УДК 556.535.6; 556.166
Дзагания Е.В., Крыленко И.В., Крыленко В.И.
АНАЛИЗ И ОЦЕНКА СТЕПЕНИ ВЛИЯНИЯ ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИХ
ФАКТОРОВ НА ОБРАЗОВАНИЕ И СТОК ПЛЯЖЕОБРАЗУЮЩИХ
НАНОСОВ ГОРНЫМИ РЕКАМИ <БОЛЬШОГО СОЧИ>
Донецк 2008 УКРАИНА ООО <ЭКОТЕХНОЛОГИЯ>
Достаточная степень эстетичности и привлекательности прибрежной зоны -
одно из необходимых условий для создания и функционирования приморских тер-
риториальных рекреационных систем. Охрана экосистемы прибрежной зоны моря
- задача весьма сложная и требует комплексного подхода, особенно при усиливаю-
щемся воздействии со стороны человека. Чрезвычайно актуальна и важна эта про-
блема для Черноморского побережья, имеющего богатейшие природные ресурсы,
особенно в Крыму и на Кавказе, где сосредоточена основная масса здравниц, зон
отдыха, туризма и экскурсий. Защиту берегов Черного моря от разрушения опреде-
ляют множество факторов и причин природного и антропогенного происхождения.
Для оптимизации защитных мероприятий необходимо знать долю их вклада и сте-
пень их важности. Известно, что между выносом реками твердого материала и со-
стоянием пляжей существует своеобразная природная цепочка взаимосвязанных
процессов. Наносы рек образуют в устьях конусы выноса, материал из которых во-
влекается во вдольбереговое перемещение, формируя и поддерживая пляжи в есте-
ственном состоянии. Таким образом, вынос реками достаточного количества обло-
мочного материала является необходимым условием для образования и существо-
вания пляжей. Горные реки Кавказа в виде речных наносов выносят на Черномор-
ское побережье ежегодно около 6 млн. т обломочного материала, пригодного для
образования пляжей [1]. При равномерном распределении аллювия вдоль берега
это количество наносов должно было бы обеспечить повсеместное интенсивное вы-
движение пляжей. Около 95% речных наносов сконцентрировано в руслах всего
пяти рек Кавказа, питающих пляжи не более чем на 1/10 протяжения береговой
линии (за пределами РФ) [1]. На остальные 9/10 протяжености береговой линии
приходится лишь 5% речных наносов, или около 0,3 млн. т/год обломочного мате-
риала, пригодного для образования пляжей. Поэтому, весьма важно выяснить и
оценить влияние различных факторов образования наносов в водосборном бассейне
и транспортировки к исследуемому участку побережья.
Природные (физико-географические) факторы (в том числе - процессы и яв-
ления) весьма разнообразны, как и сама Природа. Многие из них при соответст-
вующих условиях могут служить источниками и причинами образования, стока, пе-
реноса и обработки наносов, как независимо от человека, так и совместно с антропоген-
ной деятельностью, которая может ускорить, усилить или, наоборот, замедлить и ослабить
их протекание, интенсивность, масштабы и последствия. Образование и перенос нано-
сов в прибрежную зону моря можно рассматривать в двух факторно-генетических зо-
нах: 1) в зоне площадного развития (где происходит образование (генерация), на-
копление, перемещение и первичная обработка обломочного материала); 2) в при-
русловой зоне рек (с русловыми потоками наносов). Детальный анализ и оценка
степени влияния физико-географических факторов на образование и сток наносов
малыми горными реками выполнен в нашей работе [2]. Цель данной работы - ана-
лиз и сравнительная комплексная оценка общих особенностей, региональных про-
явлений и степени влияния физико-географических факторов на образование и
сток пляжеобразующих наносов горными реками в море с юго-западного макро-
склона Северо-Западного Кавказа в зоне Большого Сочи. Ниже приведена характери-
стика, анализ и комплексная оценка природных (физико-географических) процессов и
явлений, как факторов образования и переноса наносов в водосборном бассейне уча-
стка побережья Большого Сочи.
1. Тектонические, геологические и геоморфологические условия
Глобальные, региональные и локальные горообразовательные процессы создали ос-
нову, фон, и под продолжающимся воздействием которого протекают все процессы на по-
верхности суши и дна моря. Тектонические подвижки земной коры, разнообразные подня-
тия, опускания, надвиги, прогибы, разломы и т.п. процессы определили общие очертания,
абсолютные и относительные высоты местности, что, в свою очередь, определило харак-
тер, направленность, масштабы и интенсивность протекания остальных природных про-
цессов. Абсолютные высоты определяют температурные, инсоляционные и др. условия
протекания физических, физико-химических и биохимических процессов выветривания и
денудации горных пород, формирования жидкого и твердого стока рек. Тектонические об-
разования определили общие направления и интенсивность развития рельефа местности,
поверхностного и подземного стока воды и перемещения твердых материалов. Совместно с
направленностью горных складок и экспозицией склонов, они существенно влияют на
микроклимат в различных зонах и участках местности, а в сочетании с геологическими
условиями определяют грунтово-почвенный и растительный покров, что, в свою очередь,
определяет возможности и условия для хозяйственной деятельности человека (то есть, для
возникновения и проявления антропогенных факторов).
Орография территории представлена низкогорным участком Главного
Кавказского хребта (ГКХ) с высотами до 3000м (лишь массив Чугуш превышает-
3000м) системой боковых хребтов и межгорных впадин, причем конфигурация
хребтов, их высота и ориентация определяют развитие гидрографической сети.
Общая особенность строения горных хребтов - понижение высоты ГКХ с юго-
востока на северо -запад, а боковых хребтов - от ГКХ к морю (т.е. на Ю-З).
Многочисленны разломы разного масштаба, характера и направления;
господствуют крупные протяженные разломы северо-западного направления,
параллельные простиранию береговой линии [3]. Имеются и поперечные разломы
северо-восточной ориентировки, значительно более короткие и часто
ориентированные перпендикулярно к плоскости берегового обрыва. Эти разломы
обусловлили места впадения рек, стекающих с южного макросклона ГКХ, что
определило динамику и морфологию берегов моря и особенности стока наносов.
Долины основных рек заложены по синклинальным прогибам, осложненным в
последующем тектоническими разломами. Теперь район представляет собой
горную страну со сложным сочетанием положительных и отрицательных структур,
испытывающих неравномерное общее поднятие. Район рассечен системой
разрывных нарушений; преобладающими здесь являются надвиговые и всбросо-
надвиговые разломы, способствующие развитию узких врезанных долин в
условиях сжатия впадин. 0сновные линии раэломов ориентированы параллельно
имеющимся тектоническим структурам.
Вследствие открытости для насыщенных влагой западных воздушных масс
удельная водоносность региона значительно выше, чем территорий, расположен-
ных северо-западнее (средний модуль стока воды с 1 км2 составляет от 30 л/с до 60
л/с).
От тектоники района, состава слагающих его пород, высотного положения и
ориентации хребтов по отношению к влагонесущим воздушным потокам зависят
условия и темпы русловых деформаций, размеры, формы, продольные и поперечные
профили долин, уклоны и условия формирования русел и, в конечном итоге, - режим,
интенсивность и количество стока наносов. Влияние землетрясений на процессы
образования разнодисперсного обломочного материала проявляется в развитии
сети трещин в массивах горных пород, в сейсмогенных обвалах, в развитии
оползней и усилении выноса в реки обломочного материала в результете
активизации склоновых процессов. Новейшие движения земной коры весьма
активны и носят здесь дифференцированный характер. В некоторых случаях такие
участки стабильны, но на большей части побережья имеются все признаки
новейшего поднятия берегов [3], [4а]. Землетрясения в 8-9 баллов для
Черноморского побережья России маловероятны. За последние 120 лет тут
произошло 8 семибалльных, 48 шести- и пятибалльных и около 200 четырех- и
трехбалльных землетрясений - таким образом происходит постоянная разрядка
сейсмического напряжения [4].
В целом водосборный бассейн большей частью расположен в пределах эрози-
онно-денудационного расчлененного рельефа и низко- и среднегорного геоморфо-
логического поясов, являющихся проявлением высотной зональности, занимает не
очень широкую краевую полосу гор высотой до 3000м и средней глубиной вреза до
500-700м и лишь местами - до ?1500-2000м. Для него характерны сравнительно уз-
кие водораздельные гребни, крутые, сильно расчлененные, умеренно обнаженные
склоны, большое относительное превышение водоразделов над дном долин. С точ-
ки зрения возможного воздействия на процессы образования разнодисперсного об-
ломочного материала для пояса низко- и среднегорного расчлененного рельефа ха-
рактерно меньшее (по сравнению с более высокими поясами) распространение
скальных обнажений, более сглаженные формы рельефа, наличие на водосборах
довольно мощного чехла рыхлообломочных отложений различного происхожде-
ния, меньшая глубина расчленения рельефа (хотя на значительных пространствах
встречается и глубокое расчленение - до ?1000м, и крутизна склонов - до ?30-45о и
более). В развитии современного рельефа преобладают геоморфологические процессы и
главные внешние факторы и явления: эрозионно-аккумулятивная работа рек и времен-
ных водотоков, частые паводки, селевые явления, площаднной смыв грунта, линейная
эрозия, заболачивание, лавины, оползни, обвалы, осыпи, физическое выветривание. Зна-
чительную роль играют био-химическое выветривание и делювиальный смыв,
широко распространена овражно-селевая деятельность (развитие сети периодиче-
ски действующих водотоков), а также оползневые процессы, особенно характерные
для участков долин с антропогенным воздействием. Более подробно эти явления
рассмотрены в специальных подразделах.
Особенностями геологического строения региона являются пестрота и разно-
образие горных пород как по возрасту, так и по литологическому составу [4]. Роль
горных пород как рельефообразующих и наносообразующих факторов определена
их плотностью, прочностью, устойчивостью к выветриванию, размыву и истира-
нию. На значительной территории район сложен в основном флишевыми толща-
ми; характерными признаками флиша являются ритмичное распределение в нем
обломочного материала, наличие горизонтов глыбовых брекчий и отложений под-
водных оползней [5]. Резко преобладают карбонатные породы, представленные из-
вестняками и мергелями. Из пород, не играющих существенной роли в строении
флишевой толщи, важную роль в образовании наносов могут играть встречающие-
ся иногда тонкие (~сантиметровые) прослои пепла и кила, т.е. монтмориллонито-
вой глины [3]. При насыщении влагой их присутствие в обнажениях пород может
способствовать разрушению склоновых обрывов, создавая горизонты скольжения
для вышележащих пород и их оползания или обваливания к подножию обрыва.
Когда плоскость обрыва срезает пласты флиша под углом, воздействие атмосфер-
ных процессов и собственно абразии значительно более интенсивно и ведет к уве-
личению темпов поступления крупнообломочного материала в русла водотоков
или к подножию обрывов и склонов. Отложения терригенного флиша также легко
выветриваются, давая как обломки, так и суглинки и поставляя обломочный ма-
териал в пойменно-русловую зону. Отложения известкового флиша отличаются се-
лективным выветриванием. Скорость выветривания обнажений весьма значи-
тельна: за три летних месяца вес разрушенной породы в глинистом флише состав-
лял от 9 до 69 кг с 1м2. Хотя известняки и мергели и самые прочные, мощность
элювиального чехла на них может достигать 2-3м, а в зонах дробления - до 10м.
Кроме указанных выше коренных пород, в меньших масштабах распространены
четвертичные лёссовидные суглинки и аллювиальные отложения, которые обычно
сложены или чисто галечным, или песчано-галечным материалом) [3]. На всём
участке исследований породы флиша сильно и разнообразно дислоцированы, ос-
новные складки осложнены вторичными. Устойчивость флишевых пород против
действия абразии в общем невелика, хотя встречаются отдельные прочные про-
пластки. В краевых и межгорных прогибах накоплен комплекс молассы (мягких
терригенных горных пород - конгломератов, песчаников, мергелей, глин и др.), ха-
рактерных для заключительных орогенных стадий образования геосинклиналей.
Широко распространены четвертичные отложения; они почти сплошным слоем
(мощностью до 1-10м на склонах и водораздельных хребтах и до 10-30м в долинах)
покрывают более древние отложения. В их состав входят конгломераты, пески,
мелкозем. Среди четвертичных отложений по генезису выделяются гляциальные
(ледниковые), флювио-гляциальные, аллювиальные, делювиальные, пролювиаль-
ные, делювиально-пролювиальные, обвальные, оползневые и др. Ледниковые от-
ложения распространены выше ?2500м, в основном в верховьях истоков и прито-
ков Мзымты и Псоу. Гляциальные и флювио-гляциальные отложения обычно ха-
рактерны наличием на поверхности множества валунов и глыб размером до 2-5м и
валунно-галечных россыпей с гравийно-песчаным, иногда с суглинисто-песчаным
заполнением. Преобладают обломки размером 0,2-0,5м, реже - до 0,7-1,2м. В верх-
ней части водосборов рек обломочный материал слабо окатан даже в прирусловой
полосе. Ниже по течению материал становится средне, а затем и хорошо окатан-
ным. Из межгорных долин по склонам до высот ?1800-2500м поднимаются лессо-
видные суглинки, имеющие обычно покровное залегание по рельефу и располо-
женные по горным породам, разным по возрасту и литологии. Элювиальные отло-
жения (продукты выветривания горных пород, оставшиеся не перемещенными, на
месте их образования) расположены по приводораздельной части хребтов. Делювий
(отложения, накопившиеся в результате склонового смыва) развит очень широко,
он покрывает коренные породы на склонах хребтов. В его состав входят глины,
пески, обломки камней и большие глыбы, перемещенные вниз по склону путем
гравитационного оползания и смыва дождевыми и талыми водами. Он характерен
малой сортированностью, редко встречающейся слоистостью, плохой окатанно-
стью обломочного материала. На делювиальных склонах долин многих рек разви-
ты оползневые отложения. Пролювиальные отложения (приустьевые наземные
накопления выносов из эрозионных долин временных водотоков) обычно пере-
крывают аллювиальные, они развиты в предгорьях и по периферии долин более
крупных рек. Аллювиальные отложения заполняют русловую и пойменную части
неселевых рек и их притоков. Они представлены валунно-галечным материалом с
гравийно-песчаным и суглинисто-песчаным заполнителем. Встречаются и обломки
размером 0,2-0,3м, реже - до 0,7-1м.
Туапсинский район (протяженностью около 140 км - от бассей-
на р.Текос до междуречья Шепси и Макопсе) расположен в пределах
Новороссийского синклинория и сложен породами флишевой терри-
генной и карбонатной формаций мела и палеогена. Его северо-
западная большая часть и прилегающий к берегу моря блок суши сло-
жены в основном осадочными толщами флиша. Здесь обычно наблюдается
мелкоритмичное переслаивание мергелей, известняков, песчаников и
аргиллитов. Слои смяты в складки, надвинуты друг на друга, часто
запрокинуты и сдвинуты по линиям многочисленных разломов. Воз-
раст пород нижне- и верхнемеловой, и только в черте города Туапсе
и в местах нахождения поселков Небуг и Новомихайловский отмечены
небольшие участки низов палеогена. В северо-восточном углу района
строение территории иное. Здесь в среднеюрское время имела место
интенсивная вулканическая деятельность. Одновременно с осадкона-
коплением на дне сравнительно неглубокого бассейна, из цепочек
кратеров изливались лавы; вмещающими вулканическую фракцию порода-
ми стали аргиллиты, алевролиты и песчаники [4]. Как наиболее твер-
дая и тяжелая фракция, зерна альмандина переносятся реками бассейна
реки Туапсе и отмечены в виде красных пятен в песках городского
пляжа. Сочинский район (как и Туапсинский) расположен в пределах
Новороссийского синклинория структур Абхазской зоны и представ-
лен породами флишевой терригенной и терригенно-карбонатной мел-
палеогеновой формации.
Руслообразующие наносы малых горных рек и временных водотоков (в основном -
глыбы, валуны, галька, а в качестве их наполнителя - более мелкие фракции) формируют-
ся за счет поступления по склонам гор обломочного материала, образующегося в основном
за счет разрушения коренных пород, а также за счет поступления в русла других отложе-
ний.
Наиболее сильная раздробленность горных пород (а, следовательно, и их
предрасположенность к разрушению) бывает в зонах региональных разломов.
Скальные горные породы по-разному подвержены процессам выветривания (в
зависимости от их возраста, водно-физических свойств, содержания мелкозема и др.).
Наиболее сильные изменения в минералогическом составе испытывают магматические и
метаморфизованные породы, у осадочных пород эти изменения менее значительны.
Свойствами горной породы определяется и величина коэффициента истирания
(Ки) в формуле Д.Саймонса-К.Миллера (1962), равная расстоянию (в км), которое
нужно пройти вдоль по руслу реки частице породы, чтобы ее диаметр в результате
истирания уменьшился в два раза; Ки равен (км) [6]: кварц - 150; гранит,
порфиры, гипс - 100-150; доломит - 60; известняк - 50; мергелистый известняк - 30.
2. Грунты и почвенно-растительный покров
Почва (рыхлый поверхностный плодородный слой земной коры) образова-
лась из горных пород под воздействием физических, химических и биологических
факторов и представляет собой сложный комплекс минеральных (измельченные
частички материнских горных пород) и органических частиц (растительных и жи-
вотных организмов и их остатков, находящихся на различных стадиях разложе-
ния), заселенный огромным количеством микроорганизмов. Тепловой режим поч-
вы оказывает влияние на тепловые свойства приземного слоя воздуха, что, в свою
очередь, может оказывать влияние на состав и количество смыва и дефляции ве-
ществ из почвы в окружающую среду. Важное влияние на водно-физические свой-
ства почв и грунтов оказывают растения и их сообщества (фитоценозы) путем ме-
ханического и биохимического воздействия своей биомассы и корневой системы
трав, кустарников, деревьев. Их корневая система состоит из множества корней,
которые проникают в грунт во многих направлениях на различную глубину (ино-
гда на десятки метров). После отмирания корней образуются пустоты, которые
обуславливают значительную водопроницаемость лесных почв. Влияние грунтов,
почвообразования и растительности на процессы образования, накопления и пере-
носа наносов можно оценить как воздействие факторов, определяющих интенсив-
ность, состав и массу стока наносов с водосборов. Структура, физико-химические и
водные свойства подстилающих грунтов и почв обусловливают гидрологическое
значение грунтово-почвенного покрова, его водопроницаемость и водозадержи-
вающие способности, от которых зависят размеры поверхностного стока, испаре-
ния, питание подземных вод. Грунты и почвы являются посредником между кли-
матическими и гидрологическими явлениями. Они поглощают из атмосферы вла-
гу, удерживают её, распределяют между разными фитоценозами, подземными и по-
верхностными водами. Оптимальная структура речного стока наблюдается при
высокой водопроницаемости и низкой водозадерживающей способности почв и
грунтов.
Из всех видов растительного покрова наибольшая водоохранная и регулирующая
роль в жизни малых водотоков принадлежит лесу. Лес, влияя на степень снегозадержания,
снеготаяния и на водоотдачу от ливней, а также на скорость стекания воды по поверхности
водосбора, тем самым влияет на водный режим реки, снижает максимумы паводков, уве-
личивает их продолжительность, способствует переводу части поверхностного стока в под-
земный, защищает почвы и грунты от эрозии, а реки - от заиления. Влияние леса возраста-
ет, еспи лесистые и открытые участки чередуются. Гидрогеологическая роль леса неодно-
значна и зависит от физико-географических и грунтово-геологгических условий, но в це-
лом влияние леса на ресурсы стока воды оценивают позитивно. Весьма важна роль леса в
защите от разрушения берегов рек, особенно во время половодий и паводков. Лесные на-
саждения замедляют скорость потоков воды, защищают припойменные участки от разру-
шения, предотвращают сползание грунта, развитие оврагов, обнажение коренных пород.
Структура грунтово-почвенного покрова нашего района характерна ярко выражен-
ной вертикальной зональностью, но при этом сохраняются черты, обусловленные принад-
лежностью к средиземноморской -климатической субтропической зоне и области влажных
лесов. Как и в других горах, растительность сменяется по закону вертикальной зонально-
сти (хотя еще в 1965г. М.А.Голубец с соавт. отметили, что современный растительный по-
кров в основном отображает не природные закономерности своего формирования, а сте-
пень его освоенности человеком), здесь выделяются несколько растительных высотных
зон. Растительность побережья обильная, имеются вечнозеленые средиземномор-
ские и субтропические формы. К юго-востоку от Новороссийска значительные
площади занимают сплошные леса. Нижний ярус их до высоты ?900м местами
очень густ, встречаются труднопроходимые чащи, переплетенные вьющимися рас-
тениями. На высоте от 600 до 900м деревья стоят более свободно, встречаются дуб,
граб, грецкий орех, каштаны, липы, клен, в подлеске густо разрослись рододендрон
и др. кустарники, местами в лесу преобладает бук. Еще выше расположен пояс уг-
нетенных древесных пород, буйной травяной растительности, обнажений коренных
пород.
Показатель лесистости верховий водосборных бассейнов многих малых горных рек
приближается к 100%, но несколько снижается в прибрежной и в предгорной зоне (вслед-
ствие вырубки лесов, застройки и распашки земель).
В молодом лесу даже при катастрофических ливнях почти нет поверхностного стока;
в теплый период спелый лес (буковый и пихтово-еловый) задерживает 42-49% осадков, а в
холодный период ель задерживает 32% и бук 15%. Коэффициент поверхностного стока в
лесу и на пастбищах увеличивается по мере возрастания угла наклона (крутизны) склонов.
Таким образом состояние растительного покрова оказывает значительное влияние на ве-
личину поверхностного стока воды (от чего зависят интенсивность и масштабы твердого
стока), а леса могут служить непосредственным источником образования и стока облом-
ков древесины.
3. Климатические условия
Режим и общие черты процессов образования, удержания, накопления и пе-
ремещения наносов неодинаковы в районах с разным климатом. Климатические ус-
ловия определяют особенности и характер выветривания и разрушения коренных горных
пород. В вершинной зоне горных хребтов с её холодным климатом, с частыми, резкими из-
менениями температуры воздуха преобладает физическое выветривание, что приводит к
накоплению крупнокускового материала с небольшим количеством мелких, глинисто-
пылеватых частиц. В прибрежных зонах с тёплым и влажным климатом горные породы
подвержены более глубоким химическим и биохимическим изменениям, в результате ко-
торых образуются новые минералы, среди которых глинистые играют основную роль.
Основными метеорологическими показателями, определяющими характер погоды и
существенно влияющими на протекание процессов образования и стока наносов в водо-
сборных бассейнах, являются температура воздуха, количество и интенсивность атмо-
сферных осадков., причём особую роль играет режим температур и жидких осадков.
Например, в горных условиях наибольшие объемы стока воды и наносов приходятся
на время весеннего половодья и разносезонных паводков, размеры и длительность кото-
рых зависят от режима жидких осадков и температур в период снеготаяния. Резкий
подъём температуры вызывает таяние снега одновременно на разных высотах, что часто
вызывает селевые паводки, выносящие значительные количества глинисто-грязе-
каменных материалов и преобразующие русла и поймы рек. Поэтому для оценки и про-
гнозирования явлений и процессов образования и стока наносов необходимы климато-
логические сведения с учетом их многолетних, внутригодовых и внутрисуточных колеба-
ний. С выпадением осадков обычно бывает связан сход и последующий размыв
оползней. Когда склоновый сток прекращается и река питается в основном под-
земными водами, сток наносов формируется главным образом за счет руслового
размыва (донных наносов и материала, вынесенного в русло ранее за счет склоно-
вых процессов).
Наш район расположен в зоне взаимодействия холодных воздушных потоков,
идущих с северо-запада и северо-востока, и тёплых субтропических воздушных
масс, идущих с юга и юго-запада. На побережье под влиянием географического поло-
жения, орографии, рельефа, радиационных и циркуляционных процессов формируется
приморский климат с большой амплитудой суточных и сезонных температур, переменной
облачностью, большой продолжительностью и интенсивностью солнечного сияния, с
большой влажностью воздуха, с избыточным увлажнением, с четко выраженной законо-
мерностью понижения температуры и влажности воздуха, увеличения прозрачности воз-
духа и солнечной радиации при повышении высоты местности над уровнем моря. В гор-
ных районах распределение температур определяется главным образом высотой местности
над уровнем моря, а также экспозицией склонов и формами рельефа. Высоко в горах фор-
мируется умеренно континентальный климат с избыточным и достаточным увлажнением,
нежарким летом, мягкой зимой и теплой осенью. Радиационные и циркуляционные усло-
вия обеспечивают относительно высокие среднегодовые температуры воздуха в Закавка-
зье, защищенном горными хребтами от холодных масс воздуха, поступающего с севера.
Значительные колебания высот, ориентации долин, экспозиции склонов и слож-
ность рельефа обусловили резкие изменения температурного режима в разных
речных долинах и даже в разных частях одних и тех же, сравнительно небольших
по размерам водосборах малых рек. Среднегодовые температуры заметно возрас-
тают по направлению к юго-востоку, хотя даже в районе Сочи зимой во время
вторжения холодных масс воздуха температура может опускаться до -14°С [3].
Температурный градиент равен ?0,6-0,7оС на 100м изменения абсолютной высоты
местности, а в отдельных местностях он достигает 1-1,2оС.
В режиме осадков наблюдаются большие колебания, обусловленные совместным
влиянием Атлантики, Сибири и Средней Азии, а также перепадами высот местности, пре-
вышающими 3000м. Район в целом имеет благоприятную ориентацию долин по на-
правлению к влагонесущим западным воздушным массам, что способствует значи-
тельному снегонакоплению в горах зимой. Период снегонакопления при этом уве-
личивается с высотой от 1,5-3 месяцев на высотах 800-1000м до 4-5 и более месяцев
в году на высотах более 1000м. Высотная зональность, разнообразие и сложность
рельефа в пределах района ведут к заметным внутренним отличиям инсоляцион-
ного и температурного режимов, определяющих продолжительность периода сне-
гонакопления, интенсивность снеготаяния и стока. Наибольшее количество осад-
ков выпадает в верховьях долин рек Мзымта, Псоу, Сочи, Шахе (до 1800-2000 мм),
наименьшее характерно для северо-западной части района (?1000-1500 мм/год, при
этом на подветренных склонах количество осадков несколько уменьшается). Для
всего района характерно крайне неравномерное выпадение осадков, что сильно
влияет на режим рек, на которых (даже небольших) формируются мощные павод-
ки, часто приобретающие характер селевых потоков [3]. Распределение осадков
изменяется в зависимости от высоты местности, ориентации склонов и местополо-
жения долин. В периоды высокой водности количество осадков за отдельные месяцы мо-
жет в 2-3 раза превышать норму (среднемноголетние значения), что также обуславливает
частые ливневые дожди, отличающиеся исключительной интенсивностью и продолжи-
тельностью; максимум жидких осадков приходится на высоты до ?1000 м н.у.м, а
максимум суточных осадков - на пояс 400-1000м. Максимальная интенсивность
ливней бывает высокой (до 5мм/мин и выше); ливни бывают десятки раз в году;
продолжительность дождей бывает от нескольких минут до 2-3 суток непрерывно, в
связи с чем гидрологический режим рек Кавказского побережья характерен нали-
чием многочисленных паводков (до 30-40 в год), что обусловливает высокую ак-
тивность эрозионно-аккумулятивных и связанных с ними оползневых и обвально-
осыпных процессов в прирусловых зонах большинства рек побережья [3]. Катаст-
рофический паводок 1 августа 1991г. с подъёмом уровня воды в р.Туапсе до 13м,
вызвал активизацию эрозионных, оползневых, обвальных, селевых процессов в
речных долинах в районе Туапсе-Дагомыс. С продвижением на северо-запад эта
активность несколько снижается, что объяснимо уменьшением количества атмо-
сферных осадков и изменением гидрологических характеристик рек.
4. Склоновые процессы и явления
Склоны той или иной крутизны представляют собой наиболее
распространенный элемент рельефа и занимают наибольшую площадь
Кавказского региона. К склоновым формам поверхности приурочена также и
значительная доля пахотных угодий, активная хозяйственная деятельность на
которых стимулирует развитие эрозионных процессов. Так как эта деятельность
изменяет сложившееся равновесие между рельефом и преобразующими его
процессами, то склоновые территории, обладающие в естественных условиях
большим запасом эрозионной стойкости, часто превращаются в области
интенсивной денудации с эрозионной стойкостью, значительно ниже критической,
в связи с чем в извлечении взвешенных и растворенныз веществ из почв и грунтов
и переносе их в водную среду заметную роль могут играть денудационные,
эрозионные, эоловые, флювиальные и др. явления и процессы. В горных районах
немаловажным фактором можно считать нивальные явления, в том числе снежные
лавины.
Помимо эрозионно-аккумулирующей деятельности самих рек, основными
факторами при деформации прирусловой зоны рек и крупными поставщиками об-
ломочного материала в русла и поймы рек являются гравитационно-склоновые
явления (обвально- оползневые, лавинные, селевые и др.). Разрушение берегов рек
при ледоходах не играет особой роли вследствие редкости достаточно мощных ле-
довых явлений. Процессы площадного развития представлены в основном ополз-
нями, обвалами, осыпями, селями, главным фактором активизации которых явля-
ется режим атмосферных осадков.
Влияние активных склоновых процессов на русловые деформа-
ции, развитие русел и транспорт наносов проявляется: 1) путем
непосредственного воздействия на русло; 2) определением условий
поступления твердого материала в русло, 3) изменением режима
стока воды и наносов.
Таким образом, современные экзогенные процессы наиболее сильно
проявляются на малых реках. Ниже приведены характеристика и оценка склоновых
процессов и явлений как источников и причин образования наносов в водосборных
бассейнах рек.
4.1. Процессы выветривания и денудации горных пород
Наносы водотоков формируются за счет поступления по склонам гор обломочного
материала, образующегося преимущественно за счет разрушения коренных горных пород
(процессы выветривания и денудации), а также за счет поступления в русла других отло-
жений.
Как известно из геологии, выветривание - это процесс механи-
ческого разрушения и химического изменения горных пород и мине-
ралов в условиях земной поверхности и приповерхностных слоёв
литосферы, происходящий под влиянием различных атмосферных
агентов (атмосферные осадки, ветер, сезонные и суточные колеба-
ния температуры воздуха, воздействие на породы атмосферного ки-
слорода, углекислоты и др.), грунтовых и поверхностных вод,
жизнедеятельности растительных и животных организмов и продук-
тов их разложения. Основные его виды - физическое, химическое,
биологическое выветривание; выделяют также солевое, морозное и
своеобразный тип выветривания - почвообразование. Различные его
виды обычно действуют одновременно, но, в зависимости от соста-
ва и строения горных пород, характера рельефа, особенностей
климата и растительности, преобладает тот или иной вид выветри-
вания; природные условия определяют также его интенсивность,
скорость и масштабы. Результат выветривания - образование свое-
образных форм рельефа, различных типов коры выветривания, неко-
торых осадочных пород, многих полезных ископаемых и в том числе
полидисперсных частиц, которые в конце концов могут стать нано-
сами.
Скальные горные породы по-разному подвержены процессам выветривания (в зави-
симости от их возраста, водно-физических свойств, содержания мелкозема и др.). Наиболее
сильные изменения в минералогическом составе испытывают магматические и метамор-
физованные породы; у осадочных пород эти изменения менее значительны. При выветри-
вании пород важное значение имеют содержащиеся в их составе малоустойчивые мине-
ралы и размеры кристаллов. Крупнокристаллические интрузивные породы разрушаются
быстрее, чем мелкокристаллические или аморфные эффузивные породы.
Процессами денудации (сносом и переносом гравитацией (под действием силы тяже-
сти), водой, ветром, снегом, льдом и др.) продукты разрушения горных пород удаляются от
места образования и переносятся в пониженные участки местности, в том числе и в море.
По данным [7] скорость денудации (мм/год) составляет: гнейсы - 5; граниты крупно-
зернистые - 3-4; граниты мелкозернистые -0,1; мраморы - 1,7; сланцы кристаллические -
6-10; аргиллиты - 12-14; известняки - 21. Размеры и формы обломков зависят от пет-
рографического состава пород и размеров отдельностей в массиве. При выветри-
вании мергели распадаются на плоскую щебенку, глинистые сланцы образуют
тонкие пластинки и плитки. Форма обломков песчаников зависит от состава ихне-
го цемента; песчаники с глинисто-известковым цементом рассыпаются до состоя-
ния песка. У подошвы склонов, сложенных кварцитами, скапливаются крупные
глыбы, размеры и форма которых зависят от характера трещиноватости, а при
дальнейшем разрушении образуется остроугольный щебень. Порфиры (характери-
зующиеся вертикальной трещиноватостью) распадаются на глыбы и обломки па-
раллелепипедоидальной формы. Граниты вначале распадаются по трещинам на
отдельные глыбы, затем на щебень и дресву. Габбро и диабазы дают обломки срав-
нительно мелких размеров.
По податливости смыву породы относят к трем группам: 1) устойчивые (интрузив-
ные породы; эффузивные породы в прослаивании с осадочными; известняки, глинистые
сланцы, , песчаники, алевриты, сланцы девонского возраста); 2) предрасположенные к
разрушению породы: песчано-глинистые, песчано-конгломератные и некоторые виды
песчаников; 3) легко разрушающиеся и легко смываемые; этот тип объединяет породы
четвертичной свиты и представлены одной группой: песчано-глинистыми породами, га-
лечниками, лессами и лессовидными суглинками.
Наиболее сильная раздробленность горных пород бывает в зонах региональ-
ных разломов. В верхней пригребневой зоне ГКХ преобладают процессы физиче-
ского выветривания - растрескивание и разрушение обнаженных горных пород на
обломки разной величины в результате резких колебаний температуры (инсоляци-
онное дневное нагревание сменяется быстрым ночным охлаждением), периодиче-
ской смены увлажнения и высыхания (а в холодное время - и замерзания воды в
трещинах и порах пород). В нижней зоне гор и на побережье, а также на покрытых
растительностью участках преобладают процессы химического (под воздействием
кислорода, СО2, солей, кислот, щелочей, содержащихся в водных средах - воздухе,
воде, почвах, горных породах) и биохимического (связанного с жизнедеятельно-
стью организмов) выветривания, чему способствуют довольно высокие температу-
ры и увлажненность региона.
Масса материала, смываемого при абразии коренных пород и истирания
галечного материала в ложах водотоков, при линейной водной эрозии и размыве
поверхностей обнаженных горных пород, грунтов, почв и подпочв, определяется
площадью поверхностей смыва и абразии, а также скоростью абразии коренных
пород и истирания материала наносов.
Особенности твердого стока рек нашего района во многом обусловлены
условиями выветривания горных пород, слагающих южный макросклон Северо-
Западного Кавказа и, прежде всего, флишевой формации мела-палеогена. Породы,
слагающие эту формацию, отличаются селективным выветриванием. При этом
массивные известняки и мергели - самые прочные, но и по ним развивается
мощный элювиальный чехол, иногда достигающий толщины 2-3м, а в зонах
дробления и 10м. Аргиллиты, глинистые песчаники и рассланцованные мергели
выветриваются особенно хорошо, представляя собой среду для мощных очагов
селеобразования; при этом мергельный материал образует в основном каменно-
грязевые или грязекаменные сели, в то время как известняки дают в большей
степени водно-каменные потоки [3].
4.2. Лавины
Существенное (хотя в основном косвенное) влияние на образование наносов могут
оказывать снежные лавины. На южном макросклоне С-З Кавказа лавины оказывают
заметное влияние в основном в верховьях самых крупных рек - Мзымты, Псоу,
Сочи, Шахе и др.). В годы с образованием мощного снежного покрова (до 2-3м) сход
лавин приобретает массовый характер. При этом лавины могут наблюдаться
практически на всей территории выше ?1000м. В пределах высотных зон 1000-
3000м лавины могут сходить повсеместно с ноября по апрель, а на высотах более
3000м - даже в начале лета. Высока интенсивность лавинообразования на склонах
горного массива Чугуш и по левому борту верховий речки Ачипсе - правого
притока Мзымты (до нескольких лавинных лотков на 1 км длины реки), причем за
один сезон лавины могут сходить по одному лотку по несколько раз.
Влияние лавин на образование наносов проявляется путем выноса больших
масс снега и обломочного материала со склонов гор в долины, поймы и русла рек,
что может непосредственно деформировать русло и изменять режим стока рек, что
также может влиять на образование и сток наносов. Степень влияния лавин
определяется не столько количеством и частотой схода лавин и объемом их выносов,
сколько доступностью русел рек для воздействия лавин. При достижении русел рек
лавины часто перекрывают русло своими выносами, создавая подпор потока, после
прорыва запруд образуется мощная волна, значительно деформирующая русло реки и
выносящая большие количества взвешенных веществ, обломочного и др. материала и
остатков древесины. Влажные лавины, сходящие в начале весны, движутся по грунту
или смешанным путем и выносят наибольшее количество обломочного материала.
Большую часть обломочного материала доставляют лавины, которые сходят по
руслам потоков (с верховьев водосборов) и увлекают большое количество
обломочного материала и древесных остатков. Из-за заторов и заломов иногда
возникают паводки селевого характера.
Когда лавины сходят в основном по поверхности мерзлой земли или по расти-
тельному покрову, они мало нарушают целостность почв и грунтов и почти не из-
мельчают их, поэтому, в долины они выносят преимущественно крупнообломоч-
ный материал горных пород и древесины и лишь в редких случаях выбивают ни-
ши в русловом аллювии рек или в береговых откосах. Выносимые ими в долины
массивы подвергаются размыву водными потоками. Масса и состав фракций, по-
ступающих в гидрографическую сеть вследствие выносов лавин, определяются
объемом и плотностью материала лавинных выносов и содержанием в них фрак-
ций, подверженных последующему вымыванию водными потоками.
За лавиноопасный сезон лавины могут сходить неоднократно;
преобладают влажные лавины, сходящие в начале весны (в основном в
феврале-марте), движущиеся по грунту или смешанным путем и выно-
сящие наибольшее количество обломочного материала; они обычно
возникают вследствие срыва со склонов и гребней снежных <досок>
и <карнизов>. Объемы разовых лавинных выносов снежно-
обломочного материала достигают сотен и тысяч м3, но отмечены
случаи схода отдельных лавин объемом выбросов 2-3 (и даже 4-5)
млн. м3 при мощности отложений до нескольких десятков метров
[8]. Распространенность и мощность лавин определяется мощностью
снежного покрова, большой высотой и крутизной склонов. При про-
хождении мощных лавин, достигающих русел рек, наблюдаются сле-
дующие типы последствий.
1) На участках лавинных лотков происходит загромождение ру-
сел (днища долин) обломочным материалом, периодически выносимым
лавинами. Разовые выносы твердой составляющей наибольшие у мок-
рых лавин, сходящих обычно весной по грунту; они могут дости-
гать десятков тыс.м3; в отложениях преобладает мелко - и средне-
обломочный материал.
2) Несколько реже мощные лавинные выносы (для этого, как
правило, требуются большие уклоны лавиносбросных лотков и зна-
чительное содержание скальной массы в лавинном выносе), обру-
шившись с большой скоростью и под большим углом атаки в русло
реки, образуют выбоины (ниши) глубиной до нескольких метров с
выбросами руслового аллювия объемом от сотен до тысяч кубомет-
ров. Участки долин с подобным прямым, непосредственным действи-
ем лавин на русла и поймы наиболее характерно для рек, проте-
кающих в глубоких долинах средне- и высокогорья.
3) Перекрывание русел рек приводит к образованию перемычек
и временных подпрудных озер, т.е. к усилению русловых размывов
ниже по течению реки после их прорыва и формированию отмелей
подпруживания выше по течению.
4) В лесистых местностях разрушительная мощь лавин усилива-
ется за счет выноса большого количества древесного лома, в свя-
зи с чем, лавины по пути следования разрушают берега, выступы
скал, срезают пласты грунта и всю эту массу выносят в русла и
поймы рек, что способствует образованию ступенчатого профиля
рек со ступенями не только на каменных глыбах, но и на бревнах
и на древесно-каменных нагромождениях.
4.3. Селевые явления
На формирование русла водотока и снабжение его твердыми материалами с широ-
чайшим диапазоном крупности фракций (от долей микрона до нескольких метров в попе-
речнике) существенное влияние оказывают селевые явления. Сель - это горный поток, со-
стоящий из воды и рыхлообломочных пород. От обычных водотоков сели отличаются
кратковременностью действия, внезапностью возникновения, очень большой разруши-
тельной мощностью потока, большим количеством перемещаемых продуктов разрушения
горных пород и значительным содержанием в них очень мелких фракций (до 1 мкм и
мельче). Если в обычных постоянных и временных горных водотоках содержание твердых
материалов обычно не превышает 1% объема потока, то в селевых потоках оно составляет
от 10-15% до 60-70%, что обусловливает огромную разрушительную силу селей, динамиче-
ские параметры которых вследствие больших расходов, скорости движенияи и плотности
селевой массы значительно выше, чем у самых мощных неселевых потоков [9]. Это опре-
деляет качественно отличную от обычных горных потоков структуру селевых потоков и
механизм их действия.
По составу селевые потоки делят на: наносовидные (плотность потока 1100-1500
кг/м3), грязевые (плотность 1600-2000 кг/м3) и грязе-каменные (плотность до 2100-2500
кг/м3). Наносовидные (водокаменные) сели возникают при прохождении сильного паводка,
срывающего крупнообломочный материал (самоотмостку) и переносящего большое коли-
чество взвешенных и влекомых наносов за счет своей транспортирующей способности.
С.М.Флейшман [9] подразделил сели на связные (в них вода находится в связанном со-
стоянии и поток представляет собой вязкопластичную среду) и несвязные (водокаменные),
где вода является транспортирующей средой. Грязекаменные сели отличаются низким со-
держанием воды (15-20%) и вязкопластическими свойствами. По мнению авторов [10] и
[11], водокаменные потоки следует относить к паводкам, а не к селям. Селевые явления
представляют характерную особенность режима многих горных рек, временных водотоков
и сухих русел.
Распространенность селей, их характеристики, частота и интенсивность зависят от
геолого-морфологических и гидролого-климатических условий водосборов рек. Литологи-
ческий состав пород, слагающих склоны, определяет не только количество, состав и мо-
бильность продуктов выветривания, но в значительной степени и форму склонов. На Кав-
казе развитие селевых явлений четко зависит от интенсивности процессов разрушения
горных пород склонов и накопления исходных продуктов. Ледниковые отложения четвер-
тичных оледенений в формировании селей играют второстепенную роль. В связи с относи-
тельно малой устойчивостью пород флиша, при наличии благоприятных условий для их
разрушения, может скопиться большое количество материала, пригодного для вовлечения
в селевый поток. Селевые потоки переносят материал, подготовленный процессами вы-
ветривания, и материал, ранее переотлагавшийся делювиальными, пролювиальными, ал-
лювиальными и оползневыми процессами, и только в сравнительно небольших масшта-
бах они непосредственно захватывают породы, слагающие склоны. Участившиеся за по-
следние 15-20 лет ливневые дожди и паводки смывают рыхлообломочный материал и вы-
носят в долины ручьев и рек, поэтому его количество на водосборах ограниченно и преоб-
ладают водокаменные сели, а грязевые и грязекаменные бываюют редко и связаны они с
оползнями и плывунами [12].
Наиболее частый механизм формирования селей размыв и смыв твердого материала,
находящегося в руслах и слагающего берега. Сели, связанные с прорывом заторов, редки,
причем заторы бывают образованы завалами древесины и оползнями. Иногда формируют
сели крупные боковые оползни во время значительных подвижек и ливневых и продол-
жительных дождей.
Многолетние данные свидетельствуют, что большинство селей формируется при
длительных обложных дождях (до ?60% селей), при прохождении ливневых дождей, в том
числе - с градом (до ?30% селей), при совпадении ливня и бурного таяния снега и др. (до
?10% селей). Наиболее часто сели возникают из-за быстрого поверхностного стока ливне-
вых вод, значительно реже - за счет быстрого таяния снега. Сели возникают, главным
образом, после дождей с интенсивностью 50-100 (53% всех случаев) и 20-50 мм/сут (30%);
более редки сели при интенсивности выше 100 мм/сут ?14% и при небольших дождях с 10-
20 мм/сут (3%.), но это одиночные случаи в местах с крутыми склонами и наличием рых-
лого материала в вымоинах, балках, ручьях и т.п. условиях.
В высокогорных зонах преимущественного распространения магматических пород
интрузивной и эффузивной формаций чаще всего образуются сели водо-каменного состава,
реже - грязекаменные. В районах мощного делювия и развития пород метаморфической,
флишоидной и терригенно-карбонатной формаций чаще всего сели грязекаменные. Пес-
чано-глинистые комплексы пород флишевой формации, породы лессовых комплексов не-
редко дают начало грязевым селям.
Активно формируются сели в средне- и низкогорной зонах, в полосе предгорий и не-
высоких (до ?1500-2000м), с сильным расчленением гор, где преобладает особый тип мел-
косопочного холмисто-увалистого рельефа с сетью суходолов и мелких постоянных водо-
токов, с наличием крутых, сильно обнаженных эродированных склонов, сложенных пре-
имущественно неоген-четвертичными, рыхлыми, легко размываемыми породами песча-
но-глинистого состава, с разреженной растительностью, неравномерным выпадением
осадков, нередко ливневых, с большими (до 150 мм и более) суточными максимумами
осадков.
Во всех случаях для образования селя необходимо достаточное количество рыхлооб-
ломочного материала, залегающего на склоне или в тальвеге при значительных уклонах
(то есть в состоянии неустойчивого равновесия) и приходящего в движение при взаимодей-
ствии с водой. Перемещение продуктов выветривания и денудации со склонов в тальвеги
может проходить в виде оползней, оплывин, осовов, обвалов, осыпания, солифлюкции,
плоскостного смыва, линейной эрозии и т.д. Выделяют три группы селевых очагов: дену-
дационные, гравитационные и водно-аккумулятивные. Они распространены, как прави-
ло, в узкой полосе водосбора, непосредственно примыкающей к руслу. Денудационные
очаги характерны для участков свежих лесосек и небольших пространств, лишенных рас-
тительности (в основном выше границы леса). Гравитационные очаги объединяют разно-
типные оползни в коренных породах и в делювии. По размеру и положению оползни раз-
деляют на крупные, локальные и мелкие срывы, протягивающиеся вдоль селеопасных ру-
сел. Оползневые и осыпные рыхлообломочные грунты быстро размокают, теряют связ-
ность и легко вовлекаются в селевой поток. Водноаккумулятивные очаги обычно пред-
ставлены пролювиальными скоплениями в тальвегах и конусах выноса боковых прито-
ков.
В селевом русле, где формируется и проходит селевый поток, выделяют три основ-
ные зоны: формирования, транспорта и отложения (аккумуляции). Зона формирования
(зарождения) - это место скопления рыхлообломочного материала на уклонах не менее
200%о, как правило, в своеобразных формах рельефа (селевых очагах). сочетающих необ-
ходимые условия для накопления и обводнения рыхлого материала. После насыщения во-
дой мелкозема - заполнителя рыхлообломочных пород они теряют устойчивость и прихо-
дят в движение. Зона транзита - это участок водосбора, где движется уже сформированный
поток без существенных изменений в составе и режиме, увеличивая свою массу за счет
притоков и размывания берегов и русла. При этом часть грязекаменного материала отла-
гается, участки отложения чередуются с участками захвата ранее отложившейся массы.
Содержание твердой фазы возрастает до тех пор, пока поток не перегрузится настолько,
что потеряет скорость и начнет освобождаться от наносов. Так поток движется, пока не на-
ступит вторичная перегрузка. Отложение твердой фазы происходит и на поворотах (у вы-
пуклого берега, в виде сплошных полей, окаймленных валом со стороны берега), и на пря-
мых участках (образуя отдельные валы, вытянутые вдоль по течению). Зоной транзита
обычно бывают участки русла с уклоном 200-20%. Зона отложения (аккумуляции селя)
обычно бывает при выходе реки из гор или в расширение (межгорную котловину с малы-
ми уклонами) долины, где сели образуют мощные конусы выноса, которые часто сливают-
ся друг с другом, создавая предгорный шлейф. Грязе-каменная масса обычно отлагается
при уклоне менее 20%, но иногда и при уклоне 100-150% [11]. В селевом бассейне может
отсутствовать зона транзита, если селевый очаг заканчивается конусом выноса или впада-
ет в крупный водоток (при этом может отсутствовать и зона отложений).
По условиям формирования селей выделяют две группы водотоков:
1) Сель возникает вследствие сдвига переувлажненного грунта. Отличительная чер-
та этой группы - отсутствие постоянного водотока или очень малые расходы воды, что
создает благоприятные условия для постепенного накопления рыхлообломочного мате-
риала в тальвегах в виде аллювиально-делювиальных или гравитационных отложений.
Такой очаг называют рытвиной [13], глубина рытвины - до 10м, уклон русла обычно бо-
лее 400%, сдвиг потерявшего устойчивость переувлажненного массива происходит по от-
носительному водоупору, котрым служат коренные породы или мерзлота.
2) Формирование селя связано с непосредственным взаимодействием водного павод-
ка с рыхлообломочным материалом, приводящим к интенсивной русловой эрозии и раз-
мыву мощных толщ рыхлообломочных отложений, в которых сформировано русло. Такой
селевый очаг называют селевым врезом. Сели этой группы наиболее мощны, очаги при-
урочены к уступам морен с уклоном до 200% и более.
Установлено [11], что насыщение потока мелкими фракциями существенно повы-
шает его транспортирующую способность (по отношению к донным наносам) и вызывает
активное движение галечно-валунного материала.
В периоды между прохождением селей (а они бывают и короткие, и длинные - до де-
сятков и сотен лет) речные потоки преобразуют селевые отложения, формируя в них русла
рек.
Селевые отложения характерны заметным содержанием глинистых пылеватых
фракций, тогда как в русловых отложениях их практически нет.
Разовые выносы водо-камне-грязевой массы могут достигать
многих сотен и тысяч тонн. Масса и состав фракций, поступающих
в гидрографическую сеть вследствие выносов селей и селеподобных
потоков определяются их объемом и мутностью, а также содержани-
ем в них фракций, подверженных последующему вымыванию из кону-
сов выноса. Максимальные расходы: сели водо-каменные - ~20-200
м3/с, сели грязе-каменные - ~6-160 м3/с; скорости потока; сели водо-
каменные - 3-5 м/с, сели грязе-каменные - 1,5-3,5 м/с; максимальная
крупность наносов: сели водо-каменные - 0,4-0,5м, сели грязе-
каменные - 0,5-1м и более, то есть, водокаменные сели имеют большую
скорость потока, но выносят менее крупный материал.
Из селевых отложений грязевые частицы в основном уносятся послеселевыми па-
водками, а крупные валуны и глыбы создают гряду. Гранулометрический состав по длине
таких гряд изменяется согласно распределению фракций в грязе-каменном валу. В перед-
ней (лобовой) части селевого вала перемещаются наиболее крупные обломки (до несколь-
ких метров в поперечнике), а вверх по течению крупность постепенно уменьшается. Низо-
вой откос и гребень гряды также состоят из нагромождения самых крупных глыб и валу-
нов, верхний откос сложен мелкими фракциями. В результате первичное послеселевое
русло имеет ступенчатый продольный профиль, в котором каждый перегиб соответствует
остановившемуся селевому валу; берега русла представляют собой террасы, сложенные из
несортированного грубообломочного материала с мелкозернистым заполнителем. Дно
первичного русла выстлано хаотично нагроможденным валунно-галечным материалом. В
межселевый период такое русло перерабатывается водным потоком реки, который вымы-
вает мелкие фракции из береговых валов и террас, сортируя галечно-валунный материал
по длине и ширине русла.
Приведенные выше условия образования селей являются общими для разных гор-
ных систем, а различия проявляются только в частоте и масштабах. Региональные особен-
ности обусловлены следующими факторами: 1) новейшими тектоническими движениями,
определившими резкоконтрастный рельеф горных хребтов и межгорных впадин; 2) соста-
вом горных пород и высокой степенью подготовленности их к выветриванию, размыву и
смыву (распространением участков сильносмываемых почв и выходов обнаженных ко-
ренных пород); 3) климатическими условиями (чередование периодов сухой погоды с пе-
риодами высокоинтенсивных осадков); 4) широкомасштабной нерациональной деятельно-
стью человека; 5) пышной растительностью (в том числе лесной), покрывающей большую
часть склонов гор и надежно защищающей их от эрозии; 6) не очень интенсивными выпа-
сом скота, распашкой крутых склонов и посевами однолетних культур со слабой корневой
системой (рыхление почвы особенно усиливает смыв - почти на порядок по сравнению с
покрытыми растительностью площадками).
В прирусловых зонах большинства рек Туапсе-Сочинского участка побережья
развиты эрозионно-аккумулятивные и связанные с ними селевые, оползневые, об-
вально-осыпные процессы, активность которых обусловлена водным режимом
рек. Гидрологический режим рек Кавказского побережья характерен наличием
многочисленных паводков (до 30-40 в год). Пораженность эрозией в отдельных до-
линах рек достигает 50-70% их протяженности. Тут, как правило, запасов рыхло-
обломочного материала недостаточно для развития полноценных селей и более ха-
рактерны селеподобные явления, возникающие за счет размыва лессовидного по-
крова и вовлечения материала оползней и оплывин с крутых склонов [3].
Селевые потоки могут непосредственно воздействовать на лю-
бые горные реки - от самых малых до самых крупных, в связи с
чем, а также учитывая, что любой сель - это, прежде всего, вод-
ный поток, селевые явления правильнее было-бы рассматривать как
специфические русловые процессы. Возможны следующие ситуации с
воздействием селей на русловые процессы, образование и сток на-
носов рек.
I. В случае прохождения селя по основной реке. Сели форми-
руют русло (классические малые селевые водотоки с четко выде-
ляющимися зонами зарождения, транзита и аккумуляции селя; уча-
стки рек с селевым невыработанным руслом). Сели деформируют
русло; характер и размеры деформаций зависят от мощности селя,
его типа и местных условий (уклона, плановых форм русла, устой-
чивости берегов и ложа).
II. При прохождении селя по притоку. 1) Сели деформируют
участок русла основной реки - возникновение селевых перемычек с
последующим их прорывом, загромождают русла крупнообломочным
материалом. 2) Сели изменяют положение русла основной реки -
оттесняют русла конусами выносов.
Особенно большое влияние на русла рек оказывают катастрофические сели,
нередко вызывая перестройку рельефа в долине и морфодинамики горного бассей-
на [14]-[17]. Катастрофические селевые потоки приводят к быстрому и радикаль-
ному изменению рельефа и морфологического строения днищ горных долин, на-
рушают относительное равновесие склоновых экзогенных процессов [17].
Сели обычно формируются только на небольших горных водотоках с меженными
расходами воды не более нескольких кубометров в секунду. В руслах относительно много-
водных рек (Мзымта, Сочи, Шахе и др.) сели не формируются, так как в них невозможно
достаточно длительное селевое состояние с содержанием твердой фазы, близким к количе-
ству воды. Паводки на них приобретают селевый характер только при единовременных
поступлениях селевых выносов из притоков и только на участках у впадения селевых ру-
сел, пока селевый вынос не разбавится большим объемом воды главного водотока и не
распластается по его руслу. Но подобные явления бывают только в очень многоводные го-
ды.
Конусы выносов селей формируются в русле реки (где обычно быстро размываются)
или на суше. Их длина большей частью в пределах 50-200м (иногда до 600-1300м), ширина
20-30м (до 100-200м), продольный уклон 0,26-0,009 (Селеопас. районы, 1976). Крутые укло-
ны конусов выноса (0,26-0,13) присущи типичным селевым ручьям и балкам, а пологие
(0,04-0,009) - болеее крупным рекам. Средняя мощность отложений 0,5-1м (иногда - до 4-
10м). Селевые отложения состоят в основном из плохо отсортированного материала (75%,
коэф. несортированности Sн?4-5), 15% - среднесортированного (Sн?4,5-2,5) и 10% хорошо
отсортированного (Sн <2,5). Преобладают сели малой мощности (до 10-20 тыс.м3) - 85% и
средней мощности (20-100 тыс.м3) - 13% [18].
Считается, что селевые явления типа водо-каменных и грязе-каменных потоков за-
метно усилились в ХХ-м веке [12]. Важную роль в этом сыграли вырубки леса (особенно
сплошные и на обвально-осыпных склонах) и применение наземной (вместо требуемой
воздушно-подвесной) тракторной трелевки (что повреждает грунтово-почвенный покров),
а также увеличение распаханности склонов, уничтожение дернового покрова при чрезмер-
ном выпасе скота и др., что значительно облегчает мобилизацию рыхлообломочного мате-
риала. Интенсификацию селевых явлений связывают не только со значительной выруб-
кой лесов, но и с усилением ливневой активности, что ускорило процессы выветривания,
эрозии, развития оползней, осыпей, обвалов. Особенно опасно усиление современной геоло-
гической деятельности в прирусловой части селевых водосборов, заложенных в флишевых
породах, где рыхлый материал может легко вовлекаться в селевый сток.
4.4. Оползневые, обвальные и осыпные явления
Оползневые процессы наиболее характерны для Сочинского района, где есте-
ственная пораженность составляет 30-40% территории, иногда доходя на некото-
рых участках до 60-90% при площадной активности оползней около 50%, а в от-
дельные, наиболее влажные годы - до 70%. С продвижением на северо-запад сред-
няя оползневая пораженность несколько снижается, что объяснимо уменьшением
количества атмосферных осадков и изменением гидрологических характеристик
рек [3].
Оползнями считают гравитационные смещения масс горных пород вниз по
склону под влиянием силы тяжести, возникающие вследствие подмыва склона, пе-
реувлажнения (особенно при наличии чередования водоупорных и водоносных по-
род), сейсмических толчков и др. воздействий.
В зависимости от типа деформаций склона (откоса), механизма и масштабно-
сти их проявлений, инженерно-геологических условий склона, нагрузок и воздей-
ствий на него, различают следующие типы оползневых проявлений [19], [20].
а) Оползни скольжения характерны для склонов, сложенных слоистыми поро-
дами с выраженной плоскостью скольжения, сложенной ослабленными породами и
наклоненной в сторону смещения. Причинами нарушения устойчивости склона в
данном случае могут являться: подьем уровня грунтовых вод, возрастание фильт-
рационного давления на породы, расположенные выше плоскости смещения,
уменьшение прочности породы по плоскости деформирования (смещения).
б) Оползни выдавливания возникают на склонах с близким к горизонтальному
залеганием слоев, когда в основании под относительно прочными породами зале-
гают более слабые глинистые грунты, в которых под воздействием напряжений от
веса вышележащей толщи пород, зданий, сооружений и т. п. разрушаются струк-
турные связи и развивается ползучесть.
в) Оползни вязкопластические формируются на склонах, сложенных породами,
прочность которых снижается при увлажнении, динамическом воздействии и т. д.
Такие породы под воздействием веса, гидродинамического давления и др. факто-
ров смещаются по кровле подстилающих, более прочных пород как вязкопласти-
ческое тело.
г) Сложные оползни представляют собой сочетание различных типов простых
оползней.
д) Обвал - это гравитационное движение пород вследствие потери прочности и
устойчивости, выветривания и естественного откоса, происходящее на крутом
склоне, угол наклона которого больше угла естественного откоса, и характери-
зующееся обрушением и опрокидыванием блоков пород.
е) Вывалы - это отчленение отдельных блоков пород по трещинам вследствие
потери прочности, нарушения сцепления и пр.
ж) Осыпь - это гравитационное перемещение (постепенное скатывание, сколь-
жение и осыпание) пород по склону, угол наклона которого больше или близок к
углу естественного откоса.
и) Обвалы-оползни - это отделение массива пород склона, начинающееся с об-
рушения и опрокидывания блоков пород и заканчивается впоследствии оползани-
ем.
к) Оползни-обвалы - это отделение массива пород склона, начинающееся ополз-
невым смещением отдельных блоков пород, которое затем переходит в обвал.
Различают две категории факторов, влияющих на состояние склона:
I. факторы, определяющие напряженное состояние пород склона: высота и кру-
тизна склона, подрезка склона вследствие антропогенных воздействий, абразия,
эрозия, пригрузки верхней части склона (свал грунта, устройство зданий, сооруже-
ний и т. п.), наличие подземных потоков грунтовых вод, мощность и градиент
фильтрационного потока, сейсмическое и вибрационное воздействие на породы
склона и др.;
II. факторы, формирующие прочностные характеристики пород склона: вид.
структура и текстура пород отдельных слоев, строение склона, наклоны и раздроб-
ленность пластов, сопротивление сдвигу пород в пласте.
Равновесие действующих в склоне напряжений нарушается либо в результате
воздействия факторов первой категории, повышающего напряженное состояние
пород, либо под влиянием факторов второй категории, вызывающим уменьшение
прочностных характеристик пород, или вследствие одновременного воздействия
факторов обеих категорий.
Развитие оползня происходит в несколько стадий:
1) в стадии подготовки оползнеобразующие факторы формируют условия, дос-
таточные для смещения слагающих склон пород;
2) в стадии оползневого смещения толщи пород перемещаются по поверхностям
скольжения или зоне деформируемого горизонта;
3) в стадии временной стабилизации склона скорость оползневого смещения
может приближаться к нулю или вовсе затухать.
Неоднородное строение склона при увеличении его крутизны или нагрузки в
верхней части способствует неравномерному повышению напряжений в отдельных
его слоях. При возникновении предельных напряжений в более прочных слоях и их
разрушении соответственно повышаются напряжения в более слабых слоях. Если
прочность пород при этом недостаточна для восприятия напряжений, происходит
лавинообразное разрушение пород в зоне смещения. В склонах, сложенных глини-
стыми грунтами в этой фазе нарушается структурная прочность пород и возникает
ползучесть. При нарушении устойчивости склона территория из категории ополз-
неопасной переходит в категорию оползневой.
Причинами нарушения устойчивости склона (как главными, так и второсте-
пенными) могут быть (Справ. по проект. инж. подг., 1983):
- геологическое строение склона, характер напластования пород и их прочностные
свойства;
- гидрогеологические условия, величина повышения уровней или пьезометриче-
ских напоров подземных вод, а также их связь с антропогенными воздействиями;
- изменение химического состава подземных вод, вызывающее изменение струк-
турной прочности грунтов;
- изменение прочности пород вследствие выветривания, суффозионные явления в
подножии склона на участке высачивания фильтрационного потока;
- влияние сейсмических процессов;
- экспозиция склона, геоморфологические особенности его поверхности и др.;
- особенности изменения крутизны склона и нагрузок на склон, величину и ско-
рость подрезки основания склона в результате абразии, эрозии, а также в процессе
строительных работ;
- дополнительные нагрузки на склон вследствие складирования грунта, строи-
тельства зданий, сооружений и т.д.
Гравитационные очаги объединяют разнотипные оползни в коренных породах и в
делювии. По размеру и положению оползни разделяют на крупные, локальные и мелкие
срывы, протягивающиеся вдоль селеопасных русел. Оползневые и осыпные рыхлообло-
мочные грунты быстро размокают, теряют связность и легко вовлекаются в селевой поток
[3].
Развитие оплывин и оползней характерно для области тонкоритмичных
флишевых образований. Размеры оплывших масс достигают 200м и более в
глубину, 5-300м по фронту и до 10 тыс. м3 по объему; возможно образование
недолговечных подпрудных озер. Оползневые тела, конусы выноса, врезы в флиш
являются очагами поставки наносов и образования селей. При их размыве
мутность воды в реках возрастает до 30-50кг/м3.
Оползневые явления могут оказывать существенное воздействие на образо-
вание наносов, поставляя в поймы и русла водотоков большое количество обло-
мочного материала, особенно в случаях, когда оползень, сойдя со склона, попадает
в русло реки, перегораживая его частично или полностью. При частичном перего-
раживании поток отжимается к противоположному берегу, его размывающая спо-
собность увеличивается, что приводит к деформации берега и русла. При полном
перегораживании русла и последующем прорыве дамбы может образоваться селе-
вый поток, который иногда приводит к катастрофическим последствиям для лю-
дей и к значительным деформациям русла. В очень редких случаях оползневая
масса образует плотину с постоянным озером.
На Западном Кавказе обширному развитию обвально-оползневых явлений
способствуют активные тектонические процессы и сейсмические колебания. Здесь
оползневые явления весьма распространены, особенно на делювиальных склонах и
в долинах водотоков в Туапсинском и Сочинском районах; тут оползни связаны со
структурно-литологической зональностью и приурочены делювиально-
пролювиальным отложениям, залегающим на мелкоритмичном флише с преобла-
данием глинистых сланцев. Широкому развитию оползневых явлений способству-
ет глинистый флиш, мягкие очертания склонов, развитый делювиальный, сугли-
нистый покров. Оползневые цирки и очаги приурочены к верховьям балок с по-
стоянным водотоком и к нижним, более крутым склонам. В отдельных бассейнах
оползневые склоны приурочены к глинистым разновидностям флиша и часто рас-
членены потоками и оврагами, являясь источником питания селей. Обращает на
себя внимание тот факт, что во многих водосборах оползни сходят со склонов,
сплошь покрытых богатой растительностью (древесной, кустарникпм, разнотравь-
ем). В то же время очень высока оползневая активность и на склонах с бедной рас-
тительностью и сильно эродированной поверхностью.
Оползневые и эрозионные явления, являются одним из главных поставщиков
материала для образования селей, усиливают (обнажая горные породы) линейную
эрозию и плоскостной смыв мелкозема и поставку его в речные системы [21].
Обвально-осыпные явления приурочены и распространены на
склонах высокой крутизны (круче 30-40о), где отслаиваются флиши,
сланцы, песчаники и др. горные породы различных свит. Местами
осыпные процессы являются источником накопления рыхлообломочно-
го материала и одной из причин возникновения селей. Нередко
развитие осыпей и обвалов вызывается или обусловлено в основном
антропогенной деятельностью (взрывные работы, устройство карье-
ров и террас, прокладка дорог и т.п.). Распространенность ре-
ликтовых каменных россыпей и осыпей особенно усиливает обваль-
но-осыпные явления в местах лесовырубок - на таких склонах во-
зобновление лесного покрова становится невозможным или очень
длительным. В целом в нашем районе обвалы встречаются значи-
тельно реже оползней, большей частью в бассейне Мзымты. Круп-
ность каменного материала в осыпях колеблется от 0,5-3 см до
0,2м и более.
В горных долинах осыпи, обвалы и нагромождения крупнообло-
мочного материала большей частью расположены за пределами русел
водотоков и могут заметно вовлекаться в процессы образования и
стока наносов, как правило, при посредстве гравитационных про-
цессов, лавин, селей и др. явлений. Обширное развитие осыпей
может приводить к полному прекращению русловой деятельности или
образованию подавленного русла. На крупных реках в районе выхо-
дов к руслу обвально-осыпных участков происходит либо оттесне-
ние русла с образованием вынужденных излучин (скорость поступ-
ления материала больше скорости выноса), либо систематическая
аккумуляция наносов.
4.5. Эоловые процессы и явления
В некоторых горных местностях особо выделяются специфические эоловые
процессы, вызывающие сильные ветровые лесоповалы лесоломы (позже эти об-
ломки древесины выносятся лавинами, селевыми и водными потоками, гравита-
ционными процессами в поймы и русла рек, где образуют завалы, зачастую в смеси
с обломками горных пород). Большие площади ветровалов встречаются там, где
распространены обвально-осыпные склоны и склоны площадного смыва, соответ-
ствующие зонам залегания массивных пород. На таких склонах в составе делювия
преобладает грубообломочный материал, а корневая система деревьев слабо закре-
плена. Неправильная вырубка лесов (полосами и отдельными гнездами) вызывает
усиление сноса мелкозема и ослабление корневой системы. Не встречая сплошных
лесных преград, орографические ветры вызывают ветровалы, которые особенно
усиливаются при наличии благоприятных орографических условий (окружение
низкогорья более высокими грядами с глубокими седловинами - путями проник-
новения воздушных потоков). В нашем регионе подобные эоловые процессы про-
являются в небольших масштабах, не вызывая особо значительного увеличения
образования и стока древесного лома, растительного и другого мусора в водную
среду суши и моря. Более существенный вклад в смыв и транспортировку различ-
ных наносов вносят относительно редкие, но более разрушительные смерчи и из-
ливающиеся из них большие массы воды. Они довольно часто случаются в раз-
личных местах Сочинского и Туапсинского районов. В отдельные годы (как, на-
пример, в зимний сезон 2001-2002г.) разрушительное воздействие ветроломов до-
полняется и усиливается процессом обледенения ветвей деревьев (во время дождей
при температуре воздуха ниже 0оС). Древесные обломки затем поступают в водото-
ки и выносятся в море, обуславливая загрязнение акватории и берегов плавником
и продуктами его разложения.
4.6. Линейная эрозия и поверхностный смыв
Одними из важнейших факторов образования наносов (особенно взвешенных)
являются линейная (овражная) и плоскостная (склоновая струйчатая и ручейко-
вая) эрозия и смыв. Линейная водная эрозия и размыв поверхностей проявляются
в образовании промоин на поверхности грунтовых дорог и их обочин, просек, пло-
щадок и др. обнажений горных пород (как природных, так и антропогенных). Мас-
са и состав фракций, поступающих в гидрографическую сеть вследствие линейной
эрозии, определяются площадью обнажений и скоростью углубления промоин за
счет размыва, которая, в свою очередь, зависит от уклона поверхностей, свойств
слагающих их материалов, количества и интенсивности водных осадков и потоков.
Поверхностный (плоскостной, площадной) смыв частиц почвы, подпочвы, гор-
ных пород и др. материалов осуществляется по нескольким направлениям (с по-
верхности естественных и антропогенных обнажений горных пород, с задернован-
ных и залесенных склонов, со свежих лесосек, с пастбищ, с пахотных земель и т.д.),
но в большинстве случаях происходит смыв мелких или лёгких частиц, что мало
влияет на образование и сток пляжеобразующих наносов.
С точки зрения генезиса наносов любая местность с любым рельефом состоит
из зон образования, выноса, переноса и аккумуляции наносов, границы которых
меняются для каждого переносимого компонента или для каждой группы компо-
нентов в зависимости от их подвижности. Связь между эрозией и отложением на
отдельных участках склона может быть очень сложной, хотя обычно верхние части
склона теряют материал, а нижние его получают. Балансовыми исследованиями,
проведенными на ландшафтной основе, установлено, что немногим более 15%
твердого стока поступает в речную сеть, а основная масса его переотлагается в
пределах обрабатываемых массивов, образуя новые формы рельефа и новый поч-
венный покров [22].
Развитию эрозии способствуют: изрезанный горно-холмистый рельеф, нерав-
номерное распределение осадков в течение года, преимущественно в виде ливней,
промерзание почв в зимний период, препятствующее инфильтрации талых вод, и
др. факторы. Интенсивность эрозии обусловлена рядом специфических особенно-
стей, важнейшими из которых выступают климатические условия (в частности
осадки и наличие свободно стекающих потоков воды, обладающих достаточной
кинетической энергией для разрушения почвенного покрова склона и переноса
продуктов разрушения вниз по склону), рыхлость поверхностных горных пород и
большая глубина речных долин, обусловившая низкое положение местных базисов
эрозии. Увеличение объема осадков не всегда сопровождается ростом стока и эро-
зионных процессов. Происхождение и размер стока жидких осадков связаны двумя
основными факторами - интенсивностью дождей, инфильтрационной способно-
стью почвы и их взаимоотношением. Когда первая меньше второй, вся вода впи-
тывается в почву и поверхностного стока не образуется; если же наоборот - форми-
руется поверхностный сток[22]. Около половины всех жидких осадков, проливаю-
щихся над территорией Западного Кавказа, носит ливневый характер. Известно,
что объем поверхностного стока при единичных ливнях значительно меньше, чем
при стоке талых вод, но, как известно, редко когда при влажном или очень влаж-
ном теплом периоде года ливни носят единичный характер - обычно в такие годы
выпадает до 30-40 ливней [3]. Вследствие довольно длинных (до 1 км) склонов
формируется существенный поверхностный сток. Существует мнение, что объем и
скорость поверхностного стока ливневых вод зависят от длины и крутизны склона.
Однако чем продолжительнее ливень, тем меньше объем стока зависит от длины и
уклона. В этой связи некоторые исследователи вообще не усматривают зависимо-
сти между величиной ливневого стока и крутизной склона; вместе с этим есть дан-
ные, свидетельствующие, что при увеличении скорости стекания ливневого стока
по склону в 2 раза размывающая и несущая сила потоков увеличивается в 64 раза
[22]. Дождевые и талые воды, мигрирующие по поверхности склонов, выщелачи-
вают химические элементы и разрушают почвенный покров. В зависимости от
формы склона происходит либо плоскостной смыв почв, либо размыв почв и поч-
вообразующих пород. И смыв, и размыв сопровождаются огромным выносом твер-
дой фазы в гидрографическую сеть.
Известно, что скорость денудационных процессов, в том числе и образования
промоин и оврагов, определяется наклоном земной поверхности и энергией сте-
кающих с неё талых и ливневых вод. Начальная стадия - промоины или рытвины,
выражается в образовании на поверхности склона линейной эрозионной промоины
глубиной до 0,3-0,5м, а потом происходит углубление её и постепенное формирова-
ние продольного и поперечного профиля оврага. Часть воды в начальную фазу
стока сбегает по стенкам вершины оврага. Переувлажненные рыхлые породы на
боковых и передней стенках вершины начинают оплывать и обваливаться вниз,
где их активно раздробляет, измельчает, а затем выносит водный поток. Постепен-
но в передней стенке образуется своеобразная ниша, которая со временем углубля-
ется в переднюю стенку водобойного колодца, разрастаясь в ширину и высоту и
наступает момент, когда под действием силы тяжести образовавшийся карниз об-
рушивается вниз. Широко распространенное мнение о сдерживавании и замедле-
нии роста оврагов лугово-степной растительностью и лесом не отражает сущест-
вующей действительности для оврагов, находящихся в стадии роста посредством
водобойного колодца и последующей (третьей) стадии выработки профиля про-
дольного равновесия (А.А.Танасиенко с соавт., 1999). Это обусловлено тем, что глу-
бина водобойного колодца, как правило, намного превышает глубину проникнове-
ния основной массы корней трав и деревьев; подмывание стоящих на краю водо-
бойного колодца деревьев вызывает их падение вниз с одновременным разрушени-
ем корнями упавшего дерева значительного участка почвенно-растительного по-
крова вокруг водобойного колодца, тем самым способствуя дальнейшему росту ов-
рага. В третьей стадии происходит активный и быстрый рост оврага в длину с од-
новременным углублением и расширением, причем эти два параметра оврага тесно
связаны между собой посредством угла естественного откоса для рыхлых пород,
прорезаемых оврагом. Для оврагов, находящихся в стадии выработки продольного
профиля равновесия, характерны свежие, незадернованные склоны с широко раз-
витыми процессами осыпания и обваливания, обусловленные углублением тальве-
га оврага. Пионерная растительность поселяется по днищу оврага и нижним, наи-
более увлажненным частям склонов, преимущественно северных экспозиций.
Длинные (до 800м и более ) овраги имеют большое задернение в приустьевых час-
тях, здесь самосевом развиваются кустарники и древесная растительность. В усть-
ях склоновых оврагов обычно формируются обширные конусы выноса, на поверх-
ности которых ежегодно откладывается большая часть выносимых из оврага вод-
ным потоком разрушенных рыхлых пород. При полном задернении количественно
и качественно изменяется рост оврагов. Количественное заключается в резком со-
кращении выноса мелкозема, а качественное - в переходе процессов линейной и
плоскостной эрозии (ускоренной) в медленные процессы геологической денудации.
Дальнейшее изменение всех параметров задерненных оврагов будет происходить
на протяжении столетий и даже тысячелетий. Основной прирост оврагов в длину и
глубину происходит в первые 5% времени и достигает 90% своего размера и 75%
объема, если за 100% принять весь период развития оврагов до выработки профи-
ля "равновесия". За 60% времени все параметры роста оврага почти полностью
прекращаются, наступает стадия переотложения материала в самом овраге и вы-
полаживание оврага. Овраги подразделяют на три группы: склоновые (береговые),
террасовые и донные. Склоновые, в основном первичные, прорезают уступы и
крутые приустьевые участки склонов долин рек, балок и суходолов. Донные овра-
ги (вторичные), как правило, прорезают днища суходольной сети.
В целом из площади водосборных бассейнов овраги обычно прорезают
наиболее крутые участки склонов долин рек, логов, уступов террас. С увеличением
длины оврага до 1000-1200м объем вынесенных пород достигает 80-100 тыс. м3.
Большая часть рыхлого материала отлагается непосредственно в устье оврага за
счет уменьшения уклона тальвега, растекания водного потока и резкого
уменьшения его транспортирующей способности. Здесь формируются мощные
конусы выноса, преимущественно грубого состава, более тонкие частицы уносятся
водным потоком и отлагаются в реках на большом удалении от устьев оврагов.
Таким образом, для незатронутых или малозатронутых человеком склонов
гор главными факторами формирования твердого склонового стока являются
эродированность территории, большая глубина вреза речных долин, характер
атмосферных осадков, природная или искусственная зарегулированность стока. В
результате совместного действия этих факторов, основную часть (в нашем районе -
75-80%, а в других горных регионах - до 90% и более) твердого стока горных рек
составляют взвешенные наносы. Наибольших значений она достигает в паводки
непосредственно после выхода рек из гор, когда потоки еще имеют большую
энергию, а противоэрозийная стойкость грунтов уменьшается. С увеличением
размеров реки мутность воды и модуль твердого стока преимущественно
уменьшаются. Это обусловлено большей пологостью склонов на больших
водосборах и вызванным этим уменьшением транспортирующей способности
водных потоков.
5. Морфологическая характеристика водосборных бассейнов и гидрологический
режим постоянных и временных водотоков
5.1. Морфологическая характеристика водосборных бассейнов
Сток воды можно считать основным, постоянно (в некоторых случаях - с ог-
раниченными перерывами) действующим, активным фактором процессов размы-
ва и др. переформирования русел водотоков, формирования, транспорта и аккуму-
ляции наносов. Деформации русла и связанные с ними интенсивность и масштабы
процессов образования, удержания, накопления и стока наносов в водосборных бас-
сейнах зависят от расхода воды, скорости течения, интенсивности нарастания, спа-
да и длительности различных фаз водного режима (половодье, паводок и др.).
Основные контуры речной сети определены первичным рельефом поверхно-
сти, образованным в результате горообразовательных процессов, впоследствии
сильно видоизмененным в ходе эрозионно-аккумулятивной деятельности водных
потоков, а также деятельностью человека. Строение речного бассейна, его рельеф,
характер гидрографической сети, речных долин и русел влияют на режим и ход
процессов стекания осадков и гидрологический режим рек и временных водотоков.
Значительную роль в этом играют и такие физико-географические факторы как
лесистость, озерность, заболоченность водосборных бассейнов рек, расход воды,
уклон русла и размер частиц материалов, слагающих русла и поймы рек, которые
в свою очередь определяются морфологическими характеристиками водосборных
бассейнов.
Оро-гидрографическая сеть рассматриваемого района представлена в основ-
ном реками и временными водотоками; остальные традиционные элементы гидро-
сети встречаются сравнительно редко; в частности, здесь мало болот, озер и прак-
тически нет искусственных водоемов - прудов и водохранилищ. Практически у
всех основных рек района и их притоков первичная форма долин имеет тектониче-
ское происхождение, что обусловило их продольное, поперечное и косое располо-
жение по отношению к горным хребтам. Верхние (относительно высокогорные)
участки долин обработаны древними (а на ряде рек в бассейне Мзымты - и совре-
менными) ледниками. В среднегорье и низкогорье основной вклад в создание со-
временного облика долин внесли рельеф местности, эрозионные и русловые про-
цессы.
Район характерен высокой (как по глубине - до сотен и даже тысяч метров,
так и по густоте - до 3-4 и более км/км2) расчлененностью местности. В горных
районах реки длиной до 10 км обычно составляют более 98% от общего числа рек;
их общая длина составляет ~85% от общей длины всех рек. Озера имеются в не-
многих водосборных бассейнах (в основном - в истоках Мзымты). С современным
и древним оледенением связано образование небольших (порядка 100-200м в попе-
речнике) высокогорных ледниковых и моренных озер площадью до 1 км2; общее
их число около нескольких десятков. В малых моренных озерах (за редкими ис-
ключениями) нет руслового притока и стока воды и наносов: они окружены мо-
ренными валами из крупного грубообломочного, неокатанного материала, под ко-
торым осуществляется фильтрационный водоток практически без движения нано-
сов, без истирания и окатывания омываемых обломков горных пород. Между мо-
ренными валами и на выположенных участках местности образованы бессточные
котловины, которые постепенно заполняются наносами из вышерасположенных
участков водосборов, заболачиваются и местами уже превратились в болотистые
массивы. Таковы озера в истоках Мзымты, на массиве горы Ачишхо и др. Сток из
некоторых озер также идет за счет фильтрации через моренные отложения. Прак-
тически все наносы, принесенные из верхнего (выше озера) водосбора осаждаются
в озере, смыв наносов невелик. Пляжи и берега состоят из почти не обработанного
щебеночного (с примесью более мелкого - глиноподобного и более крупного - об-
ломочного) материала.
Заболоченные участки русел и лугов встречаются в водосборах большинства
рек, как в пойменной зоне, так и на склонах долин. На заболоченных участках ру-
сел и водосборов происходит практически полное осаждение влекомых и части
взвешенных наносов руслового стока и склонового плоскостного смыва. Половодье
и паводки здесь относительно слабые (поскольку обусловлены в основном снего-
таянием), так как период ливневых дождей зачастую заканчивается до начала ин-
тенсивного снеготаяния на этих высотах) и не могут размыть и вынести ранее от-
ложившиеся наносы. Поэтому, мутность воды в реке ниже заболоченных участков
почти на протяжении всего года невелика и поток, как и положено на начальном
участке нижнего бьефа, обладает повышенной размывающей способностью и вско-
ре образует глубокий врез либо в коренных породах, либо в толщах отложений.
В пределах Сочинского района в море впадают 48 водотоков, не считая
действующих лишь непосредственно при выпадении атмосферных осадков и
снеготаянии (см. таблицу 1) [23]:
Таблица 1
Класс
реки
F, км2
Число
водотоков
Fобщ, км2
Средние показатели:
L, км
Z, м
н.у.м.
уклон, J
_
885-282
6
2658
51
885
0,035
__
103-10
20
925
13,1
247
0,038
___
<10
22
79
3,6
170
0,095
Итого
48
3662
Здесь F - площадь водосбора, км2; Fобщ - общая площадь водосборов, км2; Z -
средняя высота во-досбора (м н.у.м.); L - средняя длина реки данного класса, км.
Реки класса _ (Туапсе, Аше, Псезуапсе, Щахе, Сочи, Мзымта) дренируют
верхние и средние этажи южного макросклона ГКХ, расположенные между его
гребнем и приморской горной цепью, давая 81% общего стока воды района. В
структуре их речной сети прослеживаются характерные черты, обусловленные
геологическим строением: закономерное чередование (по длине каждой из 6 рек)
двух участков вдольберегового (СЗ-ЮВ) простирания долины и двух участков
поперечного (СВ-ЮЗ) простирания, создающих в комплексе характерный
коленчатый рисунок, типовой для всех 6 рек. Река начинается участком,
вытянутым параллельно основному водоразделу ГКХ в сравнительно широкой
котловине, расположенной на втором разломе (фрагмент так называемой
Пшенахской поверхности выравнивания) [24]. Река течет в щебнисто-галечном
русле, не стесненном кореннными берегами, принимая многочисленные боковые
притоки из узких ущелий. Ниже по течению река поворачивает к морю и
прорывается через ближайшую к основному водоразделу горную цепь - здесь
долина имеет вид узкого глубокого ущелья, загроможденного огромными глыбами
песчаника, преодолевая которые река низвергается водопадами в вымытые под
завалами глубокие "котлы". В местах небольших расширений в ущелье
прослеживаются ограниченные участки надпойменной террасы, поросшей ольхой,
лещиной, кленом, самшитом, а русло становится валунно-галечным и почти
сплошь порожистым (лишь в местах навала потока на коренные берега возникли
небольшие вымоины-плесы). Еще ниже река вступает в зону первого разлома,
предшествующую Приморской горной цепи, и вновь поворачивает вдоль
побережья. Здесь долина значительно расширяется, в ней появляется пойма
(поросшая тополем, ивой, ольхой, ежевикой), русло галечное, с чередованием
протяженных перекатов с короткими, но глубокими плесами. После последнего
поворота к морю поток прорывается через Приморскую горную цепь. В отличие от
первого поперечного участка долины, здесь нет узких каньонов: река пересекает
последовательную цепочку сужений и расширений долины, пока не достигает
моря.
Реки классов __ и ___ дренируют южный склон Приморской горной цепи; они
имеют два подтипа. В междуречье Туапсе-Шахе и Дагомыс-Хоста это чисто горные
водотоки, аналогичные рекам класса _, но меньшие по размерам. В структуре их
гидрографической сети присутствуют лишь 2 элемента; 1 продольный участок
долины (верхний) и 1 поперечный (нижний). В междуречье Шахе-Дагомыс и Хоста-
Псоу реки класса __ протекают по южному склону Приморской горной цепи только
своими верховьями, тогда как нижними течениями они пересекают зону высоких
морских террас, где состав горных пород и уклоны совсем иные, чем в горах.
Согласно этому, их верхние течения представляют горные потоки, а приморские
участки (нижние 4-2 км) по внешнему виду приближаются к равнинным рекам
(текущим в узких меандрирующих руслах среди высокой поймы). Самые малые
водосборы в приморской полосе дренируются логами, наполняемыми водой только
во время сильных ливней, Обычно эрозионные врезы таких логов расположены
значительно выше уровня моря (как-бы "подвешены" над ним из-за неспособности
эфемерных водотоков поспевать за эвстатическими колебаниями уровня моря при
выработке их продольных профилей). Наносы, выбрасываемые этими
временными водотоками, громоздятся перед их устьями в виде обширных конусов
выноса, возвышающихся над прилегающей местностью. Обычно эти образования
накрыва-ют морские пляжи и со временем разрушаются штормовыми волнами.
Вблизи устьев крупных рек они выходят на низкие террасы, как правило, уже
сплошь освоенные, и, растекаясь со своих конусов выноса, эти потоки
затапливают и заносят наносами ценные хозяйственные объекты [23].
Как известно из гидрологии рек, характер сочленения притоков с главным
руслом и их распределение в речной системе влияют на продолжительность и фор-
му волны половодья и паводков, а следовательно, и на вынос наносов. В вытяну-
том бассейне с равномерным расположением притоков время добегания осадков до
замыкающего створа более продолжительно и паводок имеет вытянутую форму, а
в округлом бассейне с радиальным расположением главных притоков концентра-
ция осадков в главном русле происходит быстрее и гидрограф имеет более острую
форму. Для условий малых горных рек (а в нашем районе все реки являются ма-
лыми, то есть, имеют длину до 100 км и площадь водосборного бассейна до 1 тыс.
км2 (Геогр. энцикл. словарь, 1988)) это правило сказывается не очень существенно,
так как при длине подавляющего большинства рек в пределах первых десятков
километров и скорости течения 2-4 м/с (или 7-14 км/час) паводочная волна дости-
гает моря за считанные часы.
В какой-то мере водность реки и ее руслоформирующая способность могут
быть оценены по её порядку (классу). Если за основу классификации принять под-
ход Р.Е.Хортона (1948), то в нашем районе подавляющее большинство составляют
самые малые малоразветвленные реки I-II-го порядка, имеющие длину до 1-2 км,
хотя нередки реки, принимающие притоки уже на первых сотнях (а иногда и де-
сятках) метров своего течения от истока (родника, болота, снежника). Нередко
встречаются реки, вообще не имеющие притоков с постоянным водотоком или
имеющие лишь несколько малых ручьев-притоков, большей частью с временным
водотоком. Обычно при длине ?10 км малые горные реки имеют порядок в преде-
лах 4-6.
Как известно из гидрологии рек, степень обводненности (насыщенности тер-
ритории постоянными водотоками) оценивают по величине коэффициента густоты
речной сети ГУ (км/км2), определяемого как отношение суммарной длины всех по-
стоянных водотоков (?Li) к площади их водосборной территории (??Fi), (то есть:
ГУ=??Li/??Fi). Величины ГУ приняты по опубликованным данным, а для некоторых
исследованных водосборов определены авторами (по топографической карте). По
величинам ГУ авторами были определены значения средней длины склона ?скл
(?скл=1/2ГУ, км), характеризующей длину пути склонового стекания осадков. Чем
реже речная сеть (меньше ГУ), тем больший путь надо пройти воде по поверхности
склона до русла приемного водотока. С возрастанием ?скл возрастают: 1) время до-
бегания осадков до реки; 2) количество воды, впитываемой грунтом (инфильтра-
ция); 3) расход склонового стока, а следовательно, и его эрозионная способность,
смыв и сток твердого материала и растворенных веществ в пойму и русло реки.
Как известно из учебников гидрологии рек, речная сеть распределяется по
территории неравномерно, в зависимости от количества осадков, геологического
строения и почвенно-растительного покрова, причем в нашей стране максималь-
ных значений (ГУ=1,5-2 км/км2) коэффициент ГУ достигает в наиболее богатых
осадками районах - в верхних частях лесного пояса Кавказа и Карпат (на Западном
Тянь-Шане И.В.Крыленко (1991) обнаружил несколько водосборных участков со
значениями ГУ более 2,4 км/км2 (на средневзвешенных высотах Ziср=2300-2600м при
площади водосборной территории F=4-17 км2)).
Бассейны рек заметно различаются по развитости речной сети постоянных
водотоков, более высокой в приводораздельных частях главных (по абсолютной
высоте) хребтов и резко снижающейся в зонах ветровой тени, в низкогорье и в до-
линах крупных рек. Для нашего района величина ГУ колеблется в среднем в преде-
лах ~1-2 км/км2, что соответствует длине пути склонового стекания осадков
?скл=0,5-0,25 км.
Важное значение на продолжительность половодья и паводков, на форму их
гидрографов, а следовательно, и на вынос взвешенных и растворенных веществ
оказывают длина и ширина водосборного бассейна. В бассейнах большой длины
гидрограф более растянут, так как вода добегает дольше, чем в коротких бассей-
нах. Чем шире бассейн, тем больше его водосборная площадь, тем больше воды по-
ступает в русло, тем выше половодье и паводки, а следовательно, и вынос наносов.
Наибольшую среднюю длину (а, следовательно, и площадь бассейна) имеют реки с
малым числом притоков или вообще не имеющие протоков.
По величине относительной ширины водосборного бассейна Шотн определяет-
ся значение коэффициента Д в формуле L=Д*F0,5, обычно применяемой в гидроло-
гии рек. Для участков истоков большинства рек Д?1 (а для коротких - до 0,5-1 км
рек и участков - и больше 1). Для большинства рек (или начальных участков рек)
Д?1,25-2, а для узких бассейнов доходит до 3 и даже 4. В соответствии с изменением
ширины происходит возрастание площади водосборного бассейна F: постепенное
возрастание F, по мере увеличения длины реки, сменяется скачкообразным увели-
чением F и выноса наносов при впадении притоков.
Приведенные данные показывают, что как малые длина и ширина, так и
обычно узкая, вытянутая форма водосборных бассейнов горных рек способствуют
быстрому нарастанию паводочной волны, заострению и повышению пиков гидро-
графов половодья и паводков, что, в свою очередь, определяет характер, интенсив-
ность протекания и масштабы русловых и пойменных процессов и вынос наносов.
Примерно такое же влияние на характеристики паводков и на вынос наносов
оказывают крутизна склонов и уклон водосборного бассейна. Наш райоон отлича-
ется сильной расчлененностью рельефа, большой крутизной склонов, а следова-
тельно, и большими уклонами водосборных бассейнов. В горах относительно поло-
гие (крутизна до 10о, уклон до 0,18) поверхности встречаются только в днищах до-
лин (поймы и террасы) и у устьевых участков рек. Для большей части территории
уклон поверхностей склонов колеблется в пределах 0,3-1, но нередко достигает 1,5-2
и даже выше. Средние уклоны большинства бассейнов лежат в пределах 0,25-0,4
(14-22о), а для совсем малых (длиной до 10 км) доходят до 0,4-0,8 (22-45о). Это спо-
собствует увеличению стока наносов и максимального стока воды, усилению по-
верхностного смыва и склоновой эрозии, повышению скорости стекания осадков и
полых вод, увеличивает высоту паводков, интенсивность русловых процессов и
масштабы их последствий.
Сток воды и наносов может существенно зависеть от распределения площади
водосборного бассейна по высотным интервалам. Значения средних высот водо-
сборных бассейнов (Zср) для большинства рек района составляют от 200м до
1400м. Значения средних квадратичных отклонений (?Z) высотных интервалов от
средней высоты составляют от ?Z=90м до ?Z=420м; здесь минимальные значения
?Z=90-100м имеют либо реки низкогорья (целиком протекающие в прибрежной зо-
не), либо верхние участки многих среднегорных рек, у которых днища долин еще
слабо врезаны относительно приводораздельных участков). Самые большие значе-
ния ?Z (порядка ?Z=300м и более) отмечены у рек, стекающих с самых высоких
участков горных хребтов и имеющих значительные перепады высот ?Z. Отмечены
сравнительно небольшие значения ?Z при значительных перепадах высот (напри-
мер, у левых истоков р.Ачипсе ?Z=440м при ?Z>2500м; у р.Бзыч ?Z?283м при
?Z?1300м. Таким образом, сравнительно небольшие значения ?Z содействуют уве-
личению высоты половодья и сокращению его продолжительности, что соответст-
вующим образом отражается на русловых и пойменных процессах и явлениях. Как
видно из этих данных, для водосборов (особенно на участках истоков и верхнего
течения таких малых рек как Ачипсе, Кардывач, Бзыч) более характерны процес-
сы высокогорного физического выветривания горных пород и нивальные процес-
сы, что местами выражается в преобладании стока воды под слоем крупнообло-
мочного материала, при почти полном отсутствии влекомых и очень малом стоке
взвешенных наносов. Ниже по течению это выразилось в сильной залесенности во-
досборов малых горных рек, что в свою очередь, обусловило захламление участков
русел некоторых рек древесными обломками.
Продольный профиль русла водотока (как изменение уклона по длине русла)
является одним из главных факторов, определяющих протекание процессов выно-
са наносов. Величина уклона определяет величину скорости потока воды и нано-
сов, энергетическую мощность потока (или произведение расхода воды на уклон),
степень сопротивляемости реки внешним воздействиям на неё и, в общем случае,
отражает закон выравнивания транспортирующей способности потока: чем боль-
ше расход воды в реке (Q) - тем меньше уклон реки (J) (то есть Q*J=const или
J?1/Q). Поэтому средние уклоны рек имеют обратно пропорциональную зависи-
мость с длиной реки (L), которая обычно прямо пропорциональна расходу воды (то
есть L~Q), следовательно, J~1/L.
Как известно, общую (интегральную) форму продольного профиля (как и лю-
бой другой линии) определяют частные (дифференциальные) уклоны отдельных
участков русла реки. Их распределение вдоль реки было обусловлено действием
многих факторов: морфологии долины, состава и свойств пород в русле (как ко-
ренных, так и наносных), расхода воды, стока наносов и др. Среди известных [13]
типов форм продольного профиля рек (прямолинейных, вогнутых, выпуклых, сту-
пенчатых) в нашем районе наиболее распространена вогнуто-ступенчатая форма.
Вогнутость формы профиля объяснима последовательным нарастанием водности
(расхода воды) от истоков до выхода реки из гор или в межгорную котловину, что,
в сооответствии с теоретической зависимостью J~1/L, обусловливает большие ук-
лоны на обычно маловодном участке истока и постепенное уменьшение уклона по
направлению к низовью, по мере возрастания длины и водности реки. Уклоны
горных рек на участке истоков (L?300-800м) достигают 200-300% (и выше), в вер-
ховьях они снижаются до ~100% при глубине вреза долин до 400м и более, а при
выходе из гор снижаются до 10-20% (а перед впадением в море - и до 2-1%. Ско-
рость течения в руслах горных участков рек составляет 2-3 м/с, при выходе в пре-
лгорья снижается до 1,5-2 м/с, а на участках аккумуляции наносов и боковой эро-
зии - до 0,5-0,1 м/с.
В районе Большого Сочи в море стекают множество рек с постоянным
стоком, но есть ещё множество временных водотоков, заполняющих
разветвленную овражно-балочную сеть только в периоды характерных для района
интенсивных дождей; для них характерен нерегулярный, часто селеобразный сток,
который типичен и для рек с постоянным стоком, особенно в их верховьях и в
среднем течении. Почти все эти реки обеспечиваются атмосферным питанием,
которое поступает прямо или через подземный сток; лишь самая крупная река
района Мзымта получает дополнительное питание также и от трех небольших
ледников [1]. Профиль реки Сочи (её длина 45 км) представляет собой дугу, её
верховья (примерно треть общей длины), наиболее круты, на этом участке от
истока перепад высот ?1200м, а ниже по течению происходит резкое
выполаживание русла и перепад высот составляет ?400м. Такой профиль русел
характерен и для других рек района, он обеспечивает селевый характер их стока.
Во время проливных дождей в верховьях смывается сносимый со склонов
каменный и глинистый материал, устремляющийся при избытке влаги в виде
грязекаменного потока вниз по круто падающему верховью реки и быстро
достигающий относительно пологой приустьевой её части. Сила инерции этого
потока бывает такова, что он и большую часть пологого профиля реки проходит в
виде селя, достигая устья и вынося в прибрежную зону галечный материал, а на
шельф - илистый [3]. Особенности твердого стока рек во многом обусловлены
условиями выветривания горных пород, слагающих водосбор. Аргиллиты,
глинистые песчаники и рассланцованные мергели выветриваются особенно
хорошо, представляя собой среду для мощных очагов селеобразования, причем
разовый вынос селя колеблется от 0,5 до 4 млн. м3 [3]. При этом мергельный
материал образует в основном каменно-грязевые или грязекаменные сели, в то
время как известняки дают в большей степени водно-каменные потоки.
5.2. Гидрологический режим постоянных и временных водотоков
У рек района выделяются три генетических периода стока: межень (зимой и в
конце лета), период снегового паводка (весной) и периоды дождевых паводков. Ре-
жим питания определяется высотой водосбора: выше ~600-1000м - снего-дождевое
питание, а ниже ~600-1000м - дождевое и частично грунтовое.
Условия питания рек определяют не только режим их стока, но
и их уровенный режим. В нижних частях бассейнов уровень начина-
ет повышаться в марте, а в верхней - в апреле. Наивысшие уровни
приходятся на март-апрель. Средний многолетний модуль стока во-
ды (Мср, л/с с 1 км2) основных рек четко зависит от средневзве-
шенной высоты водосбора (Zср, м н.у.м.); его величина в районе
колеблется по отдельным бассейнам от 20-30 до 40 и более (у
Мзымты - 56,5) л/с с км2, закономерно возрастая с увеличением
высоты водосборного бассейна и доли снегового стока в питании.
Для малых горных рек максимальные срочные (Qмmax,) и максимальные
среднесуточные (Qсутmax,) расходы значительно (в 1,5-3,5 и более раза) различаются
между собой. При этом отношение Qмmax,/Qсутmax, уменьшается при увеличении
площади водосбора: 3,5-3,2 при F порядка 10 км2, 2,1-1,6 при F=100 км2, 1,3-1 при F
около 1000 км2, хотя имеются и отклонения от этой зависимости. Чем больше вели-
чина отношения Qмmax,/Qсутmax,, тем выше степень неустойчивости русла реки, тем
сильнее может деформироваться русло. Таким образом, это отношение может слу-
жить косвенным показателем эрозионной способности потока: чем оно больше, тем
больше деформации русла и сток наносов (при равных расходах воды). Самые ми-
нимальные (срочные) расходы (Qминмин) на горных реках во много раз меньше
средних многолетних, причем эта разница зависит от источников питания и водно-
сти реки. В меженный период сток в основном обусловлен грунтовыми водами.
Минимальные срочные расходы в низкогорье наблюдаются преимущественно в
декабре-феврале, в конце лета и осенью, когда многие малые водотоки пересыхают
полностью.
Внутригодовое распределение стока на реках характеризуется паводочным
режимом на протяжении большей части года с коротким (не всегда устойчивым)
периодом зимней и летне-осенней межени и нечетко выраженным половодьем, на
которое накладываются дождевые паводки. На большей части района, где реки
имеют средние высоты водосборных бассейнов до 800м, зимняя межень выражена
слабо, что позволяет отнести их к типу рек с паводочным режимом на протяжении
всего года. На гидрографах рек выделяются множество пиков повышенного стока
как в теплую часть года (март-ноябрь) так и в холодную часть года с неупорядо-
ченным чередованием паводков с межпаводочными периодами. Коэффициент при-
родной урегулированности рек района весьма низок, он несколько возрастает с
увеличением высоты и площади бассейнов от ~0,2 до ~0,4. Максимальный мгно-
венный сток дождевых паводков в несколько раз превышает максимальный мгно-
венный сток весеннего половодья. Коэффициент паводочности стока варьирует в
довольно широких пределах, в зависимости от размеров реки, характеристик ее во-
досбора, водности гидрологического года и др. - от ~0,2 до 0,9.
5.3. Сток наносов постоянными и временными водотоками
В условиях неоднородных ландшафтных и иных характеристик горных стран
и большой изменчивости водного режима рек наблюдается и разнообразие стока
наносов, однако, степень его изученности еще недостаточна для глубоких
обобщений. Основным активным природным фактором стока наносов является
сток воды, на постоянных водотоках непрерывно воздействующий на русло и
изменяющий его морфологию посредством вертикальных и горизонтальных
деформаций, однако, заметные изменения происходят не в течение всего сезона,
года и более длительных периодов времени и не при всех расходах воды; степень
участия различных расходов воды определяется их величиной, длительностью
действия, частотой и скоростью изменения величины и состава стока. Для
конкретного створа реки Н.И.Маккавеевым [25] предложена зависимость
суммарного расхода наносов (взвешенных и влекомых) Rобщ от уклона русла (J) и
расхода воды (Q):
Rобщ = ЭJnQm, кг/с (1)
где Э - "эрозионный" коэффициент учета неравномерности стока, характера
пород, слагающих русло, механического состава наносов, поставляемых
притоками, склоновыми процессами, талыми и дождевыми водами;
n - показатель учета степени влияния уклона на расход наносов; n=1 для
взвешенных наносов и больше 1 - для влекомых наносов;
m - показатель учета степени влияния расхода воды на расход наносов; m~=2
для равнинных рек (малых уклонов) и m~=3 для горных рек (больших продольных
уклонов дна русла).
Кубический характер зависимости величины стока наносов от расхода воды
обуславливает различную долю участия в транспорте наносов расходов воды
разных сезонов: она минимальна и ограничена стрежневой зоной потока в межень
и резко возрастает в периоды паводков и половодья.
Годовой расход наносов (Rгод) определяется не только величиной мгновенных
расходов (Ri), но и длительностью промежутков времени их действия (ti):
Rгод = ?Ri*ti , (2)
где суммация (? - знак суммации) проводится в течение всего года.
Даже при малых значениях текущего расхода наносов Ri в какой-то период
года (длительностью ti) общий расход их за весь период (Ri*ti) может быть
значительным при достаточно большой длительности этого периода (ti). Отсюда
следует, что небольшие расходы воды высокой обеспеченности могут оказывать на
русло не меньшее влияние, чем максимальные расходы малой обеспеченности и
длительности. Поэтому руслоформирующими принято считать расходы воды (Qф),
при которых переносится (в многолетнем плане) максимальное количество
наносов, вследствие чего их влияние на формирование русла оказывается
наибольшим. Исходя из выражения (1), а также из того, что в той или иной мере
руслоформирующим расходом является каждый расход и правильнее говорить о
некотором диапазоне расходов, определяющих основные деформации русла,
Н.И.Маккавеев и Р.С.Чалов [26] предложили определять величину Qф как
максимум функции Qф = f(АШJnQmP), то есть:
Qф = maх [f(АШJnQmP)] (3)
где АШ - коэффициент, зависящий от ширины разлива реки и равный: 1 до
выхода воды на пойму; 0,9 при ширине затопленной поймы меньше двух ширин
русла; 0,5 - при ширине затопленной поймы больше 10 ширин основного русла (для
врезанных русел горных рек обычно принимается равным 1);
J - средний уклон водной поверхности для каждого интервала расходов;
Q - средная величина расхода воды в пределах интервалов, на которые разбит
весь диапазон расходов в данном створе;
Р - вероятность расходов каждого интервала;
m - эмпирический параметр (показатель степени зависимости расхода
наносов от расхода воды); при отсутствии наблюдений за наносами принимаемый
равным: 2 для рек с песчаным ложем, 2,5 - с гравийно-галечным и 3 - с галечно-
валунным;
n - эмпирический параметр, обычно принимаемый равным 1.
Здесь величина JnQm прямо пропорциональна суммарному расходу
взвешенных и влекомых наносов.
Направленность, интенсивность и масштабы процессов образования и
транспортировки наносов определяются условиями взаимодействия жидкой и
твердой фаз водных потоков со своими ложами, руслами и берегами на отдельных
участках и на всем протяжении реки в целом. Состав и распространенность
наносов, слагающих значительные участки речных русел и образующих основные
формы их рельефа, обусловленные размывом дна и берегов и транспортом наносов.
Уже давно установлена общая для всех горных стран основная
закономерность уменьшения крупности аллювия вниз по течению, выраженная
для горных рек более отчетливо, чем для равнинных. Это объясняется как
истиранием частиц при их перемещении, так и гидравлической сортировкой при
уменьшении уклонов русла и скорости течения реки от истоков к устью. Штельсер
[6] выделил 3 группы причин, обусловливающих уменьшение размера частиц
наносов: влияние гидродинамических изменений (разделение, сортировка);
механическая обработка (уменьшение размера частиц по стадиям - раздробление,
выветривание); постепенное уменьшение размеров частиц (износ, истирание).
Д.Саймонс и К.Миллер (1962) [6] установили, что диаметр частиц наносов
изменяется по длине реки по экспоненциальному закону:
DL=DНАЧ*exp(-Ки/L), (4)
где DL - диаметр частицы на расстоянии L (км) от начала ее движения; DНАЧ -
начальный диаметр частицы; Ки - коэффициент истирания, определяемый
свойствами горной породы.
Из анализа опубликованных материалов вытекает, что формирование состава
наносов является результатом деятельности реки и её притоков, а также
эндогенных и экзогенных процессов. В неоднородных (как по крупности, так и по
петрографическому составу) русловых отложениях в результате вымывания
мелких фракций образуются донные отложения или самоотмостка, крупность
слагающих их частиц превышает критические размеры, то есть эти частицы могут
только перемещаться по дну русла в виде слоя, но не уносятся в поток. Частицы
донных наносов перекрывают находящиеся ниже более мелкие фракции и
защищают их от размыва, повышая устойчивость русла. Во время паводков
усилившиеся потоки воды приводят в движение частицы, слагающие отмостку,
взмучивают более мелкий материал, лежащий под отмосткой, в результате
мутность речной воды возрастает в десятки, сотни и даже тысячи раз. Во время
интенсивных дождей и снеготаяния смываются и сносятся в реки почвы, грунты,
обломки горных пород, растительный и древесный материал, а с
урбанизированных территорий также всевозможный мусор, бытовые,
строительные, производственные отходы, смыв с поверхностей дорог и т. д.
Процесс смыва твердых материалов достигает наибольшей интенсивности на
горных склонах с отсутствующим или ослабленным растительным покровом.
Огромная энергия паводочных потоков (особенно селевых, плотность которых в
~1,5-2 раза выше, чем водных) позволяет перемещать обломки скал массой иногда
в десятки и сотни тонн. Потоки воды размывают берега и нередко сносят большие
участки их, беспорядочно углубляют русла или, наоборот, отлагают наносы с
образованием разнообразных форм руслового и пойменного рельефа.
По способу транспорта и крупности частиц наносы делят на взвешенные и
влекомые. Взвешенные наносы более-менее равномерно распределены (взвешены)
во всем объеме водного потока и перемещаются по всему живому сечению потока.
Влекомые наносы располагаются и перемещаются только в придонном слое
потока.
Закономерности формирования и обработки наносов в руслах горных рек
почти регулярно нарушаются не только за счет поступления наносов из боковых
притоков и склонового материала, но и выходами коренных пород, где на
протяжении от нескольких метров до нескольких километров образуется врезанное
скальное-порожистое или скальное лотковое русло. Аллювиальные образования в
таких местах редки, малоразвиты и приурочены к изгибам русел, карманам в
скальных массивах, нижней части мысов или островов; на большем протяжении
скальных участков они практически отсутствуют вследствие транзитного переноса
наносов от очагов питания к зонам аккумуляции в периоды паводков.
В горах на поступление наносов существенное влияние могут оказывать не
только постоянные, но и периодически действующие, временные водотоки, густота
сети которых превышает густоту сети постоянных водотоков в 2-4 раза. В
низкогорье расчлененность рельефа по густоте может быть значительно выше, чем
в высокогорье, что повышает вероятность возникновения селевых и оползневых
явлений. Например, в пляжевых отложениях побережья от р.Туапсе до р.Мзымты
содержалось (по данным на 1955г.) 1963 тыс. м3 наносов аллювиального
происхождения; весь объем подвижной части галечного материала составлял 2393
тыс. м3, следовательно, 430 тыс. м3 наносов подвижной зоны приходились на
выносы небольших рек и оврагов, а также на материал, поступивший за счет
разрушения берега и дна моря [3]. Установлено, что насыщение потока мелкими
фракциями существенно повышает его транспортирующую способность (по
отношению к донным наносам) и вызывает активное движение галечно-валунного
материала, что усиливает их истирание и образование взвешенного стока [3].
Состав донных наносов, слагающих ложе реки, изменяется вниз по течению
горной реки от обломков скал, глыб и необработанного щебеночного материла в
верхнем течении до галечно-валунного (с включением более крупных обломков-
глыб и более мелких гравийно-песчаных фракций- наполнителей) в днищах
широких долин, где происходит аккумуляция наносов, вынесенных паводками из
вышележащих участков бассейна и русла реки. Верховья малых рек и их притоков
обычно имеют крутопадающие узкие долины (V-образные и реже - U-образные),
характерны мощными скоплениями глыб и обломков (размером до 3-4м и более),
которые вместе с выходами коренных скальных пород образуют пороги и
водопады в русле. Большая часть грубообломочного материала перемещается
(подвергаясь по пути измельчению, окатыванию, сортировке и пополнению за счет
поступления наносов из боковых притоков и склонового материала) во время
паводков вниз, где в расширениях выположенных долин образуется пойма и
аллювиальные формы в виде побочней, осередков и гряд, сложенных глыбами и
валунно-галечным материалом с гравийно-песчаным наполнителем. Почти на
всем протяжении горной части рек в их русла поступает большое количество
обломков камней и рыхлого материала из обвалов, осыпей, оползней, оплывин и
подмываемых берегов, с выносами боковых притоков, селей, лавин. В горной
части рек находится преимущественно область питания наносами, а зоны их
аккумуляции здесь относительно редки и приурочены к расширениям днищ долин.
Особенно велика роль склоновых процессов в питании рек наносами в сужениях
долин, в ущельях и теснинах, где несортированный и необработанный твердый и
рыхлый материал может со склонов поступать непосредственно в русло.
Крупными обломками завалены не только верховья, но и отдельные участки
среднего и нижнего течения рек. Перед скоплениями глыб, а также в их
гидродинамической тени и в плесовых лощинах происходит аккумуляция более
мелкого материала - валунов, гальки, гравия; это снижает общую сортированность
аллювия в русле. Селевые выносы в крупных реках образуют скопления крупных
глыб и валунов с порожисто-водопадными участками, с уклоном до 20%о и более.
На участках рек, где уменьшается поступление селевого и склонового материала в
русло, на формирование состава наносов большее влияние начинает оказывать
морфология долины (чередование расширений-сужений), определяющая
гидравлические характеристики потока (уклон русла, ширину, глубину и скорость
потока и др.).
Русловой аллювий малых горных рек сформирован в основном валунами
разных размеров с включением отдельных глыб и наполнителя из гальки, гравия,
а в застойных зонах потока и в аллювиальной толще - и песка крупностью ~0,5-
1мм; в составе валунов и галек преобладают округлые и овальные формы. Такой
гранулометрический состав более характерен для аллювия горных рек участка
побережья к югу от Туапсе; в аллювии рек северо-западного участка побережья
больше плитняка неправильной формы, ориентированного по направлению
течения потока. Неоднородный, необработанный материал, поступающий со
склонов, подвергается в русле обработке и гидравлической сортировке, при
которой потоком выносятся мелкие фракции, а на дне образуется слой из более
крупных отложений. При "руслоразрушающих" паводках в движение приходит
придонный слой наносов всех фракций. При спаде паводка первыми
останавливаются наиболее крупные фракции, покрывая своим слоем
аллювиальную толщу из несортированного материала всех размеров. Общая
тенденция к уменьшению среднего размера руслообразующих наносов вниз по
течению реки (что вызвано уменьшением уклонов, дроблением и истиранием
наносов), нарушаемая влиянием селевых притоков, резко изменяющих. состав
наносов главной реки массовым выносом обломочного материала. Плавность
уменьшения крупности наносов по длине реки нарушается также чередованием
сужений и расширений долин. В сужениях (теснинах, каньонах) формируются
крупные скопления глыбово-валунного материала, поступающего с крутых
склонов. Выносы обломочного материала из долины-притока и его отложения в
днище долины-приемника, как правило, вызывают подпруживание обеих рек,
накопление наносов на их подпруженных участках и выполаживание уклонов на
этих участках. Ниже конус выноса обычно вызывает увеличение уклона русла
реки-приемника. Такие выносы вызывают местные увеличения крупности,
необработанности и несортированности материала наносов.
Стеснение русла и увеличение скорости потока способствует выносу мелкого
материала за пределы сужения, в результате чего в составе наносов возрастает до-
ля крупных фракций. Результаты натурных исследований не отвечают и зависи-
мости среднего диаметра отмостки (dсротм) от площади водосборного бассейна (F)
и среднего уклона реки (J) dсротм~F0,4J0,3, вытекающей из условия формирования
фракционного состава отмостки за счет гидравлической сортировки руслообра-
зующих наносов. С.К.Хакимов [27] объяснил это действием внешних (по отноше-
нию к системе "поток-русло") факторов, определяющих поступление в русло нано-
сов селевых потоков и склоновых процессов. В условиях сложного горного рельефа
их влияние столь велико, что затушевывает влияние собственно гидравлических
факторов, не наблюдается повсеместного закономерного уменьшения крупности
материала отмостки вниз по течению реки и уменьшения несортированности ма-
териала, что свидетельствует о преобладании влияния селевых выносов из боко-
вых притоков над влиянием морфологии долины, гидродинамических характери-
стик водных потоков рек и изменения типов русел. При двиэении наносов вниз по
течению происходит их дробление и истиранию и образованию мелких фракций
взвеси. Можно с уверенностью полагать, что именно при паводках и половодъе
производится почти 100% работы по истиранию наносов.
Для черноморского макросклона Северо-западного Кавказа оценка стока
наносов выполнена Г.Н.Хмаладзе (1978) [1] и Н.И.Кочетовым (1991) [28]. Согласно
Н.И.Кочетову (1991) [28], здесь впадают 25 водотоков, которые выносят 1395,4 тыс.
м3/год твердых наносов (87,3% общего объема стока). Среднее значение модуля
стока составляло 344 м3/км2, а экстремальные показатели - 148 (р.Херота) и 448
(р.Шахе) м3/км2 в год. Соотношение между влекомым и взвешенным стоком равно
0,34. В целом для рек России, впадающих в Черное море, средний объем твердого
стока составлял 1597,8 тыс. м3 при среднем модуле 299 м3/км2 и соотношении между
влекомым и взвешенным стоком 0,34.
Согласно данным Г.Н.Хмаладзе [1], доля влекомых наносов в общем стоке
наносов варьирует от 22-23-24% для самых крупных (по стоку воды и наносов) рек
Мзымта, Шахе и Туапсе до 37-38% для малых речушек (Неожиданная, Бзугу, Чух-
кут). В целом по региону доля влекомых наносов составляла 26% от общего стока
наносов (2262 тыс. т/год, в том числе: 584 - влекомых и 1678 - взвешенных, при
суммарном стоке воды 5780 млн. м3/год).
Общий среднемноголетний сток наносов рек российской части юго-западного
склона ГКХ (от Сукко до Псоу включительно) составлял 2934 тыс. т/год, в том
числе 762 - влекомых и 2172 - взвешенных, при суммарном стоке воды 7245 тыс.
м3/год. Доля влекомых наносов в общем стоке наносов составляет в среднем около
30% для всех мелких рек и около 25% для всех более крупных рек района.
Ниже в таблице 2 приведены обработанные нами данные Н.И.Кочетова (1995)
[28] по оценке стока наносов по всем рекам района, тыс. м3/год.
Таблица 2
Река
Обьём стока наносов по рекам района, тыс. м3/год
Доля влекомых в
общем стоке
Сток естественный
Сток измененный
%
%
Взве-
шенные
русло-
вые
всего
взвешен
русло-
вые
всего
Сток
естест-
венный
изме-
ненный
По всем
рекам
1740,1
672,5
2413,0
2724,3
482,9
3217,2
28
15
Паук
1,5
0,9
2,4
1,5
0,9
2,4
39
39
Туапсе
49,7
16,7
66,4
129
8,2
137,2
25
6
Дедеркой
4,38
4
8,4
10,5
3
13,5
48
22
Шепси
12,5
8,4
20,9
27,8
7,6
35,4
40
21
Макопсе
9,15
7,9
17,1
18,6
5,4
24
46
23
Неожидан-
ная
4,55
2,7
7,3
8,4
2,7
11,1
37
24
Аше
55,2
24,6
79,8
92,7
16,3
109
31
15
Куапсе
4,38
5,3
9,7
6,6
5,3
11,9
55
45
Свирская
1,47
1,7
3,2
1,9
1,7
3,6
53
47
Псезуапсе
66,8
29,8
96,6
76,9
21,2
98,1
31
22
Цусквадж
7,34
5,9
13,2
8,9
5,3
14,2
45
37
Годлик
0,61
1
1,6
0,8
1
1,8
63
56
Чухукт
2,8
3,5
6,3
3,7
3,5
7,2
56
49
Станцион-
ная Щель
0,24
0,7
0,9
0,3
0,7
1
78
70
Чимит
8,9
5,1
14
13,1
4,3
17,4
36
25
Кодеж
1,26
2
3,3
1,9
2
3,9
61
51
Шахе
180
57,2
237,2
288
41,5
329,5
24
13
Буу
3,84
1,1
4,9
6,4
1,1
7,5
22
15
Хобза
5,25
1,5
6,8
9
1,5
10,5
22
14
Лоо
9,11
2,6
11,7
5,3
2,6
17,9
22
15
Битха
2
0,8
2,8
3,7
0,8
4,5
29
18
Дагомыс
18
3,4
21,4
34,2
0,7
34,9
16
2
Псахе
3,85
1,1
5
7,5
1,1
8,6
22
13
Сочи
82,2
32,1
114,3
166
18,5
184,5
28
10
Бзугу
1,4
0,4
1,8
2,6
0,4
3
22
13
Мацеста
12,1
3,8
15,9
20,8
3,6
24,4
24
15
Агура
2,28
1,7
4
3,6
1,7
5,3
43
32
Хоста
21,5
7,9
29,4
30,7
7,4
38,1
27
19
Кудепста
14,9
6,3
21,2
20
3,1
23,1
30
13
Мзымта
272
76,3
348,5
335
48,5
383,5
22
13
Мелкие
водотоки
11,4
20,3
31,7
19
20,3
39,3
64
52
Всего
869,5
335,8
1205,3
1369,9
241
1610,9
28
15
Как видно из таблицы, в измененном (под воздействием человека) общем сто-
ке доля влекомых наносов уменьшилась почти вдвое; заметно сократился и общий
обьём стока влекомых наносов. Обращает внимание то, что доля влекомых нано-
сов мелких водотоков, хотя и уменьшилась, но осталась в несколько раз выше
(52%, а на р.Станционная Щель - 70%), чем по крупным рекам и в целом по рай-
ону (15%). Это лишний раз подтверждает тот факт, что большая часть крупного
обломочного материала измельчаается и превращается во взвешенные наносы по
пути к морю. В коротких мелких водотоках крупнообломочный материал не успе-
вает измельчиться во взвесь.
Из этого количества основная масса пляжеобразующих (влекомых) наносов
образуется за счет процессов физического выветривания и поступает в русла водо-
токов посредством гравитационно-склоновых и др. процессов (лавин, обвалов,
осыпей, осовов, селей). Значительные количества пляжеобразующих (влекомых)
наносов образуются в ходе размыва водными потоками породной массы, посту-
пающей в русла водотоков со склонов гор и береговых откосов посредством ополз-
невых явлений. Следовательно, процессы физического выветривания горных по-
род и оползневые явления - главные источники образования и поставщики пляже-
образующих материалов. Некоторые количества пляжеформирующих наносов об-
разуются в ходе разрушительного воздействия лавин, селевых и водных потоков на
склоны гор, береговые откосы, русла и поймы рек. Селевые потоки (в том числе и
антропогенные сели) переносят материал, подготовленный процессами выветривания, и
материал, ранее переотлагавшийся делювиальными, пролювиальными, аллювиальными
и оползневыми процессами, и только в сравнительно небольших масштабах они непосред-
ственно захватывают породы, слагающие склоны. Водные и селевые потоки рек и вре-
менных водотоков - основные агенты по транспортировке наносов с территории
водосборного бассейна в море. Значительная (но не основная) часть обломочного
материала поступает в море непосредственно с береговых откосов и склонов (также
посредством гравитационно-склоновых процессов и водных потоков). Антропоген-
ные (экономико-географические) процессы, явления и др. факторы дают небольшой
(по сравнению с природными факторами) вклад в образование и перемещение
пляжеобразующих материалов в водосборном бассейне исследуемого района.
Таким образом, главные источники образования и поставщики пляжеобра-
зующих материалов - это природные процессы, мало подвластные (например,
оползневые явления) или вовсе не подвластные (например, процессы выветрива-
ния горных пород) управлению со стороны Человека.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Хмаладзе Г.Н. Выносы наносов реками Черноморского побережья Кавказа.
Л.: Гидрометеоиздат, 1978. -167с.
2. Крыленко И.В., Крыленко В.В., Дзагания Е.В. О роли физико-географических
факторов в образовании и стоке твердых наносов горными реками / Деп. рук.-
Донецк: ООО <Экотехнология>, 2005. -74с. -Деп. в ГНТБ Украины 3.10.2005; № 59-
Ук 2005 (Библиограф. указатель "Депонир. науч. раб." ВИНИТИ РАН. 2006, №1.
Б/о №9).
3. Геоэкология шельфа и берегов морей России (под ред. Н.А.Айбулатова). -М.:
Ноосфера, 2001. -428с.
4. Черновол В.П. Проявление Юрского вулканизма в Туапсинском районе
//Краевед Черноморья. 2002-2003, №4-5. -с.90-91.
4а. Диденко Н.В. Землетрясения: реальность и прогнозы // Краевед Черноморья.
2002-2003, №4-5. -с..86-88.
5. Есин Н.В., Савин М.Т., Жиляев А.П. Абразионный процесс на морском берегу.
-Гидрометеоиздат, 1980. -283с.
6. Ибад-заде Юсуф Али Кулу Оглы. Наносный режим рек. -М.: Стройиздат,
1989. -323с.
7. Будз М.Д., Тржщинский Ю.Б. Выветривание //Инженерная геология
Прибайкалья. -М.: Наука, 1968. -с.90-94.
8. Кадастр лавин СССР. -М.: Гидрометеоиздат, 1983.
9. Флейшман С.М. Сели. -Л.: Гидрометеоиздат, 1970. -352с.
10. Гагошидзе М.С. Селевые явления и борьба с ними -Тбилиси: Сабиэта са-
картвело, 1970. -386с.
11. Кузнецов К.Л. Русловые процессы горных рек Заилийского Ала-Тау и зоны
БАМ. Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук, -М.: МГУ, 1987. -21с.
12. Сус_дко М.М., Лук'янець О._. Селев_ явища на тер_тор_ї Карпат //Укр.
географ. журнал. -1999. - №2. -с.43-46.
13. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. -М.: МГУ,
1979. -232с.
14. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С. О влиянии
криогенного фактора на формирование селей //Экстремальные криогенные явле-
ния: фундаментальные и прикладные аспекты. Материалы конфер. в г.Пущино,
2002. - с.145-146.
15. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С., Журавлё-
ва П.Г. Динамика селевого бассейна Герхожан-Су (Кабардино-Балкария) после ка-
тастрофы в июле 2000 года //Матер. гляциологич. исследований. -М.: МГУ, 2004.
Вып.96. -с.159-196.
16. Черноморец С.С., Крыленко И.В., Крыленко И.Н. Эпикатастрофический
лимногенез: Санибанское озеро после Геналдонской катастрофы 2002 года
//Проблемы прогнозирования чрезвычайных ситуаций. Материалы III научно-
практической конференции 22-23 октября 2003 г. - Сбор. мат. - М.: Центр <Анти-
стихия>, 2003. - с.95-96.
17. Черноморец С.С. Селевые очаги до и после катастрофы. -М.: Научный мир,
2005. -184с.
18. Селеопасные районы Советского Союза. -М.: МГУ, 1976. -308с.
19. Емельянова В.П. Основные закономерности оползневых процессов. -М.: Не-
дра, 1972. -295с.
20. Справочник по проектированию инженерной подготовки застраиваемых
территорий.-Киев: Будiвельник, 1983. -192с.
21. Волощук М.Д. _нтенсивн_сть ероз_йних та зсувних процес_в на Прут-
Дн_стровському межир_чч_ //Укр. географ. журнал.-1994. № 3. -с.50-53.
22. Танасиенко А.А., Путилин А.Ф., Артамонова В.С. Экологические аспекты
эрозионных процессов: Аналит. обзор. Сер. Экология. Вып. 55). Науч. ред. И.М.
Гаджиев. -Новосибирск: ГПНТБ СО РАН, Ин-т почвоведения и агрохимии СО
РАН, 1999. -89с.
23. Ромашин В.В. Морфодинамика речных русл Сочинского района Черномор-
ского побережья Кавказа // Тр. ЦНИИС. -Вып. 211 -М., 2002. -167с.
24. Региональная геоморфология Кавказа. Под ред. Думитрашко Н.В. -М.: Нау-
ка, 1979. -196с.
25. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. -М.: 1955. -347с.
26. Маккавеев Н.И, Чалов Р.С. Русловые процессы. -М.: МГУ,1986. -264с.
27. Хакимов С.К. Русловые процессы на горных реках Западного Тянь-Шаня.
Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук, -М.: МГУ, 1992. -25с.
28. Кочетов Н.И. Речные наносы и пляжеобразование на северо-востоке Черно-
морского побережья Кавказа //Океанология. 1991. Т. 31. №2. -с.296-300.
Примечание: Оригиналы материалов данной статьи и приложений к ней
(в формате DOC) можно получить:
1) В ГОСУДАРСТВЕННОЙ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКОЙ БИБЛИОТЕКЕ
УКРАИНЫ (03680, МСП м.Київ-150, вул.Антоновича (Горького), 180,
ДНТБУкр, Вiддiл депонування наукових робiт);
2) У меня (VIKrylenko):
Крыленко Владимир Иванович
vikrylenko@gmail.com
Телефон по УКРАИНе 0 62 2959895
VIKrylenko 16 октября 2010
StStokNanosMalGorRek.txt
Физ-географ факторы и сток наносов рек большо сочи
© Copyright: Владимир Крыленко, 2011
Свидетельство о публикации №211101501091
Свидетельство о публикации №211101501091
Рецензии