Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Морфодинамика русел равнинных рек и ее связь с факторами русловых процессов 8
1.1 Обзор факторов руслоформирования 12
1.1.1. Сток воды и водный режим рек, их изменения во времени 12
1.1.2. Сток наносов и состав аллювия 14
1.1.3. Ледовые явления 20
1.2. Условия руслоформирования 20
1.2.1. Свободное и вынужденное развитие русловых деформаций 20
1.2.2. Влияние многолетнемерзлых грунтов на характер русловых переформирований 23
1.2.3. Влияние растительности на характер русловых деформаций 24
1.2.4. Склоновые и эрозионные процессы на склонах долины и на водосборе 26
1.3. Типы русел равнинных рек 28
1.3.1. Подходы к классификации речных русел. Морфодинамическая классификация 28
1.3.2. Критерии формирования разных морфодинамических типов русел 36
1.3.3. Гидролого-морфологические характеристики речных русел 39
1.4. Виды русловых деформаций и условия их протекания 43
1.4.1. Проявление русловых деформаций в разных масштабах времени 43
1.4.2. Горизонтальные русловые деформации и формирование поймы 46
1.4.3. Вертикальные русловые деформации и трансформация продольных профилей рек 53
Глава 2. Реакция речных русел на ландшафтно-климатические изменения: изученность и современное состояние проблемы 57
2.1. Историческое и палеорусловедение 57
2.2. Поведение рек в ледниково-межледниковых циклах: существующие модели 62
2.3. Русловые деформации в голоцене (на примере рек умеренного пояса Европы) 68
2.4. Реки центра Русской равнины как объекты палеоруслового анализа 77
Глава 3. Методика палеоруслового анализа 80
3.1. Морфологический анализ палеоруслового рельефа 80
3.1.1. Рельеф поймы как индикатор русловых деформаций в прошлом 80
3.1.2. Морфология склонов речных долин 82
3.1.3. Исходные материалы для морфологического анализа 83
3.2. Анализ геологического строения поймы 86
3.3. Определение возраста поймы и ее элементов 89
3.4. Определение направленности вертикальных русловых деформаций 91
Глава 4. Голоценовые русловые деформации в среднем течении р. Протвы 94
4.1. Общая характеристика бассейна р. Протвы и ее русла 94
4.1.1. Геолого-геоморфологическая характеристика бассейна р. Протвы и ее долины 94
4.1.2. Ландшафтно-климатическая характеристика бассейна Протвы 98
4.1.3. Гидрологическая характеристика р.Протвы 99
4.1.4. Морфодинамические типы русла р.Протвы 104
4.2. Результаты исследования Сатинского ключевого участка 107
4.2.1. Общее строение долины 107
4.2.2. Морфологически однородные участки поймы 109
4.3. Русловые переформирования р.Протвы в голоцене в связи с изменением ланд шафтно-климатической обстановки 125
4.3.1. Изменения ландшафтно-климатической обстановки в голоцене 125
4.3.2. Этапы трансформации морфодинамического типа русла 126
4.3.3. Вертикальные русловые деформации 134
Глава 5. Голоценовые русловые деформации в среднем течении р. Сейм 137
5.1. Общая характеристика бассейна р.Сейма и ее русла 137
5.1.1. Геолого-геоморфологическая и ландшафтно-климатическая характеристика бассейна 137
5. 1.2. Строение долины р.Сейма 140
5.1.3. Гидрологическая характеристика р.Сейма 142
5.2. Геолого-геоморфологическая характеристика долины и морфология русла р. Сейма между гг. Курском и Курчатовым 143
5.3. Развитие русловых деформаций на р. Сейме в связи с изменениями ландшафт-но-климатических условий 160
5.3.1. Изменение ландшафтно-климатической обстановки в голоцене 160
5.3.2. Этапы русловой морфодинамики 164
Глава 6. Голоценовая морфодинамика русел в разных условиях руслоформирования 171
6.1. Основные этапы развития русел рек центра Русской равнины в голоцене 171
6.2. Характеристика условий руслоформирования в бассейнах изучаемых объектов 173
6.3. Связь условий руслоформирования с характером русловых деформаций рек центра Русской равнины в голоцене 179
6.4. Влияние вертикальных русловых деформаций на характер морфодинамики русел рек центра Русской равнины в голоцене 181
6.5. Распространение основных сценариев развития русловых деформаций в голоцене на реках центра Русской равнины 183
Заключение 186
Список литературы 189
- Сток наносов и состав аллювия
- Поведение рек в ледниково-межледниковых циклах: существующие модели
- Этапы трансформации морфодинамического типа русла
- Характеристика условий руслоформирования в бассейнах изучаемых объектов
Введение к работе
Актуальность темы. Для более полного понимания современного поведения русла и для прогноза его поведения в будущем необходимо представлять характер его развития в недавнем геологическом прошлом. Это необходимо также для интерпретации современной морфологии дна речных долин. Исследования прошлого речных русел представляют также палеогеографический интерес. Морфометрические характеристики и морфодинамический тип русла связаны с величинами руслоформирующих расходов воды. Базирующиеся на параметрах палеорусел реконструкции режима и объема стока рек в прошлом позволяют уточнить представления об изменениях климата, полученные другими методами.
Цель исследования - выявить изменения руслового режима рек центральной части Русской равнины в голоцене, механизм этих изменений, их связь с условиями руслоформирования, различия в трансформации руслового режима на реках в разных геолого-геоморфологических условиях.
Для этого решались следующие задачи: 1. Анализ влияния на русловые процессы основных факторов руслоформирования, поведения русел в различных условиях руслоформирования; обобщение литературных данных о русловой морфодинамике в тысячелетнем масштабе времени. 2.Проведение детального геолого-геоморфологического изучения ключевых участков речных долин, выделение морфологических комплексов пойменного рельефа, определение относительного и абсолютного возраста аллювия и элементов пойменного рельефа и на этой основе - составление геоморфологических карт ключевых участков. 3.Выделение основных этапов руслоформирования, определение вида и направленности русловых деформаций для каждого этапа на основании полу-
РОС. НАЦИОНАЛЬНАЯ \
БИБЛИОТЕКА і
ченного полевого материала, а также анализа крупномасштабных топографических карт, космических и аэрофотоснимков; 4. Сравнительный анализ реконструированной истории ключевых объектов и
оценка влияния отдельных факторов на процессы руслоформирования. 5.типизация средних и крупных рек центра Русской равнины по характеру изменений руслового режима в голоцене на основе анализа пространственного распространения факторов руслоформирования. Объекты я состав исследований. В соответствии с задачами исследования были выбраны ключевые объекты в двух районах центральной части Русской равнины: реки, различающиеся по характеру изменений русловых деформаций в голоцене, но для бассейнов которых можно предполагать сходную динамику ландшафтно-климатических условий.
Первый ключевой участок располагается в среднем течении р. Протвы в пределах Сатинской УНС МГУ (Калужская область). Второй участок располагается в среднем течении р. Сейм между городами Курск и Курчатов (Курская область). Бассейн Протвы располагается на юге лесной зоны в краевой зоне московской стадии последнего среднеплейстоценового оледенения. Бассейн Сейма располагается в пределах лесостепной зоны, на южном скате Среднерусской возвышенности, изучаемая часть бассейна - во внеледниковой области.
На выбранных участках было проведено полевое изучение геолого-геоморфологического строения поймы и низких террас посредством ручного бурения и шурфовки. Строение и взаимное расположение древнего руслового рельефа изучалось с помощью крупномасштабных топографических карт (масштаб от 1:5000 до 1:25000), а также цифровых гипсометрических карт, созданных фотограмметрическим способом для подробного изучения пойменного рельефа. Применялись также космические и аэрофотоснимки высокого разрешения и масштаба. Абсолютные датировки возраста древних русловых форм проводились радиоуглеродным методом в специализированных лабораториях в
Институте геохимии окружающей среды НАН Украины (г.Киев) и в Геологическом Институте РАН (г.Москва).
Исследования проводились с 1998 по 2003 гг. в экспедициях географического факультета МГУ по проектам РФФИ 97-05-64708 (руководитель д.г.н.А.Ю.Сидорчук), 00-05-64514 (руководитель к.г.н.А.В.Панин), 03-05-64021 64514 (руководитель к.г.н.А.В.Панин), а также в зимних экспедициях Научного студенческого общеста кафедры геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ. Научная новизна:
-
Впервые для центральной России на примере ключевых объектов (среднее течение рек Сейма и Протвы) произведена реконструкция истории русловых деформаций в тысячелетнем масштабе времени.
-
Впервые произведена оценка условий руслоформирования, которые оказывали определяющее воздействие на морфодинамику русел рек центра Русской равнины в тысячелетнем масштабе времени.
-
Впервые вьивлены различия голоценовых русловых деформаций на реках со сходными изменениями ландшафтно-климатических условий в зависимости от геолого-геоморфологического строения долины и крупности руслового аллювия.
-
Впервые произведена типизация рек центра Русской равнины по характеру изменений руслового режима в голоцене
Практическая значимость работы. Данные, полученные в результате проведенных исследований, могут использоваться для уточнения гидроморфологических зависимостей, поскольку не всегда (особенно для русел с крупнообломочным характером руслообразующего аллювия) современная морфология русла отражает современные характеристики стока воды и наносов. Полученные данные могут быть использованы при дальнейшем совершенствовании палеогеографических и палеоклиматических моделей центра Русской равнины. Выяв-
ленные закономерности развития русловых деформаций в геологическом масштабе времени могут быть полезными для решения задач локализации древних русел при поисках россыпных полезных ископаемых.
Результаты исследований нашли отражение в отчетах по проектам: ФЦП "Интеграция" 5.1-568/28 "Четвертичная эволюция природной среды и ее современное состояние в центральных областях Русской равнины" (1996-1999 гг; руководитель проф. Г.И.Рычагов); РФФИ №97-05-64708 "Палеогидрология Русской равнины в позднеледниковье и голоцене" (руководитель - д.г.н. А.Ю.Сидорчук); РФФИ №00-05-64514 "Голоценовая история балок Русской равнины" (руководитель к.г.н. А.В.Панин); РФФИ №02-05-64428 "Палеогидро-логические реконструкции речных и морских бассейнов Каспийского и Черного морей в позднем плейстоцене-голоцене" (руководитель д.г.н. А.Л.Чепальтга); РФФИ №03-05-64021 " Развитие речных долин России и Европы за последние 15000 лет: синтез накопленных данных и существующих концепций " (руководитель к.г.н. А.В.Панин).
Апробация. Основные результаты исследований докладывались на региональных, всероссийских и международных семинарах, совещаниях и конференциях, в том числе: на международных конференциях студентов и аспирантов по фундаментальным наукам - Ломоносов-99, 2000 (Москва, 1999, 2000); на 4-м международном совещании по вопросам глобальной палеогидрологии суши - GLOCOPH-2000 (Москва, 2000); на Всероссийской конференции "Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения" (Москва, 2000); на научных семинарах молодых ученых под эгидой Межвузовского научно-координационного совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов (Вологда, 2000; Пермь, 2002; Брянск, 2004); на IX Всероссийской научной конференции "Вопросы археологии, истории, культуры и природы Верхнего По-очья" (Калуга, 2001); на Пленарных совещаниях Межвузовского научно-координационного совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых про-
цессов (Волгоград, 2000, Курск, 2003); на Международной конференции "Экология антропогена и современности: природа и человек" (Волгоград-Астрахань-Волгоград, 2004); на XXVIII Пленуме Геоморфологической комиссии РАН (Новосибирск, 2004); на Шестой Международной геоморфологической конференции "Геоморфология в регионах природных контрастов" (Сарагоса, Испания, 2005).
По теме диссертации опубликовано 14 научных работ, в том числе 5 статей (1- в рецензируемом журнале, 4- в рецензированных сборниках) и 9 тезисов докладов.
Объем и структура. Работа состоит из 6 глав, введения, заключения (195 страниц текста) и списка литературы (165 названий), содержит 88 рисунков и 19 таблиц.
Диссертационная работа выполнена на кафедре геоморфологии и палеогеографии географического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова.
Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю А.В. Панину за зарождение интереса к флювиальной геоморфологии и палеорусло-ведению, за формирование определенного геоморфологического мировоззрения, а также за постоянное внимание в ходе работы; Л.Д. Сулержицкому и М.М. Певзнер за предоставленную возможность получения радиоуглеродных датировок в лаборатории геохимии изотопов и геохронологии ГИН РАН, а также за ценные консультации по интерпретации полученных результатов; руководителям (Фузеиной Ю.Н., Болысову СИ., Шеремецкой Е.Д., Деркач А.А) и участникам (Беляеву В.Р., Беляеву Ю.Р., Луговому Н.Н., Лукацкому СБ., Тар-беевой A.M., Маркелову М.В., Баслерову СВ. Ильясову А.К. и др.) зимних экспедиций Научного студенческого общества кафедры геоморфологии и палеогеографии МГУ за помощь в получении полевого материала и ценные замечании при его обработке.
Сток наносов и состав аллювия
Наносами называют совокупность частиц, поступающих в водные потоки вследствие разрушения горных пород, почвенного покрова, размыва отложений различного генезиса, и транспортируемых ими в направлении движения потока (Алексеевский, 1998). Наносы представляют собой результат разнообразных физических и географо-гидрологических процессов на водосборах, в долинах и руслах рек и в приемных водоемах.
Перемещение частиц начинается при достижении скоростью потока пороговых ("неразмывающих") значений для наносов данной крупности. При увеличении скорости течения происходит устойчивое взвешивание частиц из активного слоя русла и перемещение их в толще потока. Вся совокупность частиц, которые поступили в русло в результате разрушения берегов, с вышележащих участков, а также из притоков и непосредственно с водосбора, составляет сток взвешенных наносов. При снижении скорости течения взвешенные наносы переходят во влекомое состояние, а наиболее крупные из них останавливаются и переходят в состав отложений (Алексеевский, Чалов, 1997). Обмен наносами Между ПОТОКОМ И руСЛОМ регулируется Транспортирующей СПОСОбнОСТЬЮ ПОТОКа (Рмр), численно равной расходу наносов (R), который поток в состоянии переносить при заданных гидравлических условиях. При RTP=R наблюдается сбалансированный обмен материалом в вертикальной плоскости системы поток-русло. Как правило, R R. При R R часть наносов переходит в состав речных отложений (т.е. происходит аккумуляция в русле), если Rip R, частицы, которые находились в составе речных отложений переходят во взвешенное состояние (происходит врезание потока). Величина стока наносов связана со стоком воды степенной зависимостью. Н.И. Маккавеев (1955) предлагает, в общем виде, следующее уравнение связи: R=AlQn, где R -расход взвешенных наносов, Q - расход воды, / - уклон. Коэффициент А - "эрозионный коэффициент", зависящей от степени неравномерности стока, характера пород, слагающих русло реки, а также от механического состава наносов, поставляемых притоками и склоновым стоком. Для равнинных рек показатель степени т=2. Из указанного соотношения следует, что при увеличении стока эрозионная и транспортирующая способность русловых потоков растет быстрее, чем расход протекающей по руслу воды. Кроме того, при увеличении неравномерности стока суммарная (в многолетнем разрезе) эрозионная и транспортирующая способность потоков также растет.
Однако транспортирующая способность потока зависит не только от его гидравлических характеристик, но и от гранулометрического состава материала поступающего с междуречных пространств (Маккавеев и др., 1970). Чем мельче поступающие в русло частицы, тем больше их может перенести поток при заданном уклоне и скорости течения. Характерно, что добавка (до некоторого предела) мелкого материала повышает способность потока переносить крупные частицы аллювия. Таким образом, работа реки по перемещению твердого материала зависит от физико-географических условий формирования стока на водосборах и в долинах рек.
Состав наносов формируется минеральными частицами различного размера. В зависимости от среднего диаметра они относятся к фракции валунов, гальки, гравия, песка, алеврита, пелита. Характер руслообразующих наносов зависит от геолого-геоморфологического строения территории, по которой протекает река, а также от мощности потока. Так, в горах речные русла в основном валунно-галечные или валунно-глыбовые, на равнинах - преимущественно песчаные. Однако если равнинная река пересекает участки распространения моренных или водноледниковых отложений, то состав руслообразующих наносов на данном участке может иметь также галечно-валунный характер. В тех же случаях, когда реки пересекают территории, сложенные лёссами или лёссовидными отложениями, наносы имеют песчано-илистый или илистый состав. При этом во всех случаях отсутствует гравийный тип русла. Гравий присутствует как примесь в песчаных и галечных наносах, либо слагает единичные формы или элементы форм руслового рельефа, однако, чисто гравийных наносов на протяженных участках рек в природе не встречается. Выпадение гравия из спектра руслообразующих наносов объясняется высокой интенсивностью субаквального биохимического выветривания частиц гравийной размерности, по сравнению с частицами песка или гальки (Добровольская и др., 1991).
Большинство авторов выделяют следующие источники материала, которые в итоге перемещаются водными потоками (рис. 1.3):
1. непосредственное воздействие потока на подстилающую поверхность (русловая эрозия);
2. поступление наносов с поверхности водосбора в результате эрозии почв и овражной эрозии;
3. поступление твердых частиц непосредственно со склонов в результате размыва берегов, а также благодаря, ветру, медленным смещениям почвы.
При определенных условиях последние могут играть решающую роль в формировании стока наносов (на горных реках в районах повышенной селевой активности), но в основном же их доля в общем стоке наносов невелика (Алексеевский, Чалов, 2001). При этом, чем больше водный поток, тем больше абсолютная величина, но существенно меньше относительная доля наносов неэрозионного происхождения.
Что касается эрозионных источников поступления материала, то, как показано на рисунке 1.3, и согласно Н.И. Маккавееву (1955), вся система эрозионно-аккумулятивных процессов может быть разделена сверху вниз по течению на составные части. Каждая из них определяется типом водных потоков, дальностью переноса твердого вещества, пространственно-временными соотношениями эрозии, транспорта, аккумуляции наносов и является источником наносов для следующей, нижележащей (рис. 1.4). Например, продукты эрозии почв могут быть источником наносов для овражных потоков, овражная эрозия поставляет материал в русла рек и т.д. Кроме того, нужно также учитывать поступление материала вследствие антропогенной нагрузки на русловую систему (Сток наносов..., 1977; Алексеевский, Чалов, 2001).
Остановимся подробнее на основных аспектах формирования твердого стока реки в результате непосредственного воздействия потока на подстилающую поверхность, то есть когда поступление наносов происходит за счет вовлечения в движение поверхностного слоя русловых отложений, поступления продуктов размыва пойменного и террасового аллювия, других типов отложений и горных пород, с которыми взаимодействует поток, а также за счет выноса твердого вещества с вышележащих участков и притоков.
Процесс движения наносов в потоке большинство исследователей разделяет на две основные составляющие (фазы процесса): перемещение минеральных частиц по поверхности дна и перемещение во взвешенном состоянии. Как показывают исследования, взвешенные и влекомые наносы могут иметь разный источник поступления материала. Н.И. Алексеевский (1998) предлагает разделить их на две составляющие: внутренние и внешние источники формирования стока наносов. Внешние составляющие стока наносов представляют собой часть общего переноса минеральных частиц, связанную с развитием совокупности процессов выветривания в пределах водосборного бассейна. Внутренние составляющие стока наносов отражают результирующий итог взаимодействий в системе поток-русло.
А.П. Дедков и В.И. Мозжерин (2001) выделяют категории рек, различающиеся по характеру поступления в русла взвешенных наносов:
Реки, в бассейнах которых сохраняются природные или слабо измененные деятельностью человека ландшафты. В таких условиях бассейновая (почвенная и овражная) эрозия невелика, и главная роль в формировании наносов принадлежит размывам русел рек и их берегов.
Реки с земледельчески хорошо освоенными бассейнами, где основная доля перемещаемых во взвешенном состоянии наносов имеет бассейновое происхождение (почвенная и овражная эрозия)
Н.И. Алексеевский (1998) отмечает, что на величину и условия переноса минеральных частиц влияет большой набор природных процессов. При этом все стокоформирую-щие процессы отличаются по частоте проявления. Одни из них могут проявляться постоянно, другие периодически, в результате сезонной изменчивости условий формирования стока, третьи можно выявить только в многолетнем и геологическом масштабе времени. В масштабах текущей и сезонной изменчивости основное влияние на сток взвешенных наносов действительно оказывают процессы смыва почв на водосборах (Алексеевский, 1998; Голосов, 1989; Антонов, Голосов, 1994; Дедков, Мозжерин, 1984), по крайней мере, для рек центра Русской равнины, где велика доля антропогенно нарушенных речных водосборов. Русловая составляющая стока взвешенных наносов в данном регионе уступает бассейновой, однако значительно превосходит другие внешние составляющие стока взвешенных наносов, такие как овражная эрозия, обвально-осыпные процессы, оползни, крип. Так, для реки Протвы доля продуктов эрозии почв в стоке взвешенных наносов достигает 50%, русловая составляющая - около 40%, в то время как доля овражной эрозии составляет лишь 5-7%, а крипа - 1-2% (Антонов, Голосов, 1994). Однако данные цифры говорят о современном характере поступления материала в русла рек (в условиях значительной распашки бассейна). Изменение условий формирования стока воды может изменить данные соотношения, что, в свою очередь, может сказаться на процессах руслоформирования. Это важно учитывать при палеорусловых реконструкциях.
Поведение рек в ледниково-межледниковых циклах: существующие модели
Формирование речных долин происходит в течение достаточно длительных геологических отрезков времени. Одновременно меняются условия руслоформирования: происходит смена ландшафтно-климатических условий, понижение или повышение базиса эрозии, активизация или затухание различных экзогенных процессов на водосборе и т.д. Данные события находят отражение в современном строении речных долин - в строении террасового комплекса, поймы и склонов долины.
Н.И. Маккавеев (1978) выделяет две наиболее общие черты образования террас в речных долинах. Первая причина связана с колебаниями базиса эрозии, вызывающими деформации продольного профиля. Деформации продольного профиля распространяются, постепенно затухая, от устья вверх по течению реки. Образующийся при этом спектр террас имеет вид веера, открытого вниз по течению. Второй причиной формирования террас Н.И. Маккавеев называет изменение транспортирующей способности потока, которое может быть вызвано изменением уклона либо изменением величины жидкого или твердого стока реки. При этом "значительные изменения среднего уклона реки связаны, главным образом, с тектоническим движениями, а изменения параметров стока могут иметь место и при полном тектоническом покое, вследствие изменения климата на водосборном бассейне" (Маккавеев, 1978, с. 6).
Последнее замечание справедливо для речных долин, располагающихся в центральный части Русской равнины (области, незатронутые последним оледенением), где тектонические движения за последние 15 тысяч лет могут считаться несущественными, а гляциоизостатические явления здесь практически не наблюдались, поскольку Валдайский ледник располагался вдали от данных территорий, а приемные бассейны располагались за пределами области влияния Валдайского ледникового покрова. В то же время ландшафтно-климатические условия в плейстоцене претерпевали здесь значительные изменения. К таким областям относится центральная часть Русской равнины.
Изменения климата влияют на условия стока, определяют интенсивность выветривания и количество поступавшего в реки и транспортируемого ими обломочного материала (Щукин, I960). Зависимость между формированием уровней террас и циклами ледниковых и межледниковых эпох была впервые показана А.Пенком и В.Зёргелем (Penck, 1894, Soergel, 1921). Они показали, что во время оледенений происходило усиленное поступление в реки продуктов выветривания. Реки в этом случае были не в состоянии справиться с массой поступающих наносов, поэтому происходила их аккумуляция в долинах. В периоды межледникового времени существовали условия менее обильного поступления обломочного материала, что способствовало врезанию. Причиной усиленной аккумуляции рек в период оледенений Зёргель (1921) считал то, что климат в приледниковых областях должен быть сухим и холодным. В таких условиях растительный покров достаточно скудный, активно протекает морозное выветривание, продукты которого сильно перегружали реки обломочным материалом. В межледниковья наблюдалась обратная ситуация. Поэтому каждой эпохе оледенения соответствует климатически обусловленная аллювиальная терраса.
И.С. Щукин (1960) считает, что высказанное А.Пенком и В. Зёргелем положение "справедливо только для горных стран, где преобладание скальных пород могло действительно обусловить в ледниковые периоды поступление продуктов физического и морозного выветривания в реки". Для условий же Русской равнины, где распространены рыхлые породы, а долины врезаны на небольшую глубину, усиление морозного выветривания, согласно И.С. Щукину, не могло существенно отразиться на поступления продуктов выветривания в русла рек. Тем не менее, дальнейшие исследования (Москвитин, 1958; Асеев, 1960, 1963; Васильев, 1978; Равский, 1972; Веклич, 1977; Гричук, Постоленко, 1978, 1982), в том числе и на Восточно-Европейской равнине, показали, что ритмичность в формировании аллювия и террас обнаруживает тесную связь с ритмическим развитием климата в плейстоцене.
А.А. Асеев (1963) на основании, в первую очередь, палинологических данных, приводит следующую схему развития речных долин Русской равнины в ледниково-межледниковые циклы (на примере долины р. Оки). Возрастание суровости и континентальности климата вследствие постепенного распространения материкового оледенения приводит к деградации растительного покрова. Это вело к возрастанию неравномерности стока в верхних звеньях гидрографической сети. В главной долине неравномерность стока не была столь существенна. Кроме того, в результате активного выноса материала из малых эрозионных форм здесь возникали условия перенасыщения потока наносами. Поэтому значительная часть наносов аккумулировалась в верхнем и среднем течении реки. В низовьях реки на характер вертикальных русловых деформаций оказывало влияние также изменение базиса эрозии, поскольку во время развития материкового оледенения происходило эвстатическое снижение уровня приемных морских бассейнов. При этом, как показал Н.И. Маккавеев (1955), если уклон обнажающейся подводной поверхности больше среднего уклона реки, то в низовьях речной долины могла происходить глубинная эрозия.
По мере развития покровного оледенения в перигляциальной области, согласно А.А.Асееву (1963), нарастала аридизация климата, вследствие чего происходило затухание эрозионных процессов в верхних звеньях гидрографической сети и уменьшение поступления материала в главную долину из малых эрозионных форм. Накопление аллювия в главной долине в это время значительно замедлялось, но аккумуляция при этом не сменялась врезанием реки, поскольку достаточное количество материала поступало в реку за счет интенсивных делювиально-солифлюкционных процессов на склонах долины. При смягчении климатических условий происходит восстановление растительного покрова, что способствовало возрастанию равномерности стока и затуханию склоновых процессов. В таких условиях транспортирующая способность потока повышалась настолько, что происходила трансформация продольного профиля, выражавшаяся в регрессивной эрозии в средней части системы, постепенно распространявшаяся в верховья (Асеев, 1963; Маккавеев, 1956).
В нижней части главного ствола речной системы в связи с эвстатическим повышением базиса эрозии и возросшим (в результате процессов эрозии в среднем течении реки) поступлением наносов эрозионная фаза, вероятно, не проявлялась совсем (рис. 2.1), или быстро сменялась регрессивной аккумуляцией (Маккавеев и др., 1961).
В результате в аллювии, слагающем террасу, различаются две толщи. Нижняя отличается преобладанием мелкозернистых отложений, вмещающих линзы старичных глин, верхняя — господством промытых песков. По данным спорово-пыльцевого анализа, аллювий нижней толщи формировался в условиях теплой межледниковой эпохи, верхние пачки аллювия — в начальные стадии ледникового периода (Гричук, Постоленко, 1982).
Закономерный ход климатических показателей в аллювиальных свитах выявлен также на основании литолого-геохимических особенностей их строения (Лаврушин, 1965\ Судакова, 1966, Равский, 1972, Vandenberghe, 1993). При этом климатический цикл упомянутыми авторами разбивался на две фазы: теплая и холодная эпохи или межледниковья и оледенения. Согласно исследованиям Э.И. Равского (1972), в первую половину межледниковой эпохи происходило врезание рек, а во второй половине вследствие выравнивания соотношения между поступлением материала в русла и транспортирующей способностью рек врезание прекращалось,- происходило накопление аллювия нормальной мощности (рис. 2.2).
Во время ледниковой эпохи, по Э.И. Равскому, в долинах рек происходила аккумуляция перигляциального аллювия. В первой половине ледниковой эпохи аккумуляция аллювия происходила за счет большой интенсивности склоновых процессов, во второй половине - за счет размыва накапливающихся слабосцементированных лессовидных отложений. По сути, данное литологическое исследование подтвердило схему, предложенную А. Пенком и В. Зёргелем.
Этапы трансформации морфодинамического типа русла
Изменения ландшафтно-климатических условий в позднеледниковье и голоцене предопределили значительные трансформации русла в среднем течении р. Протвы. В строении поймы зафиксированы следы русловых деформаций, отвечающих различным этапам развития русла. Можно выделить следующие этапы.
15-10(11) тысл.н. (Позднеледниковый этап).
Данному этапу предшествовал этап аккумуляции в днище долины и формирование поверхности осташковской террасы (Строение..., 1996). О характере горизонтальных русловых деформаций в пределах Сатинского ключевого участка практически ничего не известно. Как показано зарубежными исследователями, на реках Западной и Центральной Европы во время максимума Валдайского оледенения функционировали русла, разветвленные на рукава (см. п. 2.3.). Возможно аналогичная ситуация наблюдалась и на Протве. В пользу этого утверждения говорит наличие крупного изометричного палеоострова (Панин, 2001) в рельефе осташковской террасы в районе Рыжковского кладбища (см. п. 4.2.2).
Формирование крупных излучин, которое наблюдалось в большинстве долин рек умеренного пояса (см. п. 2.3.), было характерно и для среднего течения Протвы ниже Сатинского участка. Об этом свидетельствует наличие макроизлучины в черте г. Боровска. Размеры "Боровской" макроизлучины в несколько раз превышают размеры современного русла: ширина палеорусла в 3-4 раза превышает ширину современного русла и ширину палеорусел, представленных в пойменном рельефе Сатинского ключевого участка.
Как было показано в пункте 1.2.З., существует прямая зависимость между шириной русла и среднегодовым расходом воды (Сидорчук и др., 2000). Данная зависимость дает основание полагать, что водоносность позднеледникового этапа была существенно выше современной, а если учесть, что на территории Сатинского полигона ширина стариц на пойме также меньше ширины русла "Боровской "макроизлучины, то можно говорить, что водоносность позднеледникового времени (по крайней мере, 13-14 тысл.н.) была наибольшей за последние 15000 лет.
Насколько длителен был данный этап, точно сказать нельзя, так как имеются данные о развитии только одной русловой формы того времени. Поскольку заполнение палеорусла старичными осадками началось здесь около 13 тыс. л.н. (т.е. излучина к этому времени была уже спрямлена), то, если принять темпы размыва берегов в вершине излучины 1-2 м/год, что типично для крупных рек в условиях вечной мерзлоты (Панин, Си-дорчук и др., 2001, Речные излучины, 2004), формирование "Боровской" макроизлучины со стрелой прогиба около 1 км началось 14-14,5 тыс. л.н.
На территории Сатинского полигона макроизлучины, по-видимому, не образовывались (поскольку здесь нет следов крупного меандрирования). Однако образование фрагмента высокой поймы первой генерации мы относим именно к рассматриваемому временному периоду. На это указывает наличие грунтовой жилы в строении аллювиальной толщи. В голоценовое время условий для возникновения криогенных текстур не возникало. Мерзлота здесь существовала в позднеледниковье и после позднего дриаса не восстанавливалась.
О характере русловых деформаций во время формирования первой генерации высокой поймы на территории Сатинского полигона можно судить по косвенным признакам. В условиях высокого стока, когда в районе г. Боровска происходило формирование крупных излучин, здесь река могла разветвляться на рукава. Блуждание русла по днищу долины не имело широкой амплитуды (меандрирование способствует более интенсивным горизонтальным деформациям), больших массивов поймы сформировано не было. Поэтому до настоящего время сохранился относительно небольшой фрагмент поймы, сформированной в период времени 10-15 тыс. л.н.
10(11)-8 тысл.н. (раннеголоценовый этап).
Переход к голоцену характеризовался существенным уменьшением морфометри-ческих параметров русла. К этому этапу относится время формирования второй генерации поймы в районе Сатинского ключевого участка. Ширина русла была приблизительно равна современной (либо несколько больше современной); радиус кривизны и шаг излучин также примерно соответствовали размерам излучин в современном русле. Встречались также одиночные разветвления (рис. 4.22). Уменьшение размеров русла (ширины, размеров излучин, по сравнению с "Боровской".
8,0-6,0 (5,5) тысл.н. (Период максимальной русловой активности в голоцене).
К началу атлантического периода произошло преобразование русла из преимущественно меандрирующего в сложноразветвленное (формирование третьей генерации поймы на территории Сатинского ключевого участка). Судя по размерам рукавов (ширина отдельных рукавов - 80-100 метров) и древних островов (ширина 50-70 м, длина 150-200 м) река была более многоводной, по сравнению с современным ее состоянием.
Амплитуда горизонтальных русловых деформаций значительно превышала современную. Русло перемещалось по всей ширине дна долины. Перемывались преимущественно древние аллювиальные отложения. Однако местами дно долины было, по-видимому, несколько расширено за счет подмыва коренных берегов. Яркий тому пример - подмыв коренного склона в тыловой части урочища Серебряный Луг. В результате подмыва в коренном склоне сформировалась выемка со стрелой прогиба 150-200 метров. Палеорусло имеет здесь разветвленный характер, что может быть объяснено подпором при подходе русла к коренному склону (рис. 4.10,4.23). Участок коренного склона, расположенного между Чу-гункиным оврагом и сужением долины в районе Дедюевских ворот, вероятно, подмывался в раннем голоцене и продолжал подмываться в течение описываемого периода (об этом свидетельствует сохранившаяся в современном пойменном рельефе система сложнораз-ветвленного русла, прижатая к коренному склону долины). Выше урочища Полднище русло имело тенденцию прижиматься к правому коренному склону долины (тыловые швы левого борта долины затянуты склоновыми шлейфами и конусами выноса оврагов). Существенные изменения руслового режима, по-видимому, произошли в конце описываемого периода. В районе границы современных урочищ Барский и Серебряный Луг произошла перестройка русловой системы: общее юго-западно - северо-восточное направление течения здесь сменилось субмеридиональным (см. рис. 4.10, 4.23). Причины такого рода событий, в настоящее время, восстановить достаточно сложно. Скорее всего, они носят случайный характер (крупный древесный завал, экстремальный паводок и т.п.). В процессе перестройки в уступе высокой поймы была вымыта циркообразная выемка с большим радиусом кривизны. В дальнейшем (в последующие этапы развития днища долины) русловой аллювий в этой выемке был перекрыт старичными (затонными) и пойменными отложениями. Судя по датировке из основания этих отложений, данное событие произошло не позднее 5300 лет назад.
5,5(6,0) -1,0 тысл.н.
Период характеризуется уменьшением активности русловых переформирований. Это выражалось в уменьшении размеров русла. Оно по прежнему сохраняло тенденцию к разветвлению на рукава, однако ширина отдельных рукавов была меньше размеров современного русла. Ширина пояса горизонтальных миграций существенно уменьшилась (см. рис. 4.24).
Она уже не охватывала всю ширину днища, а составляла приблизительно 30-50 метров, местами до 120 метров (что зафиксировано в строении поверхности средней поймы). На большем своем протяжении (на территории Сатинского полигона) русло заняло стабильное положение, близкое к современному. Происходило накопление преимущественно побочневой фации руслового аллювия, - потоку не хватало мощности для транспортировки грубообломочного материала (аккумуляция пристрежневого аллювия, по-видимому, произошла в самом начале этапа, когда сила потока еще была достаточной для переноса грубого материала).
На сформированных ранее пойменных массивах продолжает накапливаться пойменная и старичная фации аллювия. Судя по датировкам из кровли старичного аллювия, перекрытого пойменной фацией (см. рис. 4.17), накопление осадков старичной фации закончилось уже в самом начале данного этапа - около 5 тыс. л.н. (4980±70 л.н.). С этого времени по всей ширине современной высокой поймы идет накопление аллювия пойменной фации. Начало накопления пойменного аллювия происходило, по-видимому, в условиях недостаточного увлажнения территории, поскольку в палинологическом спектре здесь фиксируется увеличение доли ксерофитных видов (Строение..., 1996; Панин, Карев-ская, 2000). Приведенные данные могут служить косвенным признаком того, что в начале данного этапа развития русловых деформаций водоносность реки была невелика.
Тем не менее, основная часть пойменных отложений сформировалось именно в этот период. А.В. Панин (2001) приводит следующие темпы пойменного осадконакопле ния
Характеристика условий руслоформирования в бассейнах изучаемых объектов
Изменения характера русловых деформаций в голоцене, а также различия в ходе истории этих изменений на реках центра Русской равнины связано с разной реакцией рек на изменение условий руслоформирования (глава 1, рис. 1.2). Наибольшее влияние при этом оказывают те условия руслоформирования, которые воздействуют непосредственно на сток воды как основного фактора русловых процессов. Среди последних можно выделить те, которые за голоценовое время практически не меняли своих параметров. Такие условия определяют характер процессов руслоформирования и в настоящее время, в прошлом же они могли выступать фоном, для тех условий, которые в голоцене существенно менялись и, следовательно, определяли ход русловых деформаций. Перечислим условия руслоформирования, которые могли влиять на русловые деформации изученных рек в голоцене.
Уклоны водной поверхности русла и дна долины. Увеличение и уменьшение уклонов способствует изменению величин стока воды. Изменение уклонов дна долины происходит в результате тектонических (в том числе гляциоизостатических) движений, направленной аккумуляции или врезания, а также локальные изменения уклонов водной поверхности русла помимо перечисленных причин могут происходить в результате различных переформирований русла (спрямление излучин, формирование эрозионных прорывов и т.д.).
Бассейны рек Протвы и Сейма располагаются в центральной части Русской равнины, на Восточно-Европейской платформе. Тектонические движения, которые могли бы способствовать изменению уклонов дна долины, в голоценовое время здесь были несущественными (интенсивность тектонических движений заметно уступала скорости направленных вертикальных русловых деформаций). Гляциоизостатического поднятия территории в пределах изучаемых бассейнов рек в голоцене также не ощущалось, поскольку они достаточно удалены от края последнего, поздневалдайского, ледника.
Направленные вертикальные русловые деформации в голоцене на реках центра Русской равнины достигали величин в первые метры, что способствовало незначительным изменениям уклонов водной поверхности реки. О влиянии подобного изменения уклонов на характер русловой морфодинамики рассмотрено в пункте 6.4.
Локальные изменения уклонов водной поверхности русла в течение голоцена в долинах Протвы и Сейма происходили достаточно часто. Об этом свидетельствуют многочисленные старицы на пойме. Однако формирование подобных локальных перегибов продольного профиля достаточно быстро компенсировалось в результате роста новых излучин. Поэтому подобные изменения уклонов практически не сказывались на изменении характеристик стока воды и, следовательно, на изменении характера русловых деформаций.
Помимо многочисленных мелких спрямлений в долинах Протвы и Сейма за голо-ценовое время наблюдались единичные случаи крупных эрозионных прорывов (см. выше), которые, по-видимому, сопровождались изменениями уклонов водной поверхности. Подобные события нашли отражение в изменении направленности вертикальных русловых деформаций в пределах ключевых объектов исследования.
Климатические условия. Наиболее существенное влияние на характеристику стока воды оказывают выпадающие на территорию речного водосбора осадки. Их количество, а также неравномерность выпадения определяет характеристику водного режима реки. Другим важным климатическим показателем, который косвенно влияет на характеристику стока воды и характер водного режима, является температура воздуха. Она определяет величину испарения, возможность консервации осадков в виде снежного покрова. Кроме того, температура воздуха является основным условием присутствия на реке ледовых явлений.
Данные Н.А. Хотинского (1989) и В.А. Климанова (2000) для рек Протвы и Сейма о колебании величин температуры и осадков приведены на качественном уровне (рис. 4.21 и 5.16), однако те же авторы указывают, что отклонение температур от современных значений в пределах центра Русской равнины не превышает 1-1,5, а отклонение сумм осадков не превышает 50 мм. При таких небольших отклонениях величин температур и осадков сущность сезонов года в течение голоцена не менялась. В зимнее время происходила аккумуляция осадков в виде снежного покрова; весной накопленный запас влаги частично тратился на сток, частично на транспирацию, испарение и пополнение запаса подземных вод; летне-осенний период - теплое время года, во время которго основная масса осадков, выпадающая в виде дождей частично тратится на сток. Таким образом, приведенные сведения дают основания полагать, что тип водного режима в голоцене на Протве и Сейме не менялся. Однако характеристики отдельных фаз водного режима, например, объем стока и расходы воды половодья, могли изменяться значительно.
Соотношения между количеством выпадающих осадков и температурой воздуха определяют величину увлажненности территории, которая непосредстваенно влияет на изменение водоносности, и, следовательно, на русловуюморфодинамику.
На основании данных Н.А. Хотинского (1989а, см. рис. 4.21) и В.А.Климанова (2000, см.рис. 5.16) нами были построены качественные схемы, в которых увлажнение оценивалось из соотношения осадков и температуры воздуха по сравнению с современным их значением (рис. 6.2). Возможные варианты таких соотношений были разбиты на пять групп, каждой из которой был присвоен свой балл.
Низший бал характеризует экстремально сухой характер увлажнения, высший - экстремально влажный (см. таблицу 4.6).
Из приведенных схем видно, что изменение характера увлажнения территории по разному влияли на морфодинамику русел рек Протвы и Сейма.
На реке Протве этапы, характеризующиеся развитием сложных разветвлений в русле (что соответствует относительно высокими величинам водоносности), совпадают во времени с этапами повышенной увлажненности. Этапы, когда характер русловых деформаций практически не отличался от современных характеристик, увлажненность территории водосбора Протвы либо была близка современным ее значениям, либо была несколько ниже. Простые разветвления (этапы с относительно низкой величиной водоносности) формировались на фоне, в целом, относительно низкой увлажненности территории, которая прерывались непродолжительными эпохами резкого ее увеличения.
На реке Сейм колебания увлажненности территории, которые происходили в го-олоцене, не находили отражение в трансформации русел. Формирование крупных спрямлений на Сейме происходило на фоне относительно повышенной (но не выдающейся) увлажненности.
Если сравнивать связи условий увлажнения с характеристиками водоносности (рис. 6.1., 6.2), необходимо отметить, что непродолжительные периоды увеличения или уменьшения величин на кривой водоносности практически не выражаются на кривой условий увлажнения. Это можно объяснить тем, что показатели, полученные Н.А. Хотинским и В.А.Климановым, характеризуют среднегодовые показатели осадков и температуры. В нашем же случае, водоносность отражает не годовой сток воды (норму стока), а характер прохождения руслоформирующих расходов воды, которые, к примеру, на реке Протве имеют ярко выраженный сезонный характер действия. Поэтому изменения годового стока, как функции среднегодовой увлажненности территории не всегда будут отражаться в морфологии русел рек (а стало быть и в кривой водоносности реки, построенной по выше показанным принципам).
Возможно также, что детальность данных, на основании которых построены кривые увлажненности, недостаточна для выявления условий, способствующих изменению стока р. Протвы или Сейма.
