методы в настоящее время стали основой комплек­ сного и системного изучения различных природных образований, особо полезными они оказались в изучении динамики природных процессов и явлений; - на настоящем этапе аэрокосмических исследований широкое при­ менение получили аэрокосмические фотосъемки. Они явились базой комплексного изучения и картографирования экзогенных процессов рельефообразования Кодаро-Удоканского региона как на топологиче­ ском, так и региональном уровнях; - свойства и особенности аэро- и космических фотоснимков позволя­ ют применить комплексный подход в изучении экзогенных рельефооб­ разующих процессов региона, объективно, достоверно и точно проводить их картографирование. Причем, изучение распространенно­ сти и динамики развития ЭПР проводится по принципу масштабного приближения аэрофотоснимков - от более крупных к более мелким масштабам (от частного к общему), а детальное геодинамическое райо­ нирование и картографирование ЭПР выполняются по принципу масш­ табного приближения - от более мелких масштабов космофотоснимков к более крупным масштабам (от общего к частному); 158

- детальное геодинамическое районирование ЭПР является в принци­ пе продолжением (детализацией) общего физико-географического рай­ онирования региона и вы полняется по принципу разделения фотоструктур разного порядка по космическим фотоснимкам (КФС) разных видов и масштабов. Оно является по содержанию - ландшафтно­ геоморфологическим, по форме - космофотоструктурным; Непосредственное дешифрирование ЭПР на аэро- и космических фо­ тоснимках целесообразно выполнять методом аэровизуальных обследо­ ваний с вертолета с выборочной фотосъемкой ключевых участков. В комплексе с наземными методами этот метод позволил выполнить раз­ номасштабное системное картографирование ЭПР в целях инженерно­ географического изучения территории региона; - сравнение разновременных аэроснимков за период 20-24 года позво­ лило выявить характерные "катастрофические" изменения в динамике денудационно-аккумулятивных процессов на участке каньонообразно­ го вреза русла реки в районе перехвата горной долины. На основе анализа и дешифрирования космических снимков разных уровней генерализации выявлена ландшафтная структура горных гео­ систем региона, положенная в основу ландшафтной индикации генети­ ческих типов, групп и ко м п л ек со в эк зо ген н ы х процессов рельефообразования.

159

Глава 5. КАРТОГРАФИРОВАНИЕ ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ АЭРОКОСМИЧЕСКИХ МЕТОДОВ 5.1. Ландшафтно-индикационное картографирование Установление ландшафтных индикаторов основывается на изучении закономерностей формирования и территориальной изменчивости усло­ вий протекания экзогенных процессов рельефообразования. А эффек­ тивность и достоверность индикации определяется степенью сходства природных условий территории картирования и участков, где эти зако­ номерности были изучены. Выявление ландшафтных индикаторов нами проводилось на основе изучения взаимосвязей между экзогенными про­ цессами и природными условиями с широким привлечением аэро- и космических материалов. Особое значение при этом имело количествен­ ное выражение зависимостей основных характеристик экзогенных про­ цессов от отдельных элементов природной обстановки, так как посредством оценки влияния этих элементов можно выяснить условия протекания ЭПР для всех выделенных в результате дешифрирования аэро- и космических снимков ландшафтных комплексов. Чтобы полнота извлечения информации из космического и аэроснимка была макси­ мальной, на небольших эталонных участках выполнялись работы по полевому дешифрированию, смысл которых сводился к уточнению дешифровочных признаков. Кроме этого, на эталоне приобретается опыт дешифрирования и выявляются закономерности отображения объектов при переходе от аэро- к космическому снимку. Для выявления морфологической структуры ландшафтов был приме­ нен метод разномасштабных ключей. Такой подход обеспечивает наи­ более полный охват всего видового разнообразия геосистем и позволяет осуществлять картирование с учетом их особенностей. 160

Выбор местоположения и число ключевых участков определялись предварительно по аэроснимкам. При этом выбиралось положение клю­ чевого участка в типичном месте с однозначными динамическими пока­ зателями для большего региона, а также обязательно там, ще ярче всего проявляются коренные изменения природы за известные промежутки времени. Среди наиболее важных географических сведений, получае­ мых на ключевых участках, следует выделить определение а) площадей, на которых происходят те или иные изменения; б) направлений, мощ­ ности, скорости и других показателей изменения природных процессов; в) степени активности взаимодействующих компонентов; г) самих яв­ лений на местности и аэроснимках; д) дешифровочных признаков (Ор­ лов, 1975). В качестве примера крупномасштабного картографирования на рис. 18 представлен участок троговой долины в альпинотипных гольцах. Многие выделенные здесь геосистемы своим происхождением обязаны древнему оледенению. Так, контур 3 - выровненные участки на крутых скалистых склонах, представляют собой фрагменты плеч трога, вырабо­ танного ледником, контуры 9 и 10 - боковые морены древнего ледника и т.д. Максимальная мощность древнего ледника в этом месте составляла около 400 м. Линейное размещение кустарниковой растительности на конусах говорит о интенсивной здесь лавинной и селевой деятельности. В узкой троговой долине пойма реки очень узка, и встречающиеся здесь алыпгаотипные лужайки с красочным разнотравьем незначительны по площади. Щебнисто-глыбовые осыпи непрерывным шлейфом окаймля­ ют скальные поверхности. Обвальные массы либо сами создали формы, напоминающие"псеводоморены" (Преображенский, 1960), либо послу­ жили причиной формирования каменных глетчеров. Кустарники на склонах - преимущественно кедровый стланик, а в пойме реки - ива, ольха и береза сменяются (вверх по долине) кустарничковыми (голуби­ ка, кассиопея, дриада, шикша) сообществами с разреженным травяно­ лишайниковым покровом. 161

^ 8 / В

Е2Э*

EZb ^

Ш в

S S 7 Е З в ШПШ9 Ш *

1» " |]р Ечч^М \&%r]tf j°a°«Jj8 Рис. 18

162

// *il£W ^

На избранные участки с использованием аэроснимков составлены были крупномасштабные ландшафтно-индикационные картосхемы, по которым проводился анализ площадного соотношения выделенных гео­ меров, дробности контуров, их размеров и конфигураций, границ между ними (резкие или постепенные), степени влияния на их положение экзогенных процессов, определялись их соотношения друг с другом для выявления основных свойств лаядщафтиой структуры различных геомов. С использованием созданных крупномасштабных картосхем, а также с применением космических снимков составлялись среднемасштабные ландшафтно-индикационные карты. При этом были достигнуты быстро­ та и оперативность в работе, объективность выделенных границ. Основ­ ное содерж ание среднемасш табных кар т формировалось при камеральном и аэровизуальном дешифрировании космических сним­ ков. Структура легенды карты строилась в процессе дешифрирования разномасшабных аэро*1и космических снимков с использованием ланд­ шафтных карт более крупного .масштаба, составленных на ключевые участки. Теоретические предпосылки картографирования ландшафтов Сибири сформировались в Институте географии СО АН и отражены в работах В.Б.Сочавы (1972,1974,1978.1980), В.С.Михеева и В.А.Ряшина (1970), В.С.Михеева (1974), А.А.Крауклиса (1974,1979,1981), Лан­ Рис.18. Ландшафтно-индикационная схема ЭПР в адышнопшных гольцах Кодара: 1 - сильно расчлененные крутые скалистые поверхности с редкими накипными лишайниками; 2 - выровненные участки на крутых скалистых склонах; 3 - курчавые скалы с разреженным лишайниковым и травяно-моховым покровом; 4 - осыпные шлейфы и конусы не задернованные; 5 - ложбины и кулуары с грубообмолочным материалом и лавинными снежниками; 6 - обвальные крупноглыбистые отложения; 7 - каменный глетчер с редкой травяно-кустарничковой и лишайниковой растительно­ стью; 8 - выровненные участки, сложенные обломочным материалом; 9 - крутые щебнисто-глыбовые незадернованные склоны; 10 - фрагменты боковой морены древ­ него ледника, ерниковые с травяно-кустарничково-лишайниковым покровом, 11 кустарничковые склоны с редким травяно-лишайниковым покровом; 12 - выровнен­ ные ивняковые склоны с разреженным лишайниковым покровом; 13-альпинотипные приручьевые лужайки; 14 - кедрово-стланиковые склоны; 15 - конусы выноса кустар­ никовые с резреженным травяно-кустарничковым покровом и приснежниковыми альпинотипными лужайками; 16 - кустарниковые поймы; 17 - скалистые гребни; 18 отметки высот

163

дшафты юга... (1977). Главным принципом геосистемного анализа тер­ ритории является рассмотрение ее с двух позиций - гомогенности и гетерогенности, а также иерархичности и соподчиненности классифика­ ционных единиц. Изучаемая территория представлена, в целом; горными и котловиными ландшафтами. Среди горных ландшафтов выделены гольцовые и горнотаежные. Из котловинных ландшафтов выделены подгорные, та­ ежно-котловинные и болотно-котловинные геосистемы. В иерархиче­ ском ряду они представляют собой группы геомов. Геомы, выделяемые в основном по космическим снимкам - ранг гео­ меров, находящихся на границе региональной и топологической размер­ ностей подразделений природной среды. К ак сам ая крупная классификационная единица топологического порядка, геом представ­ ляет собой обобщение классов фаций. Но в то же время геом и наимень­ шее подразделение геосистем региональной размерности, на уровне ко­ торой учитываются общегеографические связи - орографические, цир­ куляционны е, радиационные, инверсионные, экспозиционные, литологические и проч. Признаки выделения геомов - дифференциация форм мезорельефа, грунтов и растительности. С учетом этих признаков выделено 14 геомов: четыре гольцовых, по три горнотаежных и подгор­ ных и по два таежно-котловинных и болотно-котловинных ландшафта. Следующий таксономический ранг - классы фаций - представляют собой эколого-морфогенетическяе разновидности геома. Их различие прослеживается по формам рельефа, составу горных пород, режиму увлажнения и типам растительных сообществ. По фс мам рельефа вы­ деляются междуречья, склоны и дншца долин и котл вин; по крутизне склонов - крутые (свыше 30 градусов), пологие (5-30 градусов) склоны и плоские поверхности (до 5 градусов); по составу горных пород - скалы, грубообломочные глыбовые, щебнистые, щебнисто-суглинистые отло­ жения; по преобладающей растительности - древесные, кустарниковые, травяно-кустарничковые, луго-тундровые, лишайниковые сообщества; по увлажнению - сухие, избыточно и умеренно увлажненные местопо­ 164

ложения. Всего выделен 31 класс фаций. В легенде вся совокупность картируемых классов фаций подчинена тем геосистемам региональной размерности, к которым они относятся. Таким образом, легенда лавдшафгно-иидикационной карты среднего масштаба для территории Кодаро-Удоканского региона основана на ге­ осистемных принципах. В подзаголовках А, Б обозначены типы ланд­ шафтов - горные и котловинные. На следующей ступени А(1),А(2)ит.д. -указаны группы геомов, в подзаголовках I-X IY -геомы. Цифрами 1-31 обозначены картографируемые единицы - классы фаций. Составление авторского оригинала производилось на фотоплане (си­ нем оттиске) по выделенным на снимках контурам. Дополнительными материалами служили полевые записи наземных и аэровизуальных об­ следований, опубликованные литературные источники. Использование черно-белых и спектрозональных космических снимков, а также при­ влечение материалов полевых работ позволило, на наш взгляд, отобра­ зить на карте ландшафта с достаточной полнотой и достоверностью, объективно и по единым принципам провести разграничение картогра­ фируемых объектов, выполнить эту работу в сжатые сроки.

5.2. Крупномасштабное картографирование ЭПР по аэрофотоснимкам. Крупномасштабное картографирование экзогенных процессов рель­ ефообразования выполнялось путем последовательного аэрофотоэталонироваиия территории геодинамических полигонов. По мере уменьшения масштабов аэрофотосъемки увеличивались размеры эта­ лонного участка, но сокращалась детальность отображения геодинами­ ческих характеристик путем их генерализации. При геодинамическом картографировании в любых масштабах наземные инженерно-геологи­ ческие методы съемки обычно дополнялись аэровизуальными наблюде­ ниями и дешифрированием аэроснимков. При составлении карт использовались также данные многолетних режимных наблюдений, 165

прежде всего, количественные показатели развития ЭПР. При опреде­ лении границ распространения процессов и оконтуривании генетиче­ ских типов ЭПР широко использовался метод экстраполяции. Геодинамические характеристики, полученные при детальных исследо­ ваниях на площадках небольших размеров, распространялись на анало­ гичные ландшафты при картографировании эталонных участков более крупных размеров в меньших масштабах съемки. Разработанная нами легенда геодинамических карт состоит из не­ скольких систем обозначений, отражающих пространственные законо­ мерности и типы ЭПР. их интенсивность и направленность развития, литологический состав сносимых и аккумулируемых отложений и дина­ мику рельефа (изменения некоторых форм рельефа за определенный промежуток времени) (рис. 19). Основная система увловных обозначений предназначена для отобра­ жения ЭПР и их генетических типов, а также закономерностей распро­ странения ЭПР в пределах картируемой территории. Для этого исполь­ зованы выразительные средства изображения - цветовая фоновая раскраска или специально разработанная штриховая сетка. Цветовая фоновая раскраска и правильно подобранная сетка выполняют также вспомогательную роль по раскрытию содержания создаваемых карт, поскольку хорошо отображают морфологические особенности развива­ ющихся форм рельефа. Интенсивность процессов отображена в осредненных (многолетних) количественных показателях, вписанных в фигурные многоугольники, Причем каждому процессу соответствует определенная форма много­ угольника. В отдельных случаях интенсивность ЭПР читается по изме­ нениям тональности цвета или по изменениям плотности сетки. При увеличении интенсивности ЭПР сгущается цветовой фон или увеличи­ вается плотность сетки. Третьей системой обозначений является штриховка и виемасштабиые знаки, которые использовались нами для отображения литологии и механического состава сносимых и аккумулируемых, рыхлых отложе166

iiiiiiiBiiiiiiBiiiiiiiia 2

]< 1 ЭНWM **4

чш ш л

I

|я | 0.5м |/*| ооооо JS V . * 16 Рис. 19. Крупномасштабная карто-схема ЭПР днищ котловин.

^ з о г е н н ы е процессы рельефообразования: 1 - очень сильное пучение (500 мм) с и КРУПНЫХ многолетних бугров пучения; 2 - сильное nuuauUf Г1 пп1 тпй образованием крупных сезонных бугров пучения; 3 - среднее пХа?й*! J

'

мелкими сезонными буграми пучения на наледной поляне и

ппирпун^г-тм^^ мм' 9пС1епЗОНЧыми микродеформациями земной " очень слабое пучение (0-10 мм) на морене; 6 - наледная эрозия и денудация с развитием наледной поляны; 7 - эрозия и термоэрозия в руслах W и п о с то я н н ы х (б) в о д о т о к о в " 8 - сил ьн ы й Рт е р мокаРрУс ? с я л п £ о и о 1 П л 1 Т и -Ф0 Рмами: ’ средний термокарст с аккумуляцией озерного J * термокарст с заболачиванием поймы; 1Т - морозобойное с Формированием полигонально-трещинного микрорельефа; 12 е и дифференцированное пучение с образованием каменных сезонного гГ^отаиванияТерМО ЗЗИЯ С микР°АеФ°РмаЧиями берега; 14 - глубина г ранулометрический состав отложений: 15 - валунно-галечниковые- 16 гравиино-песчанистые; 17 - торфянисто-супесчанистые отложения

167

ний. Анализ закономерностей их распределения на закартированной площади способствует выявлению участков с разной направленностью развития рельефа (скальные породы - преобладание процессов сноса, и расчленения, аккумулятивные отложения - преобладание процессов вы­ равнивания и Т.Д.). Очень важной характеристикой геодинамических карт является по­ казатель динамики рельефа, т.е. - результирующий показатель деятель­ ности Э П Р за определенны й пром еж уток врем ени. Главной особенностью этих карт является показ на них изменений границ рас­ пространения ЭПР за определенный период, что равнозначно измене­ нию образуемых ими форм рельефа за это же время (рис.20). Отмеченные выше общие принципы составления геодинамических карт в зависимости от масштаба карты имеют и свои особенности. Так, все карты (схемы), составленные в наиболее крупных масштабах, отли­ чаются от карт остальных масштабов максимальной насыщенностью количественными показателями интенсивности ЭПР. Этот показатель отражен на картах в виде средней величины для данного участка за многолетний период наблюдений. Количественная характеристика ин­ тенсивности каждого процесса определялась по данным режимных на­ блюдений за 1976-1985 гг.

5.3. Карта ЭПР Кодаро-Удоканского региона Карта экзогенных процессов рельефообразования на территорию Кодарй-Удоканского региона была составлена в основном с использовани­ ем аэро- и космических снимков. Основная информация для составления этой карты была получена путем их дешифрирования, а также в ходе полевых наземных и аэровизуальных обследований и работ на ключе­ вых участках с использованием ранее созданных крупно- и среднемас­ штабных карт экзогенных процессов рельефообразования. 168

Рис.20. Крупномасштабная карта ЭПР хр.Удокан: 1 - обвально-осыпные процессы на очень крутых (65-90 градусов) склонах, сложенных скальными породами; 2 делювиально-осыпные процессы на крутых (45-65 градусов) склонах с прерывистым маломощным чехлом разнообломочных отложений; 3 - десерпция и курумообразо­ вание на склонах средней крутизны (15-45 градусов), сложеных щебнисто-глыбовыми отложениями; 4 - селевая и речная аккумуляция на дне долин, сложенных гравийногалечниковыми отложениями с песчаным заполнителем и с включением глыб; 5 водная аккумуляция на пролювиально-селевых конусах выноса, сложенных разнооб­ ломочными в разной степени окатанными отложениями; 6 - обвально-осыпная акку­ муляция на коллювиальных конусах и шлейфах, сложенных щебнисто-глыбовыми отложениями; 7 - активизация гравитационных процессов на обвально-осыпных скло­ нах; 8 - обновленные и вновь образованные коллювиальные конусы и шлейфы; 9 глубинная и боковая эрозия в речных руслах, сложенных гравийно-галечниковыми отложениями с песчаным заполнителем с включением глыб; 10- эрозионно-селевой и лавинно-осыпной снос по крутонаклонным лоткам и расселинам, выработанным в скальных породах; 11- изменения русел рек; 12 - обновленные и вновь образованные эрозионно-денудационные врезы; 13 - границы распространения ЭПР; 14 - границы вновь образованных форм рельефа; 15 - границы водоразделов.

169

Карта создавалась на .основе ландшафтно-индикационной карты, со­ ставленной ранее. При этом дробные контуры выделенных ландшафтов с набором отдельных экзогенных процессов были обобщены и сгруппи­ рованы по типам процессов. В таком виде легенда карты оказалась более компактной и в основном соответствующей выработанным классифика­ циям экзогенных процессов, она не допускает повторений одних и тех же процессов, развивающихся в разных высотных поясах. Она предус­ матривает выделение главного процесса из многообразия действующих на определенной территории и построена иерархически. Выделено шесть групп основных экзогенных процессов, и хотя общее число процессов значительно больше, показать их все на карте не представляется воз­ можным. Так, абразионные процессы, развивающиеся по берегам озер, суффозия и карст, незначительно распространенные на этой террито­ рии, в легенде карты не отображены. На штриховом фрагменте (рис.21) не показано выветривание, действующее повсеместно, в красочном же варианте карты оно отображено цветной штриховкой. Сильнее всего, кроме выветривания, распространены гравитацион­ ные процессы. Это естественно, так как большая часть картографируе­ мой территории представлена горными районами. Эту группу экзогенных процессов составляют обвальные с формированием очень крупных обвально-аккумулятивных шлейфов грубообломочного материала объемом более 1 млн. м ; обвально-осыпные; осыпные, формиру­ ющ ие ш лейф ы и конусы обломочны х отлож ени й, чаще распространенные на северных склонах троговых долин; десерпционные в сочетании с подповерхностным смывом на незадернованных камени­ стых склонах, формирующие курумы; десерпционные, выполаживающие зедернованные склоны долин. Нивально-гляциальная группа процессов связана с наличием на скло­ нах снега и льда. Часто площади их действия незначительны, но в рельефообразования горных районов они играют важную роль. При этом выделены ледниковые, создающие кары и морены; нивальные на скло170

Нс.х средней крутизны, создающие ниши и ннвальные кары, а на пологих

склонах - гольцовые террасы и ниши; неледные, образующие "наледные поляны”; лавинно-селевые с образованием лотков-русел и конусов вы­ носа грубообломочного материала. Флювиальная труппа объединяет речную эрозию, преимущественно глубинную, формирующую каньоны; речную эрозию и аккумуляцию широких долин и котловин с подмывом берегов и образованием кос и пляжей; плоскостной смыв, формирующий делювиальные конусы и шлейфы; мелкоструйчатый смыв, вырабатывающий делли и пролювиально-делювиальные конусы. Эти процессы занимают небольшие пло­ щади. Мерзлотные процессы широко распространены по днищам долин и котловин, а также на пологих склонах с чехлом рыхлых отложений. Они включают просадки грунтов и образование западин и бугре» пучения; термокарст, формирующий воронко- и блюдцеобразные западины; морозобойное растрескивание и пучение переувлажненных грунтов, со­ здающие полигональный рельеф, мерзлотную сортировку грунтов с формированием сортированных полос, каменных многоугольнике» и пятен-медальонов; солифлюкцию, образующую натечные валики, по­ токи, террасы и покровы. Эти процессы почти не различимы на косми­ ческих снимках, поэтому для их выделения следует использовать ландшафтно-индикационный метод. Эоловые процессы представлены дефляцией и ветровым переносом с формированием эолово-денудационных и эолово-аккумулятивных форм - ниш и западин выдувания, эоловой ряба, барханов. Кроме two , как уже указывалось, повсеместны процессы выветривания. На скаль­ ных обнажениях преобладает физическое выветривание, в понижениях - криогидратационное и химическое. Фитогенное разрушение горных пород наиболее интенсивно происходит в травяно-кустарничковых и кустарниковых ландшафтах.

171

1 Ш г Ш з ш а т * Шб т ? т * е з 9 е э » аеЗи I

It2 E 3 l 3 t>—lu (5cll5 I-•: -lie

P*c-21. Среднемасштабна! карм ЭПР.

172

5.4. Районирование экзогенных процессов рельефообразования по космическим фотоснимкам на ландшафтной основе Природное районирование - важное звено в научном познании конк­ ретной территории. Оно заключается в "установлении естественных территориальных подразделений географической среды, которые сфор­ мировались в процессе ее исторического развития и в свою очередь представляют целостные системы и одновременно разных рангов таксо­ номические единицы" (Сочава, 1956, с.54) Разработки по ландшафтной дифференциации Северного Забайкалья в целях районирования ЭПР, в частности, территории Кодаро-Удоканского региона приобретают особый аспект в связи с развитием произво­ дительных сил, что влечет за собой использование природных ресурсов. Обширность изучаемой территории, труднодоступность ее для назем­ ных исследований являются лимитирующими факторами. В этом плане наиболее эффективно применение аэрокосмических снимков, которые обладают большой обзорностью и информативностью. Рис.21. Среднемасштабная карта ЭПР. Гравитационные процессы: 1 - обвальноосыпные, формирующие резко расчле­ ненный. крутосклонный денудационный рельеф; 2 - лавинно-селевые с формирова­ нием конусов выноса грубообломочного материала. Нивально-гляциальные процессы: 3 - нивально-гляциальные на крутых склонах, формирующие ниши, кары, морены; 4 - нивальные на пологих склонах, формирующие гольцовые террасы. Мерзлотные процессы: 5 - десерпционые в сочетании с подповерхностным смы­ вом на незадернованных склонах, формирующие куру мы; 6 - десерпционные, выполаживающие задернованные склоны долин; 7 - мерзлотная сортировка грунтов с формированием сортированных полос; 8 - солифлюкционные с формированием на­ течных языков, валов, террас; 9 - пучение просадки грунтов с формированием бугров пучения и западин; 10 - термокарст, формирущий воронко- и блюдцеобразные запа­ дины и озера; 11 - морозобойное растрескивание и пучение переувлажненных грун­ тов с ф ормированием полигонального рельефа; 12- наледные, ф ормирующие наледные поляны. Флювиальные процессы: 13 - плоскостной и мелкоструйчатый смыв, формирую­ щий делювиально-пролювиальные конусы и шлейфы; 14 - речная эрозия, преимуще­ ственно глубинная, формирующая каньоны, Y- образные участки долин; 15 - речная эрозия и аккумуляция широких долин и котловин с подмывом берегов и образовани­ ем кос и пляжей. Эоловые процессы: 16 - дефлюкция и ветровой перенос с формированием ниш и западин выдувания, эоловой ряби, барханов

173

В процессе работы над схемой районирования экзогенных процессов рельефообразования (ЭПР) территории Северного Забайкалья были проанализированы тематические и топографические карты территории, литературные и фондовые материалы, учтены опыты районирования предшественников. При этом были намечены "ядра" районов и округов. Уточнение границ и проверка целесообразности выдела тех или иных таксонов районирования проводились при камеральном и полевом де­ шифрировании космических фотоснимков. Предлагаемая схема райо­ нирования ЭПР в сравнении с предшествующими отличается большей детальностью (так как районирование проведено до уровня районов) и точностью проведения границ, поскольку в процессе работы они были проведены по фотоструктурам КФС. В текстовом описании таксонов районирования отражены основные элементы ландшафта, влияющие на формирование и скорость протекания ЭПР. Исходя из изложенных выше принципов исследования, были учтены - история формирования исследуемой территории, современная физикогеографическая обстановка дифференциации ЭПР, причем особое вни­ мание уделялось геолого-геоморфологическим различиям территории. Наряду с этим определенное внимание уделено анализу характера рас­ тительности как одному из показателей природных условий и как фак­ тору, влияющему на скорость протекания ЭПР. При выделении конкретных единиц ландшафтной дифференциации региона в целях районирования ЭПР были приняты за основу определе­ ния, данные В.Б.Сочавой (1956): "Физико-географическая провинция - устанавливается в пределах зоны или подзоны. Ей присущи местные черты природы, обусловленные более общими геолого-геоморфологическими отличиями внутри зоны или подзоны. Столь же надежными признаками являются гидрологиче­ ский режим, почва и растительный покров. Округ - территориально обособленная часть провинции, в которой достаточно полно совмещаются рубежи всех компонентов географиче­ ской среды. Округ представляет генетически наиболее цельное образо­ 174

вание. Это дает основание именовать округ ландшафтом, понимаемом в региональном смысле. Район - одна из категорий внутри ландашфгиого районирования. Ограничивается на основе более частных признаков". Названия районов давались, как правило, по речным долинам, ограничивающим районы. Помимо характеристики экзогенных процессов рельефообразования от­ мечались характер растительности и геологический субстрат как факто­ ры, влияющие на степень проявления и скорость протекания ЭПР.

t. Кодарский высокогорный денудационно-ледниковый округ 1. Сюльбанский среднегорный плосковершинный курумово-солифлюкционный ерниково-лиственничный по пологим склонам на протеро­ зойских гранитах и гранито-гнейсах. 2. Сакуканский высокогорный резкорасчлененный нивально-гляциальный с фрагментами лишайниковых тундр на протерозойских грани­ тах и гаринито-гнейсах.

3. Сыгыктинский высокогорный резкорасчлененный нивально-гляциальный и лавинно-селевый с зарослями кедрового стланика и лист­ венничным редколесьем по днищам троговых долин на протерозойских гранитах, кварцитах и аргиллитах. 4. Апсатский высокогорный резкорасчлененный нивально-гляциальный и гравитационный с фрагментами лишайниковых тундр и заросля­ ми кедрового стланика по днищам троговцх долин на архейских гнейсах, мраморах и кристаллических сланцах. 5. Сулуматский среднегорный десерпционно-курумовый лиственнично-ерниковый, мохово-лишайниковый на архейских гнейсах и кри­ сталлических сланцах. 6. Богаюктинский среднегорный эрозионно-денудационный лиственнично-кедровостланиковый на протерозойских известняках, доломи­ тах, кварцитах. 175

7. Ничатский низкогорный эрозионно-аккумулятивный и мерзлотнотаежный на протерозойских гранитах и гнейсо-гранитах. 8. Малоторский низкогорный мерзлотно-курумовый мохово-лишайниковый и лиственничный на архейских гнейсах и кристаллических сланцах. 9. Алакитский среднегорный десерпционно-курумовый лишайниково-кедровостланиковый и лиственничный на архейских кварцитах, кри­ сталлических сланцах и метаэффузивах.

II. Каларо-Удоканский высокогорный эрозионно-денудационный округ 1. Ингамакитский среднегорный плосковершинный мерзлотно-куру­ мовый лишайниково-ерниковый на базальтовых покровах и протеро­ зойских песчаниках. 2. Каларский среднгегорный десерпционно-курумовый лишайниково-кедровостланиковый и лественничный на протерозойских гранитах и гейсо-гранитах. 3. Каларский высокогорный лавинно-курумовый и гравитационно­ обвальный лишайниково-кедровостланиковый по троговым долинам на архейских и протерозойских гранитах и гнейсо-гранитах. 4. Кеменский высокогорный мерзлотно- и гравитацлионно-обвальный лишайниково-кедровостланиковый на протерозойских гнейсах и гранито-гнейсах. 5. Икабьеканский высокогорный гравитационно-курумовый лишай­ никовый на архейских кристаллических сланцах и гнейсах. 6. Чинейский котловинный мерзлотно-солифлюкционный и курумовый ерииково-лиственничный на юрских алевролитах, песчаниках и конгломератах.

176

III. Чарсиий котловинный аккумулятивно-мерзлотный округ 1. Члрский долинный мерзлотно-эрозионный лиственничный и ерниковый на четвертичных аллювиальных и пролювиальных отложениях. 2. Кодарский предгорный мерзлотно-солифлюкционный лиственичный на моренах и подгорных шлейфах на четвертичных делювиальнопролювиальных отложениях. 3. Удоканский предгорный мерзлотно-эрозионный лиственнично-ерниковый на моренах и подгорных шлейфах на четвертичных пролювиально-делювиальных отложениях. 4. Удоканский подгорный курумово-десерпционный лиственничноерниковый на протерозойских песчаниках, алевролитах и аргиллитах. 5. Муйский среднегорный десерпционно-курумовый с фрагментами древних поверхностей выравнивания лиственничный на палеозойских гранитах,гранодиоритах. 6. Токкинский низкогорный эрозионно-солифлюкционный листвен­ ничный на архейских гнейсах и кристаллических сланцах.

177

З А К Л Ю Ч Е Н И Е Северное Забайкалье - крупнейший в будущем горно-промышленный регион хозяйственного освоения БАМа. Его промышленное освоение займет период - конец XX - начало XXI вв. В перспективе здесь будет развернуто комплексное освоение природных ресурсов всего региона. В связи с этим опережающее изучение особенностей природных усло­ вий этого региона, динамики природных процессов в естественных усло­ виях и, главное, при антропогенных (техногенных) нагрузках, является одной из актуальных задач природоведческих исследований. При поста­ новке задач исследований из группы природных процессов горных рай­ онов в качестве объекта исследований были избраны экзогенные процессы рельефообразования, как наиболее динамичные, имеющие ландшафтообразующее значение для таких территорий. Принимая во внимание экстремальность природных условий терри­ торий региона, авторами книги в основу исследовланий были положены комплексные наземные и дистанционные аэрокосмические методы. В целом избранный комплекс методов заключал 3- уровенные наблюде­ ния, измерения и съемки на земле, с воздуха и из космоса. В результате проведенных исследований отработанный комплекс ме­ тодов изучения динамики экзогенных процессов рельефообразования сложился в систему 3- уровенного изучения, заключающую - стационарные наземные режимные наблюдения, измерения и съем­ ки ЭПР на избранных геодинамических полигонах и площадках; - воздушные аэровизуальные наблюдения и дешифрированные АКФС с аэрофотосъемками с вертолетов и самолетов; - применение космических фотоснимков разных видов и масштабов. Для территории горного обрамления Чарской впадины (Кодаро-Удоканский регион) выявлены основные природные закономерности рас­ пространения экзогенных процессов рельефообразования (ЭПР), обусловленные высотной поясностью, метеорологической обстановкой и 178

геолого-геоморфологическими особенностями региона исследований. По природным условиям исследованный район может быть принят как эталонный для горных территорий западного участка БАМа. Метеорологический режим территорий региона (геодинамических полигонов) относится к режиму с эстремальными погодными условиями: среднегодовая температура - 7-8 градусов, среднемесячная температура января - 33,7 градусов; среднегодовая температура почвы - 7 градусов; короткий безморозный период - 40-60 дней; количество осадков до 700800 мм в год (большая часть которых выпадает в летние месяцы) и т.д. К основным генетическим типам экзогенных процессов исследуемого региона, за режимом и динамикой развития которых проведены много­ летние исследования, относятся процессы выветривания, гравитацион­ ны е, н и в ал ь н о -гл я ц и а л ь н ы е, криогенн ы е, ф лю виальны е. Интенсивность их развития определяется особенностями природных факторов определенных высотных поясов. Наиболее активно рассматриваемые экзогенные процессы развива­ ются в верхней части гольцового пояса, у нивальной зоны (1700-2000 м), где условия для интенсивного развития ЭПР наиболее оптимальны: максимум осадков, самое большое количество дней с переходами темпе­ ратуры грунта через 0 градусов Цельсия, здесь наиболее активна работа снежников. Выше 2200 м температура ниже 0 градусов составляет боль­ шую часть года, поэтому экзогенные процессы в условиях отрицатель­ ных температур как бы "законсервированы". Ниже 1600-1700 м данные экзогенные процессы в значительной степени стабилизируются расти­ тельностью. Один из важнейших результатов выполненных исследований - комп­ лексность их методики. Комплексная методика исследований режима и динамики ЭПР основывалась на аэрокосмических и наземных методах их изучения и картографирования и позволила дать качественную и количественную оценку современного состояния и развития их на тер­ ритории района будущего интенсивного хозяйственного освоения.

179

Научно-технологическая проработка выполненных исследований ба­ зировалась на результатах изучения информационной емкости аэро- и космических фотоснимков разных видов и масштабов, комплексность оценки условий развития ЭПР определялась их ландшафтной индика­ цией по аэро- и космическим фотоснимкам. Совместное использование результатов дешифрирования аэро- и кос­ мических фотоснимков, наземных измерений и съемок, фотограммет­ рической и машинной обработки фотоснимков позволило составить разномасштабные точные и содержательные инвентаризационные и оценочные карты ЭПР с отображением ландшафтных условий их разви­ тия и некоторых динамических показателей. Преимущества созданных карт заключаются в точности границ контуров, отображенных по грани­ цам фотоструктур космических фотоснимков, а также в комплексности и объективности их содержания, в значительной степени полученной с использованием аэро- и космической информации. К важнейшим результатам исследований относятся количественные показатели в развитии современных рельефообразующих процессов ре­ гиона. Так, интенсивность ряда ЭПР охарактризована в количествен­ ных показателях за несколько лет и вычислена их средняя многолетняя скорость развития. При этом оценена роль отдельных типов ЭПР в современном рельефообразовании. Несомненно, что все это имеет не только научно-познавательный интерес, но и представляет значитель­ ную практическую ценность. Особо следует отметить, что все крупно­ масштабные геодинамические карты и схемы ЭПР максимально насыщены количественными показателями интенсивности их развития. На них отражены средние многолетние скорости выветривания и дену­ дации скальных массивов, скорости массового перемещения рыхлого материала на склонах, величины морозного пучения и просадок грунтов и другие геодинамические характеристики. На ряде специальных карт показана динамика рельефа, отражены результирующие показатели деятельности некоторых типов ЭПР за определенный промежуток времени. Путем сравнения аэроснимков раз­ 180

ных лет съемки на картах отражены изменения форм рельефа за 20-24 -летний период их развития. Как свидетельствуют карты, за указанный промежуток времени многие аэрозионно-денудационые и аккумулятив­ ные образования изменили свои размеры, форму и местоположение. Отмечено затухание активности некоторых процессов в одних местах, и, наоборот, их активизация - в других. Эти данные ценны не только для установления особенностей динамики рельефа, но и необходимы для прогностических целей. Основные научно-методические разработки могут быть использова­ ны при проведении аналогичных работ в горных районах БАМа, При­ байкалья и Забайкалья, и в целом - в горных районах Сибири и Дальнего Востока. Разработки комплексной 3- уровенной (наземной, воздушной, кос­ мической) системы наблюдения за динамикой экзогенных процессов рельефообразования являются первым этапом научно-методического обоснования системы аэрокосмического мониторинга природной среды зоны хозяйственного освоения БАМа как одного из звеньев общей сис­ темы аэрокосмического мониторинга природной среды интенсивно осваемых регионов Сибири.

181

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК Авсюк Г.А., К вопросу применения наземной фотограмметрии в фи­ зико-географических исследованиях / / Вестн.Казах.филиала АН СССР. Алма-Ата. № 4,5, С.3-18. Агафонов Б.П., Выркин В.Б. Стационарное изучение смещения рыхлого материала на склонах в Прибайкалье / / Развите склонов и выравнивание рельефа. Казань, 1974. С. 107-114. Агафонов Б.П., Выркин В.Б. Курумы Прибайкалья / / Изучение природы, хозяйства и населения Сибири. Иркутск, 1975. С.43-45. Агафонов Б.П., Пармузин Ю.П. Экзогенные рельефообразующие процессы / / Проблемы Байкала. Новосибирск, 1978. С.17-21. Агафонов Б.П., Макаров С.А. Активность и распространенность се­ левых процессов в Северном Прибайкалье по дендрохронологическим данным / / Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. К XI конгрессу в СССР. Москва, 1982. Новосибирск, 1982. С. 101-116. Алексеев В.Р., Напрасников А.Т. Оценка лавинной опасности хреб­ та Удокан (СеверноеЗабайкалье) / / Сиб.географ.сб., 1971. Вып.7.С.63110. Алешин Г.В., Микроклиматические условия и выветривание в карах Южного Прибайкалья / / География и природные ресурсы. 1987. N 2. С.164-166. Ан В. В., Любомиров А.С., Соловьева Л.Н. Геокриологические ус­ ловия Байкало-Становой части зоны БАМ. Новосибирск. 1984. 151 с. Аэрокосмическая информация как источник ресурсного картографи­ рования. Иркутск. 1979. 90 с. Аэрокосмические методы в географических исследованиях Сибири и Дальнего Востока. Иркутск, 1981. 146 с. Аэрокосмические и наземные исследования динамики природных процессов Сибири. Иркутск, 1984. 193 с. 182

Базаров Д.Б., Четвертичные отложения и основные этапы развития рельефа Селенгинского среднегорья. Улан-Удэ, 1968. 166 с. Базаров Д.Б., Плейстоценовое оледенение и его значение в форми­ ровании рельефа горных областей / / Геоморфология Северного При­ байкалья и Станового нагорья. М., 1981. С.162-176. Белова В.А., История развития растительности котловин Байкаль­ ской рифтовой зоны. М., 1975. 142 с. Благоволин Н.С., Цветков Д.Г., Опыт применения повторной назем­ ной фотограмметрической съемки для изучения динамики рельефа / / Геоморфология. 1971. N 1. С.76-89. Виноградов Б.В., Космические методы изучения природной среды. М., 1976.286 с. * Виноградов Б.В., Преобразованная Земля: Аэрокосмические иссле­ дования. М., 1981.296 с. Виноградов Б.В., Аэрокосмический мониторинг экосистем. М., 1984. 320 с. Виноградов Б.В., Кондратьев К.Я. Космические методы землеведе­ ния. Л., 1971.192 с. Войлошников В.А., К методике исследований современной динами­ ки рельефа в южной тайге Средней Сибири / / Методы геоморфологиче­ ских исследований. Новосибирск, 1967. С.144-152. Войлошников В.А., Склоновые процессы в Приангарье / / Изв.Забайк.филиала ГО СССР. Чита, 1968. Т.4, вып.2. С.51-56. Войлошников В. А., Гидротермические движения грунтов в Нижнем Приангарье / / Южная тайга Приангарья. Л., 1969. С.116-218. Войлошников В. А., Выветривание в таежном Приангарье / / Зап.Забайк. филиала ГО СССР. Чита, 1970. Вып.41. С.22-27. Володичева Н.А., Оценка лавинной опасности в зоне БАМ / / Вопро­ сы географии: Геоморфология и строительство. М., 1979. С.138-148. Воробьев В.В., Пластинин Л.А., Белов А.В. Аэрокосмические мето­ ды и материалы в географических исследованиях Сибири / / Аэрокосми­ 183

ческая информция как источник ресурсного картографирования, Ир­ кутск, 1979. С.3-21. Воробьев В.В., Пластинин Л.А. Аэрокосмические методы в геогра­ фических исследованиях зоны БАМ / / Аэрокосмические методы в гео­ графических исследованиях Сибири и Дальнего Востока. Иркутск, 1981. С.3-11. Воробьев В.В., Пластинин Л.А., Белов А.В., и др. Географические исследования Сибири и проблемы использования аэрокосмических ма­ териалов / / Космический исследования природных комплексов Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск, 1983. С.29-35. Воскресенский С.С., Геоморфология Сибири. М., 1962. 352 с. Воскресенский С.С., Динамическая геоморфология. Формирование склонов. М., 1971. 230 с. Втюрина Е.А., Криогенные склоновые террасы. М., 1966. 96 с. Выркин В.Б., Солифлюкция гольцового пояса хребта Удокан / / При­ родные условия и охрана окружающей среды в зоне БАМ. Иркутск, 1977. С.58-65. Выркин В.Б., Курумы гольцов Прибайкалья и Северного Забайкалья / / Процессы современного рельефообразования в Сибири. Иркутск, 1978. С.88-108. Выркин В.Б., Криогенный и нивальный микрорельеф гольцов При­ байкалья и Северного Забайкалья: Автореф.дис. ...канд.геогр.наук. Ир­ кутск, 1980.20 с. Выркин В.Б., Классификация экзогенных процессов рельефообразо­ вания суши / / География и природ, ресурсы. 1986. N 4. С.20-24. Геологическая карта юга Восточной Сибири и северной части МНР /Под ред.АЛ. Яншина/, 1983. Геологический словарь /П од ред. К.Н.Паффенгольца, JI.И.Боровико­ ва, А.Н.Жамойда и др./ М., 1978. Т .2 .436 с. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Кайнозойские отложения и гео­ морфология. Новосбириск, 1983, 170 с. 184

Геология и сейсмичность зоны БАМ. Неотектоника. Новосибирск, 1984. 206 с. Глазовский А.Ф., Каменые глетчеры (состояние проблемы) / / Кри­ огенные явления высокогорий. Новосибирск, 1978. С.59-72. Гобеджишвили Р.Г., Изучение современных рельефообразующих процессов в горных районах стереофотограмметрическими методами. Тбилиси, 1981. 139 с. Говорушко С.М., Курумовый морфолитогенез. Владивосток, 1986. 120 с. Гонин Г.В. , Космическая фотосъемка для изучения природных ре­ сурсов. Л., 1980.139 с. Горбунов А.П., Криогенные явления Памиро-Алая / / Криогенные явления высокогорий. Новосибирск, 1978. С.5-25. Горчаковский П.Л., Шиятов С.Г. Фитоиндикация условий среды и природных процессов в высокогорьях. М., 1985.209 с. Гравис Г.Ф., Склоновые отложения Якутии. Условия накопления и промерзания, криогенное строение. М., 1969.128 с. Гравис Г.Ф., Климовский И.В. Мерзлотно-литлогическая карта се­ верного склона хребта Удокан и Чарской котловины / / Геокриологиче­ ские условия Забайкальского Севера. М., 1966. С.5-23. Дружинин М.К., Хлебников П.И. Особенности строительства на ку­ румах Забайкалья / / Трансп.стр. 1970. N2. С.5-7. Думитрашко Н.В., Проблемы палеогеографических реконструкций позднеплейстоценового горного оледенения (на примере горной зоны юга СССР) / / Развитие природы территории СССР в позднем плейсто­ цене и голоцене. М., 1982. С.41-45. Дьяконов А.И., Особенности климату горного обрамления котловин юго-восточной Сибири (на примере Кодаро-Удоканского района) и кли­ матические аспекты развития экзогенных процессов// Гляциологиче­ ские исследования в Сибири. Иркутск, 1987. С.80-103.

185

Ендрихинский Л.С., Развитие речной сети Станового нагорья в поз­ днем кайнозое / / Рельеф и четвертичные отложения Станового нагорья. М., 1981. С.135-166. Жесткова Т.Н., Формирование криогенного строения грунтов. М., 1982.216 с. Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья. М., 1966. 231 с. Жигарев Л.А., Причины и механизм развития солифлюкции. М., 1967. 158 с. Заморуев В.В., Каменные глетчеры в хребте Хамар-Дабан / / Изв.Всесоюз.геогр.об-ва. 1965. N 1. С.80-81. Заморуев В.В., Некоторые вопросы палеогляциологии Забайкалья в эпоху подзнечетвертичного оледенения / / Изв. АН СССР. Сер.геогр. 1967. № 6. С.76-82. Иванов М.С., Мерзлотно-геологическая характеристика высокогор­ ного пояса хребта Удокан / / Научный поиск в современной географии. Иркутск, 1966. С.98-103. Ивановский Л.Н., Каменные глетчеры и их возраст на Алтае / / Вопросы динамической геоморфологии. Иркутск, 1977. С.125-137. Ивановский Л.Н., Войлошников В. А., Петров И.Б. и др. Некоторые результаты и перспективы изучения современных геоморфологических процессов на стационарах Института географии Сибири и Дальнего Востока / / Докл.ин-т геогр.Сиб.... и ДВ. Иркутск, 1967. Вып.14. С.34-39. Ивановский Л.Н., Анализ рыхлых отложений при изучении совре­ менных экзогенных рельефообразующих процессов / / Коррелятные от­ ложения в геоморфологии. Новосибирск, 1986. С.21-33. Ивановский Л.Н., Титова З.А. Основные результаты изучения со­ временных экзогенных процессов на стационарах Института географии Сибири и Дальнего Востока СО АН СССР / / Методы полевых геомор­ фологических экспериментов в СССР. М., 1986. С. 136-149.

186

Иверонова М.И., О камнепадах в Тянь-Шане / / Тр.ин-т геогр. АН СССР. М., 1953. Вып.56. С.51-72. Иверонова М.И., Движение осыпей / / Тр.ин-т геогр. АН СССР. М., 1954. Вып.60. С.5-44. Иверонова М.И., Рельефообразующая роль снежных обвалов в хреб­ те Терскей-Алатау / / Изв. АН СССР. Сер.геогр. 1961. N 3. С.50-55. Иверонова М.И., Медленные движения почвенно-грунтовых масс на задернованных склонах//И зв. АН СССР. Сер.геогр. 1964.N 1.С.62-73. Иверонова М.И., Опыт количественного анализа процессов совре­ менной денудации / / Изв. АН СССР. Сер.геогр. 1969. N 2, С.13-24. Каплина Т.Н., Криогенные склоноые процессы. М., 1965.296 с. Караушева А.И., Климат и микроклимат района Кодар-Чара-Удокан. Л., 1977. 128 с. Карпухин С.С., Романкевич Г.Н., Рябчикова В.И. Физйко-географическое районирование СССР на основе материалов космической съемки / / Тр.Гос.центр "Природа". М., 1978. Вып.2. С.6-22. Картографирование по космическим снимкам и охрана окружающей среды. М., 1982. 251 с. Климовский И.В., Напрасников А.Т. Термокарст Чарской впадины / / Геокриологические условия Забайкалья и Прибайкалья. М., 1967. С.198-205. Клюкин А.А., Толстых Е.А. Методика и первые результаты стацио­ нарных наблюдений за скоростью денудации известняковых обрывов в Горном Крыму / / Геоморфология. 1973. N 4. С.43-50. Книжников Ю.Ф. Принципы фототеодолитной съемки при изучении склоновых процессов / / Вестн. МГУ Сер.5. Геогр. 1970. N 5. Коломыц Э.Г., Лавинный режим хребта Удокан / / Материалы гля­ циологических исследований. Хроника. Обсуждения. М., 1966. Вып. 12. С.128-132. Конищев В.Н., Формирование состава дисперсных пород в криоли­ тосфере. Новосибирск, Наука, 1981. 197 с. 187

Коржуев С.С., Каменные плащи Сибири / / Изв. АН СССР. Сер.геогр. 1973. № 2 . С.20-33. Космическая съемка и тематическое картографирование. Методика обработки многозональных снимков. М., 1979. 232 с. Космическая съемка и тематическое картографирование. Географи­ ческие результаты многозональных космических экспериментов. М., 1980. 272 с. Космическая фотосъемка и геологические исследования. JI., 1975. 416 с. Кравцова В.И.. Соколова О.А. Использование материалов аэрокос­ мической съемки для картографирования снежных лавин .на примере Западного Алтая / / Аэрокосмическая информация как источник ресур­ сного картографирования. Иркутск, 1979. С.99-124. Крауклис А.А., Особенности географических градаций топического порядка / / Топологические аспекты учения о геосистемах. Новоси­ бирск, 1974. С.87-137. Крауклис А.А., Проблемы экспериментального ландшафтоведения. Новосибирск, 1979. 232 с. Крауклис А.А., Динамика геосистем на ландшафтных картах / / Изв. Всесоюз.геогр.об-ва, 1981. Т .113, вып.5. С.385-393. КренделевФ.П., Поникаровский В.Н., Потемкина Н.С. и др. Скло­ новые процессы в районе Удоканского месторождения / / Удокан: при­ родные ресурсы их освоение. Новосибирск, 1985. С.5-53. Криволуцкий А.Е., Рельеф и недра Земли. М., 1977. 301 с. Ландшафты юга Восточной Сибири. - Карта, масштаб 1:1 500 ООО, 1977. Лапердин В.К., Тржцинский Ю.Б. Экзогенные геологические про­ цессы и сели Восточного Саяна. Новосибирск, 1977. 104 с. Лехатинов А.М., Дендрохронологический метод установления вре­ мени и периодичности происхождения селевых потоков / / Веста. МГУ. Сер.геогр. 1967. № 2. С.140-142. 188

Лехатинов A.M., Частота прохождения селей / / Современные геоло­ гические процессы на Черноморском побережье СССР, М., 1976. С.114120.

ЛомтадзеВ.Д., Инженерная геология. Инженерная геодинамика. М., 1977.343 с. Лопатин Д.В., Геоморфология восточной части Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск, 1972. 115 с. Лунгерсгаузен Г.Ф., Музис А.И., Этапы развития Кодаро-Удоканской горной страны / / Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск, 1968. С.170-177. Марков К.К., Основные проблемы геоморфологии. М., 1948. 343 с. Матвеев С.Н., Осыпи долины Чулышмана / / Проблемы физической географии. М., Л., 1939. Вып.7 С.105-121. Медведев Ю.О., Природные и антропогенные аспекты динамики рас­ тительности Верхнечарской котловины / / География и природные ре­ сурсы. 1983. С.52-60. Михеев B.C., Верхнечарская котловина. Новосибирск, 1974. 143 с. Михеев B.C., Ряшин В.А., Принципы и методика составления карты ландшафтов Забайкалья / / Проблемы тематического картографирова­ ния. Иркутск, 1970. С. 183-192. Музис А.И., Новейшие тектонические движения и осадконакопление на северо-востоке Станового нагорья / / Проблемы изучения четвертич­ ного периода. Хабаровск, 1968. С.150-151. Музис А.И., Новейшая тектоника и сейсмичность хребта Удокан / / Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья. Чита, 1969. С.35-39. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М., 1974.359 с. Напрасников А.Т., Кириченко А.В, Чарская колтловина - географи­ ческий полигон зоны БАМа. Иркутск, 1987. 98 с. Наставление по службе прогнозов. Л., 1978. 121 с.

189

Некрасов И.А., Криолитозона Северо-Востока и Юга Сибири и зако­ номерности ее развития. Якутск, 1976. 248 с. Некрасов И.А., Перспективы использования аэрокосмических мето­ дов и геокриологии / / Аэрокосмические исследования Земли. М., 1079. С.224-234. Некрасов И.А., Изучение криогенных явлений по космическим снимкам / / Аэрокосмические методы в географических исследованиях Сибири и Дальнего Востока. Иркутск, 1981. С.27-31. Некрасов И.А., Гравис Г.Ф., Погребенные льды хребта Удокан / / Геокриологические условия Забайкалья и Прибайкалья. М., 1967, С .182-192. Некрасов И.А., Заболотник С.И., Климовский И.В. и др. Многолет­ немерзлые горные породы Станового нагорья и Витимского плоскогорья. М., 1967. 168 с. Нитикитенко Ф.А., Осыпи и курумы в горных областях Сибири и проектирование железных дорог в районах их развития / / ТР. Хаба­ ров.ин-т инж.ж.-д.трансп. 1950. Вып.5. С. 100-123. Никольская В.В., Чичагов В.П., Древниеперигляциальные явления в бассейне Амура / / Вопросы криологии при изучении четвертичных отложений. М., 1962. С.45-52. Новое в картографировании природной среды по материалам косми­ ческих съемок / / Тр.Госцентр "Природа". М., 1983. Вып.5. 175 с. Общее мерзлотоведение (Под ред.В.А.Кудрявцева). М., 1978. 463 с. Олюнин В.Н., Горы Южной Сибири. Основные черты орографии, морфоструктура и озерные котловины / / Равнины и горы Сибири. М., 1975. С.246-302. Орлов В.И., Анализ динамики природных условий и ресурсов. М., 1975. 276 с. Перов В.Ф., Классификация экзогенных геологических процессов горных стран / / Геоморфология. 1981. № 1. С.37-39.

190

Петроченко Ю.Н., Водопьянова Н.С., Иванова М.М., Раститель­ ность / / Высокогорная флора Станового нагорья. Новосибирск, 1972. С.21-35. Пластинин J1.A., Войлошников В.А., Латышев В.П., Плюснин В.М. Аэрофотогеодезические методы изучения склоновых физико-геологи­ ческих процессов в горном районе БАМа / / Инженерно-геологические и мерзлотные исследования Дальнего Востока в районе БАМа. Хаба­ ровск, 1978. С .121-128. Пластинин Л. А., Плюснин В.М ., Аэрометоды в изучении и картогра­ фировании ледников Северного Забайкалья / / Аэрокосмическая инфоромация как источник ресурсного картографирования. Иркутск, 1979. С. 125-135. Пластинин Л.А., Космаксва О.П., Михеев B.C., Аэрокосмические методы и материалы в географических исследованиях Сибири / / Аэро­ космические и картографические методы в исследовании окружающей среды. Л., 1980. С.14-16. - Пластинин Л.А., Плюснин В.М., Ступин В.П., Аэрокосмические методы и материалы в изучении экзогенных процессов в горных районах БАМа / / Исследование Земли из космоса. 1981. N 1. С.22-26. Пластинин Л.А., Абалаков А.Д., Тужикова Т.Н., Картографирова­ ние экзогенных геологических процессов с использованием аэрокосмических материалов / / Космические исследования природных комплексов Сибири Дальнего Востока. Новосибирск, 1983. С. 164-172. Пластинин Л.А., Мангазеев В.Я., Коломыцев И.С., Аэрокосмиче­ ская информация в изучении нивально-гляциальных рельефообразую­ щих процессов на БАМ (Северное Забайкалье) / / Аэрокосмические и наземные исследования динамики природных процессов Сибири. Ир­ кутск, 1984. С.35-41. Пластинин Л.А., Плюснин В.М., Аэрокосмические методы в изуче­ нии и картографировании экзогенных процессов рельефообразования на БАМе (Удоканский промузел)// Дистационные исследования Сибири. Новосибирск, 1988. С.30-58. 191

Плюснин В.М., Опыт применения аэрофотомстодов в изучении скло­ новых процессов горных районов БАМ / / Аэрокосмическая информация как источник ресурсного картографирования. Иркутск, 1979. С. 136-143. Плюснин В.М., Аэрокосмические методы изучения гольцов Север­ ного Забайкалья / / Аэрокосмические методы в географических исследо­ ваниях Сибири и Дальнего Востока. Иркутск, 1981. С.97-100. Плюснин В.М., Эволюция гольцовых ландшафтов Северного Забай­ калья / / Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. Ново­ сибирск, 1982. С.116-125. Плюснин В.М., Применение дистанционных методов в изучении ландшафтной структуры и динамики гольцов Северного Забайкалья / / Аэрокосмические и наземные исследования динамики природных про­ цессов Сибири. Иркутск, 1984. С.51-58. Плюснин В.М., Экзогенные процессы в гольцах Станового нагорья / / Процессы формирования рельефа Сибири. Новосибирск, 1987. С.27-29. Поздняков А.В., Развитие склонов и некоторые закономерности фор­ мирования рельефа. М., 1976. 112 с. Преображенский B .C ., Кодарский ледниковый район (Забайкалье). М., 1960. 74 с. Преображенский B.C., Хребет Удокан / / Природные условия освое­ ния севера Читинской области. М., 1962. С.52-70. Преображенский B.C., Современное позднеледниковье Станового нагорья / / Материалы 8-го Всесоюз. между вед. совещ. по геокриологии. Якутск, 1966. Вып./. С .121-128. Пучков С.В., Солоненко В.П., Тресков А.А., Флоренсов Н.А., Но­ вое сильное землетрясение в Восточной Сибири. / / Изв.СО АН СССР. 1958. N 3. С.42-51. Рашба И.Н., Геоморфологические формации и закономерные соче­ тания склонов в Южно-Минусинской впадине / / Вопросы динамической геоморфологии. Иркутск, 1977. С./-36. 192

Рашба И.Н., Салюкова Р.И., Стационарное изучение склоню в зоне сочленения Южно-Минусинской впадины и Западного Саяна / / Стаци­ онарные исследования и моделирование геосистем. Иркутск, 1977. C.I22-131. Рыбак O .JL , Лапердин В.К., Будз М.Д. Оценка селевой опасности Удоканского ГОКа. Иркутск, 1970. Рыжов Б.В., Десерпции. К генетической классификации склоновых отложений / / Проблемы геологии и палеогеографии антропогена. М., 1966. С.212-227. Садов А.В., Ревзон А Л . Аэрокосмические методы в гидрогеологии и инженерной геологии. М., 1979. 224 с. Салоп Л.И., Геология Байкальской горной области. В 2-х т. М., Т.2. 1967.619 с. Серебргнная Т. А., Опыт количественной оценки темпов эрозионных процессов на территории Среднерусской возвышенности / / Климат, рельеф и деятельность человека. М., 1981. С. 163-170. Симонов Ю.Г., Региональный геомофологический анализ. М., 1972. 252 с. Скрыльник Г.П., Некоторые особенности мерзлотного морфолнтогенеза в долинах малых рек на юге Средней Сибири / / Вопросыморфолитогенеза в речных долинах. Чита, 1968. С.21-27. Снежные лавины хребта Удокан / / Зап. Забайк.филиал ГО СССР. Чита, 1971. Вьш.60.148 с. Современная проблематика дистанционных исследований геосистем. М., 1983.244 с. Солоненко В.П., Сейсмогеология и сейсмическое районирование трассы БАМ и зоны ее экономического влияния. Новосибирск . 1979.69 с. Солоненко В.П., Очерки по инженерной геологии Восточной Сиби­ ри. Иркутск, 1960.88 с.

193

Сочава В.Б., Принципы физико-географического районирования / / Вопросы географии. 1956. С.356-366. Сочава В.Б., Классификация растительности как иерархия динами­ ческих систем / / Геоботаническое картографирование. Л., 1972.С.З-17. Сочава В.Б., К теории классификации геосистем с наземной жизнью / / Докл. Ин-та геогр.Сиб.... и Д.В., 1972. Вып.34. С.3-14. Сочава В.Б., Геотопология как раздел учения о геосистемах / / Топо­ логические аспекты учения о геосистемах. Новосибирск, 1974. С.3-86. Сочава В.Б., Прогнозирование - важнейшее направление современ­ ной географии / / Докл. Ин-та геогр. Сиб... и Д.В., 1974. Вып.43. С.3-15. Сочава В.Б., Введение в учение о геосистемах. Новосибирск, 1978. 319 с. Сочава В.Б., Географические аспекты сибирской тайги. Новосибирск, 1980.253 с. Спиридонов А.И., Основы общей методики полевых геоморфологи­ ческих исследований и геоморфологического картографирования. М., 1970.456 с. Спиридонов А.И., Геоморфологическое картографирование. М., 1985.183 с. Ступин В.П., Некоторые закономерности физического выветривания гранитов хребта Кодар и особенности его картирования / / Географиче­ ские исследования восточных райнов СССР. Иркутск, 198!. С.33-34. Суходровский В.Л., Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М., 1979.280 с. Тараканов А.Г., Строение и развитие присклоновых каменных глет­ чере» (Внутренний Тянь-Шань и хребет Терскей-Алатау) / / Геоморфо­ логия. 1988. № 3. С.70-76. Тимофеев Д.А., Средняя и нижняя Олекма. Л., М. Наука, 1965. 138 с. Тимофеев Д.А., Терминология денудации и склонов. М., 1978.242 с.

194

Титова З.А., Динамика современных экзогенных процессов / / Изу­ чение степных геосистем во времени. Новосибирск, 1976. С.49-74. Токарев И.Д., Типы лесов Чарской котловины (север Забайкалья) / / Типы лесов Сибири. Красноярск, 1969. Вып.2. С.243-280. Толстых Е.А., Принцип паспортизации при изучении экзогенных геологических процессов / / Изучение и прогноз экзогенных геологиче­ ских процессов. М., 1980. С.72-79. Толстых Е.А., Клюкин А.А. Методика измерения количественных параметров экзогенных геологических процессов. М., 1984.117 с. Тржцинский Ю.Б., Горные обвалы и осыпи / / Инженерная геология Прибайкалья. М., 1968. С.93-98. Турманина В.И., Использование некотрых морфолого-анатомических особенностей деревьев для индикации склоновых процессов / / Теоретические вопросы фитоиндикации. JI., 1971. С.151-154. Тушинский Г.К., Лавинная опасность на севере Забайкалья и При­ байкалья / / Вопросы географии Забайкальского Севера. М., 1964. С.6784. Тюрин А.И., Романовский Н.Н. Полтев Н.Ф.Мерзлотно-фацильный анализ курумов. М., 1982.150 с. Уошборн A.JL, Классификация структурных грунтов и обзор теорий их происхождений / / Мерзлотные породы Аляски и Канады. М., 1958. 384 с. Уошборн A.JL, Мир холода. Геокриологические исследования. М., 1988.384 с. Уфимцев Г.Ф., Коррелятные отложения: определение понятия и принципы выделения / / Коррелятные отложения в геоморфологии. Но­ восибирск, 1966. С.6-21. Фитоиндикационные методы в гляцлиологии. М., 1971.153 с. Флоренсов Н.А., Мезозойские и кайнозойские впадины Прибай­ калья. М.,Л., 1960.258 с.

195

Флоренсов Н.А., О геоморфологических формациях / / Геоморфология. 1971. N 2. С.3-11. Флоренсов Н.А., Олюнин В.Н. Рельеф и геологическое строение / / Предбайкалье и Забайкалье. М., 1965. С.23-90. Хилько С.Д., Сейсмогенные структуры Кодарской системы активи­ зированных разломов / / Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья. М., 1966. С.1972-186. Хмелева Н.В., Никулин Ф.В., Шевченко Б.Ф. О движении обломков осыпей (по данным повторной фототеодолитной съемки) / / Склоны, их развитие и методы изучения. М., 1971. С.110-120. Цветков Д.Г., Определение изменения объемов горных ледников по материалам стереофотограмметрических съемок / / Материалы гляц. исслед.: Хроника, обсуждения. 1969. N 5, С.182-191. Цытович Н.А., Механика мер&лых грунтов. М., 1973. С... Ченяховский А.Г., Некоторые вопросы физического и физико-хими­ ческого выветривания горных пород / / Кора выветривания. М., 1968. Вып. 10. С. 18-29. Чичагов В.П., Горы Южной Сибири. Морфоскульптура. / / Равнины и горы Сибири. М., 1975. С.303-325. Шанцер Е.В., Очерки учения о генетических типах континенталь ных осадочных образований. М., 1966. 240 с. Шасткевич Ю.Г., Многолетнемерзлые породы высокогорной части хребта Удокан и условия формирования их температурного режиа. / / Геокриологические условия Забайкальского Севера. М., 1966. С.24-43. Шевченко Б.Ф., Методика стационарных исследований курумов по­ вторными фототедолитными съемками. / / Методы полевых геоморфлогических исследований в СССР. М., 1986. С.130-135. Щ укин И.С., Общая геоморфология. В 3-х т. М. Т .1 .1960.615 с.; Т.2 1964.564 с.; Т.3.1974.382 с.

196

О ГЛ А В Л Е Н И Е Введение

3

Глава 1. Природные условия развития экзогенных процессов рельефообразования горных районов Северного Забайкалья. 1.1. Геологическое строение

8

1.2. Неотектоника и сейсмичность

12

1.3. Рельеф

15

1.4. Климат

29

1.5. Мерзлота

38

1.6. Растительность

41

1.7. Комплексная ландшафтная характеристика 46

Глава 2. Экзогенные процессы рельефообразования в горных районах Северного Забайкалья 2.1. Генетическая типизация экзогенных процессов рельефообразования

56

2.2. Выветривание

59

2.3. Гравитационно-склоновые процессы

67

2.3.1. Обваливание

69

2.3.2. Осыпание

75

2.3.3. Перенос вещества лавинами 197

80

2.4. Криогенно-склоновые процессы

85

2.4.1. Криогенная десерпция

87

2.4.2. Солифлюкция

91

2.4.3. Курумообразование

95

2.5. Склоновые водно-эрозионные процессы

99

2.5.1. Площадной смыв и эрозия 99 2.5.2. Склоновые сели

101

тава 3. Наземные методы изучения экзогенных процессов (ЭП). 3.1. Стационарные исследования склоновых процессов

106

3.2. Анализ коррелятных отложений

116

3.3. Дендрохронологические методы изучения интенсивности экзогенных процессов

125

ава 4. Аэрокосмические методы в изучении экзогенных эцессов рельефообразования (ЭПР) 4.1. Информационная емкость и уровни применения аэрокосмических фотосъемок при изучении экзогенных процессов

128

4.2. Принципы и методы дешифрирования экзогенных процессов на аэро- и космических фотоснимках (АКФС)

138

4.3. Сравнение разновременных аэроснимков 148 198

4.4. Аэро- и космические фотоснимки в ландшафтной индикации экзогенных процессов рельефообразования

151

Глава 5. Картографирование экзогенных процессов рельефообразования с использованием аэрокосмических методов 5.1. Ландшафтно-индикационное картографирование

160

5.2. Крупномасштабное картографирование ЭПР по аэрофотоснимкам.

165

5.3. Карта ЭПР Кодаро-Удоканского региона

168

5.4. Районирование экзогенных процессов рельефообразования по космическим фотоснимкам на ландшафтной основе

173

Заключение

178

Библиографический список

182

199

Леонид Александрович Пластинин Виктор Максимович Плюснин Николай Иванович Чернышов

Ландшафтно - аэрокосмические исследомми* экзогенного рельефообразования в Кодаро - Удоканском горном районе

Редактор Л.В. Шишкина Художественный редактор Н.В. Алсуфьев Технический редактор А.К. Попов Корректор В.И. Мартыненко

ИБ 981 Подписано в печать 25.12. 92. Формат 60 х 84 l / j g . Бумага офсетная. Печать офсетная. Уел. печ. л. 12.5 Тираж 500 Экз. Заказ № 658 Издательство Иркутского университете, 664000, Иркутск, центр, бульвар Гагарина, 36 Отпечатано в Восточно - Сибирском аэрогеодезическом предприятии Госкомгеодезия РФ, 664026, Иркутск, ул. Декабльских событий, 3