Аллювий равнинных рек: геология и формирование свит

г
А
К
А
Д
Е
М
И
Я
Н
Т Р У
А
А
У
К
С
С
С
Р
ы
ИНСТИТУТА ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК
В Ы П . 135. Г Е О Л О Г И Ч Е С К А Я С Е РИ Я (№ 5 5 ). 1951
Е. В. Ш А Н Ц Е Р
АЛЛЮ ВИЙ РАВН И НН Ы Х РЕ К УМЕРЕННОГО ПОЯСА
И ЕГО ЗН АЧ ЕН И Е Д Л Я П О ЗН АН И Я
ЗАКОНОМЕРНОСТЕЙ СТРОЕНИЯ И ФОРМИРОВАНИЯ
АЛ Л Ю ВИ А Л ЬН Ы Х СВИТ
И .3 Д А Т Е Л
Ь С Т В О
А К А Д Е М И И
Я А У К
С С С Р
А
К
А
Д
ТРУДЫ
Е
М
И
Я
ИНСТИТУТА
Н
А
У
К
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
С С С Р
НАУК
В Ы П . 135 Г Е О Л О Г И Ч Е С К А Я С Е РИ Я (№ 55) 1951
Гл. редактор акад. Д . С. Б е л я н к и н
Отв. редактор В. В . Л а м а к и н
Е. В. Ш А Н Ц Е Р
А Л Л Ю В И И РАВНИННЫ Х РЕ К УМЕРЕННОГО ПОЯСА II ЕГО
ЗН А Ч ЕН И Е Д Л Я П О ЗН АН ИЯ ЗАКОНОМЕРНОСТЕЙ СТРОЕНИЯ И
ФОРМИРОВАНИЯ АЛ Л Ю ВИ А Л ЬН Ы Х СВИТ
П Р Е Д И С Л О В И Е . К Р А Т К И Й ОБЗОР СОСТО ЯН ИЯ П Р О Б Л Е М Ы .
ОСНОВНЫ Е З А Д А Ч И И С С Л Е Д О В А Н И Я
Р абота проточных вод суш и — одно из реш аю щ их звеньев в сложной
цепи процессов, ведущ их к возникновению подавляю щ его больш инства
осадочных горных пород вообще. Поэтому всестороннее познание ее от­
носится к числу важ нейш их задач геологии. Особенно больш ое значение
приобретает познание работы проточны х вод при изучении континенталь­
ного осадконакопления и континентальны х осадочных формаций. И не
только потому, что эти формации в значительной мере сложены именно
отлож ениями водных потоков. И меется и д р у гая, не менее в аж н ая , сторона
вопроса.
Осадочные породы на континенте формирую тся в более или менее
разобщ енны х и ограниченны х по площ ади областях н акоп лен и я, тогда
к а к выветривание и денудация господствуют на подавляю щ ей части
территории суши.
В каж дой из таких и золированны х областей н акоп лен и я, в связи с ме­
стными особенностями рельефа и кли м ата, образую тся одновременные тол­
щ и, часто весьма своеобразные и непохож ие д руг на друга. М ало того,
внутри одной и той ж е области н акоп лен и я нередко наблю дается чрезвы ­
чайно пестрая и п рихотли вая смена фаций и литологических типов осадков
к а к во времени, так и в пространстве. Иной раз облик мощных формаций
коренны м образом м еняется на п ротяж ении немногих километров или даж е
сотен метров. Грубые галечники и конглом ераты , пески, несортированны е
су гл и н ки , тонкоотмученные глины нередко следуют д руг за другом в р аз­
р езах в виде непостоянных слоев и лин з, создавая впечатление зап у тан ­
ного и лишенного яр к о вы раж енной законом ерности, к а к бы случайного
чередования. В этой слож ной смене фаций и литологических типов гораздо
труднее разобраться, чем в более стройной картине морского осадкона­
коп лен ия. И не будет преувеличением сказать, что именно отлож ения вод­
ны х потоков, главны м образом рек, могут больш е всего помочь в реш ении
этой задачи.
Речны е артерии разн осят во все уголки земного ш ара продукты вы­
ветривания — исходный м атериал для н акопления осадочных пород. Д ви ­
гая сь вдоль речных долин, можно проследить весь длинный путь этого
1
м атериала от отдаленнейш их областей смыва к областям осадконакоп лепп я.
Речны е отлож ения к ак бы связы ваю т воедино все разнообразны е конти­
нентальны е образован ия, возникаю щ ие одновременно на громадны х расстояних друг от д руга. П оэтому полное и всестороннее изучение речных
отложений совершенно необходимо, чтобы карти н а континенталытого
осадкообразования в делом предстала перед нами не к а к некий хаос, а как
цельны й и закономерный п арагенезис явлен и й. Т олько знание парагенетпческпх связей различны х фаций континентальны х осадочных образований
может обеспечить методически правильны й историко-геологический ан а­
лиз слагаемы х ими формаций горны х пород, обусловить сознательное и
падеж ное использование их к а к средства восстановления ф изико-геогра­
фической обстановки и движ ений земной коры в геологическом прош лом.
В древних геологических системах, к сож алению , почти никогда не
сохраняю тся отлож ения речных долин — одно из главны х звеньев в гене­
тическом р яд у осадков текучих вод. Л и ш ь последние его звенья — н ако­
пления пролю виальны х конусов и субаэральны х дельт предгорных и межгорных котловин, прим орских речных дельт и т. п. — имеют в них ш ирокое
распространение. Они, таким образом, оказы ваю тся к а к бы изолирован ­
ными осколкам и единого парагенезиса фаций суш и, и связи их с
областями денудации могут быть восстановлены лиш ь в общих чертах.
Тем самым особое значение приобретает изучение речных отлож ений
современности и четвертичного периода в целом. Оно п озволяет воспол­
нить этот пробел.
Ч то касается четвертичной геологии, то значение аллю вия для нее попстпне громадно. А ллю вий и слож енны е им речные террасы явл яю тся
основным средством стратиграф ического сопоставления разрезов конти­
нентальны х четвертичных образований далеко отстоящ их д руг от д руга ме­
стностей и заклю чаю щ их в себе отлож ения, резко различны е по генезису
и условиям зал еган и я. А ллю вий и аллю виальны е террасы долин являю тся
главны м средством исследования четвертичны х движ ений земной коры п не­
редко использую тся в качестве индикаторов клим ата прош лого и т. п.
Одним словом, а’ллю вий — один из основных объектов и зучения для геолога-четвертпчника и геоморфолога, интересы которы х при этом нередко
переплетаю тся и с интересами гидрологов, почвоведов и луговодов-ботаппков, уделяю щ их сущ ественное внимание рекам и речным поймам.
И зучение аллю вия имеет, наконец, и нем аловаж ное практическое зна­
чение. С ним тесно связан а разработка методики поисков и разведок рос­
сыпных месторождений, месторождений ры хлы х строительных м атериа­
лов, методики поисков и вопросов генезиса некоторы х горючих ископае­
мых, наконец, методики инж енерно-геологических и гидрогеологических
изы сканий под гидротехнические сооруж ения, для целей ирригаци и и т. п.
Вот, коротко, те причины, которы е пробудили интерес автора к теме,
явивш ейся предметом настоящ ей работы. Этот интерес возрос еще и по­
тому, что приш лось убедиться на п ракти ке в удивительно слабой" разра­
ботанности проблемы в целом и крайней неравномерности разработки от­
дельных ее частей. Х отя значение аллю виальны х образований к ак для
теории, так и для п ракти ки общ епризнанно, но ни один исследователь до
сих пор не посвятил себя сколько-нибудь серьезно полному и всесторонне­
му их изучению . Н аоборот, обычно наблю дается досадное расчленение
проблемы на р яд частных вопросов, разрабаты ваем ы х часто почти вис
всякой связи д руг с другом. Чтобы убедиться в этом, сделаем краткий
обзор современного состояния проблемы.
Интерес к работе рек п роявился в геологии очень давно. Отдельные
правильны е мысли в этом отношении были высказаны еще в середине
X IX века К . Бэром (B aer, 1858, 1860) у нас в России, а в западной Европе
Ч . Л яй елем (L yell, 1830— 1833, 1866), А. Сюреллем (Surell, 1841) и Б аби не
•>
(B abinet, 1859). Особенно больш ое значение имела работа С ю рслля, на­
метившая основные законы речной эрозии, что было одним из крупнейш их
достижений геологической мысли. О днако, несмотря на это, вплоть до
начала 70-х годов в литературе продолж али вы сказы ваться подчас со­
вершенно фантастические и нелепые взгляды на происхож дение речных до­
лин. То оно связы валось с образованием трещ ин в земной коре, то с бур­
ным отливом вод м оря или ж е всемирного потопа, будто бы покры вавш его
в недавнем геологическом прош лом наш у суш у. Естественно, что при
таком полож ении дела не могло быть и речи о правильном подходе
к изучению речных отлож ений, мало того, даж е о распознавании самих
этих отложений.
В 70-х годах были опубликованы работы Д ж . У . П оуэл ла (Ролл-ell,
1875) и Г. К . Д ж и льб ерта (G ilb ert, 1877), посвящ енны е исследованиям в б ас­
сейне р. К олорадо в Северной А мерике. В них были разъясн ен ы главны е
законы денудации п речной эрозии и залож ены основы действительно
научного геоморфологического ан ал и за эрозионны х форм рельеф а. Почти
одновременно с Этим знаменитый создатель почвоведения русский ученья!
В. В. Д окучаев (1878) нап ечатал свою к н и гу о происхож дении речных до­
лин, а несколько позж е с работой на ту ж е тему выступил С. Н . Н икитин
(1884). Их трудами у нас в России под проблему работы рек был подве­
ден прочный научны й фундамент, заменивш ий преж ние фантастические
вымыслы.
Если В. В . Д окучаев и С. Н . Н икитин сущ ественное внимание уделили
не только разруш ительн ой , но и созидательной стороне работы рек и
пришли к определенным, пусть еще неверным, выводал 1 о строении реч­
ного аллю вия, то ни П оуэл л, ни Д ж п льберт почти вовсе не остановились
на этой стороне яв л ен и я. И з их п оля зрен и я вообще в значительной мере
выпали континентальны е осадочные об разован и я, п разви тие рельефа
было рассмотрено, по сущ еству говоря, лиш ь в аспекте эволю ции его внеш­
них форм. Тем самым наметился столь типичный для западноевропейской
п американской н ау к и разры в проблем морфогенеза и литогенеза суши.
Он отразился у ж е в опубликованной в 1898 г. сводной работе И. К . Р ас­
села (B ussel, 1898), посвящ енной работе рек. В ней центр тяж ести сосре­
доточен на морфологической стороне разработк и долин, аллю вию ж е почти
вовсе не уделено места и говорится о нем лиш ь в самых общих вы раж ен и ях.
Еще больше отмеченный выше р азры в обострился после того к а к В. М. Д э­
вис (D avis, 1899, 1924), разв и в далее идеи П оуэл ла и Д ж и льб ерта, р азр а­
ботал свою знаменитую теорию ц и к л о в эрозии. П осле этого интересы гео­
графов п геологов в течение долгого времени были привлечены вопросами
морфологического разви ти я долин, а аллю вий, к а к таковой, не пробуж ­
дал к себе долж ного вним ания.
П равда, в конце X IX и в первые три десятилетня X X века в западной
Европе и в А мерике усиленно дискути ровался вопрос о причинах образо­
вания речных террас и зап олн ен ия долин аллю вием. Особенно много лгеста
этой проблеме было посвящ ено в немецкой литературе. В частности, гро­
мадное влияние на западную , а отчасти и на наш у н ау ку о к азал и труды
Альбрехта П енка (P enck, 1884, 1894), выдвинувш его идею о чередовании
фаз эрозии и ак ку м у л яц и и в связи с движ ениям и земной коры и, особенно,
колебаниями кли м ата. Его мысль о зависимости н акоп лен и я четвертичных
аллю виальных отлож ений от оледенений п олучи ла почти всеобщее при­
знанно п стала почти непрелож ной истиной для многих геологов. Немало
способствовали укреплению этих взгл яд ов позднейш ие работы другого
видного немецкого геолога В . З ер ге л я (Soergel, 1921, 1923), подведшего
итоги длительной дискуссии, из у частников которой следует отметить Х .Г еттнера (H ettn er, 1910), В. Гильбера (H ilb er, 1918— 1919), Б . Д итри ха (D ietrich, 1911), Р . Сокола (Sokol, 1921). О днако все эти исследователи такж е
1*
главное внимание заострял и на усл ови ях п роявл ен и я разруш ительной р а­
боты рек и террасах, к а к элементах эрозионного рельеф а. А ллю вию , его
литологии, его фациям, законом ерностям соотнош ения последних в про­
странстве и во времени, зависимости его строения от условий рельефа
и кли м ата и т. п. ими попутно были посвящ ены лиш ь крайн е беглые
зам ечания.
Н есколько больш е «повезло» в этом отнош ении отлож ениям конусов
выноса и речных дельт, особенно сильно интересовавш их ам ериканских
и ан глий ских учены х. Но эти работы не искупаю т досадного пробела в ис­
следовании аллю вия речных долин — главного звена в цепи осадков те­
кучих вод суш и, к а к мы его охар актер и зо в ал и выше. Д а и в изучении
дельт и конусов выноса осталось еще и до сих пор немало вопросов, не­
полностью реш енны х или даж е вовсе нереш енны х.
В 1924 г! В альтер П енк (P enck, 1924) вы ступил с резкой критикой недо­
статков географического метода в геоморфологии, слож ивш егося под в л и я ­
нием ш колы Д эвиса, и вы двинул свой метод морфологического ан ал и за.
П ри этом он, в частности, у к а з а л на н еп равильн ость увлечения эволюцией
внешних форм рельеф а в отрыве от изучени я континентального осадкон акоп леш ш , являю щ егося только второй стороной единого процесса. Но
ни сам В . П енк, ни позднейш ие исследователи не и справили, по сущ еству
дела, этой коренной ош ибки, в особенности по отношению к аллю вию ,
попреж нему оставш емуся вне п оля зрения при изучении работы рек к ак
геологического ф актора.
Подводя в 1930 г. кратки й итог всему, что было сделано западной н ау ­
кой в области изучения речных отлож ений, А. К . Т роубридж (T row bridge,
1930) вы нужден был констатировать «неожиданный и печальны й факт»,
что сделано еще очень мало. З а прош едш ие с тех пор 20 лет внимание к этой
проблеме, особенно в Северной А мерике, значительно усилилось, на этот
раз со стороны литологов. Но они оп ять-таки подош ли к ней со своей у з­
кой точки зр ен и я. Много работ было посвящ ено переносу и окаты ванию
рекам и обломочного м атериала, вопросам деталей текстуры речных рус­
ловых наносов, распределению так назы ваем ы х «тяжелых» м инералов
в речном аллю вии, наконец, определению суммарного твердого стока рек
и их роли в общей денудации страны . Все эти исследования имели
определенную ценность д л я разработки методики поисков россыпных
месторождений, методики к о р р е л я ц и и осадочных свит с помощью мине­
ралогического ан ал и за, разреш ения вопросов «эрозии почв» и заи лен и я
водохранилищ , но мало что разъ ясн и л и в общих законом ерностях строе­
ния аллю виальны х отлож ений и их соотношений с другим и кон ти ненталь­
ными осадочными образованиям и.
В наш ей стране н ауч н ая разработка вопросов работы рек, происхож де­
ния речных долин и н акоп лен и я ал л ю ви я, к ак мы видели, имеет не менее
длинную историю , чем н а западе. Мы не ставим задачей дать в настоящ ем
введении подробное ее и злож ение с критическим анализом взгляд ов, вы­
сказанны х разны м и авторам и. Это гораздо рациональнее сделать попутно
с рассмотрением конкретны х разделов темы в дальнейш ем. П ока огран и ­
чимся поэтому только кратки м и зам ечаниями, имеющими целью оттенить
особенности подхода к проблеме в дореволюционной русской, а затем
в советской н ау ке и ее современное состояние.
Выше было уж е подчеркнуто, что в работах В. В. Д окучаева и С. Н. Н и­
китина, в отличие от работ западны х ученых того ж е времени, геоморфоло­
гические вопросы не были так односторонне подчеркнуты в ущерб вопро­
сам строения аллю вия. Эта полож ительн ая их особенность в дальнейш ем,
однако, п ривела к тому, что в русской н ауке геоморфологическое н ап р а­
вление вообще не получило сколько-нибудь заметного разви ти я. З акон о­
мерности разви тия рельефа в целом и речных долин в частности долгое
время оставались вне поля зрен и я больш инства геологов и географов.
Если не считать немногочисленны х оригин альны х исследований П. В.
Отоцкого (1894), А. П . П авл ова (1898), А. А. Б ор зо в а (1913) и некоторы х
других, то в подавляю щ ем больш инстве случаев наш а дореволю ционная
геоморфологическая н ау к а довольствовалась подчас соверш енно н екри ­
тическим заимствованием готовых идей и представлений, им портировав­
шихся с зап ада. Т олько после О ктябрьской револю ции в СССР геомор­
фология, в том числе и геоморф ология речных долин, п олучи ла большой
размах. Однако, к а к это пн печально кон статировать, очень мало непо­
средственно интересую щ их нас вопросов было продвинуто сколько-нибудь
заметно вперед по сравнению с тем, что было уж е сделано В. В. Д о ку ч ае­
вым, С. II. Н икитины м, А. П. П авловы м у нас, В . М. Дэвисом, А. П енком
и В. Пенком за гран и цей. Д остаточно сравнить, наприм ер, идеи, р азви ­
тые С. С. Ш ульцем, о происхож дении речных террас в 1934 г. со в згл я ­
дами, излож енными С. Н . Н икитины м в 1884 г., чтобы убедиться в том,
что они совсем не так новы, к а к это мож ет п о казаться с первого в згл я ­
да. То же можно ск азать и о многих и многих других работах, сводя­
щихся, по сущ еству дела, только к уточнению , д етали зац и и или своеоб­
разной трактовке уж е ранее вы сказанны х взгляд ов.
В то ж е время в советской п ау ке достаточно сильно ощ ущ ается п обо­
собление географ ической ш колы в геоморфологии, развиваю щ ейся в
отрыве от геологической н ау ки . В силу этого вопросы н акоп лен и я и
строения аллю вия оп ягь-так и остаю тся в тени при изучении истории
речных долин. П равд а, некоторы е географы -геоморфологи стремились
в своих работах хотя бы частично преодолеть эту односторонность,
но, я бы ск азал , не сумели выйти при этом за рам ки довольно робких
и не вполне удачны х попы ток.
Что касается до геологов, то и ими не было уделено долж ного внимания
аллювию, к а к таковом у. Д аж е в наш е время в больш инстве случаев при
изучении аллю вия геологам и преобладает стремление ограничиться раз­
решением лиш ь некоторы х частны х вопросов литологического п о р яд ка:
окатанности и сортировки обломочного м атери ала рекам и (Х абаков,
1933, 1946; Р у х и н , 1944, 1947, 1947х 2), распределением «тяж елых
фракций» в аллю вии (Б а ту р и н , 1931, 1937), деталей текстуры ал л ю ви аль­
ных песков (Ж ем чуж ников, 192ч , 1926). Иными словами, наблю дается
узость в подходе к проблеме.
В силу этого и н и ц и ати ва в изучении речных отлож ений н даж е гео­
морфологии дна речных долин вы пала из р у к геологов и географов
и переш ла к гидрологам , почвоведам и отчасти геоботаникам . К нх
чести надо ск азать, что ими было сделано очень много, гораздо больше,
чем на Западе. Но в то ж е время, по вполне понятны м причинам, ни те,
ни другие, ни третьи не могли охватить всей проблемы в целом, что
неизбежно привело к ряд у односторонних, а порою и ошибочных общих
выводов.
Гидрологи сосредоточили свое внимание почти исклю чительно на
динамике русловы х потоков, движ ении наносов в русле н деформа­
циях русла. Основы были зал ож ен ы в этом отношении талантливы м и
исследованиями Н . С. Л ел яв ск о го еще в 1893 г., затем В . М. Л охтина (1897), а особенно далеко п родвинули вопрос работы М. А. В ели­
канова (1946), А. И . Л оспевского (1934, 1937, 1940), Б . В . П ол якова
(1935), М. В. П отапова (1935). В итоге мы мож ем считать достаточно
хорошо выясненными обстановку и ход н акоп лен и я русловы х ал л ю ви аль­
ных отложений.
Однако гидрологи почти вовсе не заним ались изучением динамики
движения воды и отлож ения наносов на пойме. Этой стороной проблемы
интересовались почти исклю чительно почвоведы и луговеды -ботаинки, при­
5
чем ими совершенно не были учтены итоги работ гидрологов. Но этого мало:
они вообще рассм атривали пойму и ее развитие в полном отрыве от русла
и его истории. Именно поэтому стройное и законченное учение о пойме,
разработанное В. Р . В ильям сом (1919) и отчасти А. М. Дмитриевым (1904),
А. П. Ш сшптеовым (1919) п другим и, страдает, к а к увидим далее, много­
численными недостатками п в его основе леж ат частью лож ны е представле­
н ия. Это в равной мерс касается к а к ого геоморф ологической, так и лптологпческой стороны. Позднейш ие исследования Р . А. Е леиевского (1924,
1926, 1927),2 , 1929, 1935, 1936 1 .2 ; Е леневскпй и Е л сн ев ск ая, 1927, 1928),
отчасти И. И . П лю сш ш а (1936, 1938) внесли, правда, в него некоторые
коррективы , но не смогли преодолеть больш инства основных дефектов,
п оскольку следовали по тому ж е одностороннему пути.
И так, хотя в некоторы х отнош ениях наш а советская паука и уш ла впе­
ред по сравнению с западной в деле изучения аллю вия, но поскольку р аз­
ные стороны проблемы разви вались в отрыве друг от друга и с совер­
шенно различны х позиций, общие законом ерности его строения н форми­
рования до последнего времени оставались навыясионны мп, и среди по­
давляю щ его больш инства геологов па этот счет господствуют весьма
противоречивые и часто в корне неправильны е п редставления.
Н е л ь зя, конечно, ск азать, что у нас вовсе не было попыток построить
общую теорию строения аллю виальн ы х свит. Т ак и е попы тки были.
Ч асть из них явн о неудачна, ибо исходит из неверного понимания причин
и динамики яв л ен и я. К ним относится, наприм ер, рассм атриваем ая далее
схема М. А. У сова (1934). Д р у гая часть, наоборот, удачна, и выводы этой
группы исследователей во многом могут быть п рин яты за основу, к ак
указы ваю щ ие верные пути реш ения проблемы. Особенно ценны в этом от­
ношении работы А. И . М ордвинова (1932) и Ю. А. Б и л и б и н а (1938). Но
и этими последними вопрос лиш ь поставлен на правильн ую почву, но д а­
леко не реш ен. М ало того, и они не лиш ены ош ибок, основанных на не­
критическом заимствовании общ епризнанны х, но порою лож ны х теорети­
ческих воззрений.
Особенно возрос у нас интерес к проблеме аллю вия за последнее де­
сятилетие в связи с больш им разм ахом разведочны х работ и изы сканий
иод гидротехнические сооруж ения. К ак и всегда, в данном случае именно
п р акти ка о казал ась лучш им критерием правильности установивш ихся
представлений и мощным стимулом к их пересмотру, п оскольку они не
вязал и сь с накопленны м новым опытом и новыми наблю дениями. В итого
только в последние годы п оявили сь работы, стремящ иеся подойти к объяс­
нению общих закономерностей строения и формирования аллю вия не
с какой-либо односторонней меркой, а с ш ироких общ егсологических
позиций. К ним относятся исследования А. И. М осквитина, статьи
Н . И. Н и ко л аева (1946, 19473) п Г. И. Горецкого (1947), в которы х разви ­
ваются мысли, сходные с теми, которы е полож ены в основу настоящ ей
монографии п явл яю тся дальнейш ей разработкой идей, вы сказанны х
в менее ясной форме в упом януты х ранее работах М ордвинова и отчасти
Б илибина.
Т аково состояние проблемы, которое автор, неож иданно для себя,
вы нужден был констатировать, приступив к настоящ ей работе. Этим и
определилось избранное им н ап равлен ие, сущ ественно изменивш ееся по
сравнению с первоначальны м замыслом. Н амеченны е вначале разработка
специально-литологических вопросов и региональны й обзор четвертичных
аллю виальны х отложений Европейской части СССР, очевидно, не могли
быть выполнены без предварительного уясн ен и я общих закономерностей
строения и ф ормирования аллю виальны х толщ . Б ез этого немыслимо было
ни сознательно н целеустремленно подойти к отбору м атериала для у гл у б ­
ленного литологпческого исследования, ни найти правильного пути для
6
сравнительного изучения конкретны х разрезов аллю вия, без которого
терял смысл всякий региональны й обзор. Построение общей теории строе­
ния н формирования аллю вия оказалось настолько трудоемкой задачей
н вылилось в настолько больш ую и законченную но своему содержанию
работу, что автор отказал ся вообще от разви тия лнтологпчсскнх и регио­
нальных вопросов па данной стадии исследования сверх того объема,
который минимально необходим д ля обоснования общей теории аллю ­
вия. Они долж ны послуж ить темами специальны х исследований в
будущем. Мало того, по излож енны м ниж е мотивам, из настоящ ей
работы были выключены почти вовсе аллю виальны е отлож ения горных
рек, совершенно оставлены вне поля зрения особняком стоящие отлож е­
ния дельт и пролю вий, а все внимание было сосредоточено па аллю вии
рек равнинных,' к а к наиболее полно развитом и ф ациальио много­
образном типе аллю вия.
В итоге н астоящ ая работа долж на рассм атриваться в своей основе к а к
глава из учения о ф ац и ях континентальны х осадочных образований, ста­
вящая своей главной целью , к а к и учение о ф ациях вообще, разработку
принципиальных полож ений методики восстановления событий геологи­
ческого прош лого по осадочным горным породам и их закономерным
сочетаниям. Одним из таких законом ерны х сочетаний и яв л яе тся речной
аллювий и слагаемые им свиты. Отсюда вытекает построение работы,
главное внимание в которой сосредоточено па следующих вопросах.
Во-первых, рассм атривается содерж ание самого п онятия «аллювий»
и его место среди других генетических типов континентальны х осадочных
образований, ибо, к а к это ни странно, по этому поводу сущ ествуют очень
значительные разн огл аси я, несмотря на общ епринятость термина.
Во-вторых, разби рается подробно процесс форм ирования аллю вия,
факторы, участвую щ ие в этом процессе, и обусловленны е нм особенности
строения аллю виальной свиты, фации аллю вия и их взаимоотнош ения.
В-третьих, ан али зи руется влияние изменений ведущ их ф акторов про­
цесса в пространстве и во времени на строение аллю виальной свиты и
выделяются географические варианты или типы аллю вия.
В-четвертых, наконец, дается попы тка реш ения основных вопросов
методики изучения аллю виальны х свит в ц ел ях их стратиграфической
корреляции, восстановления по их строению движ ений земной коры и
климата прош лого.
Второму и третьем у вопросам, к а к п ринципиально наиболее важным,
уделено больше всего места и вним ания. П ри этом они разработаны гл ав ­
ным образом на материале современного ал л ю ви я, к а к дающего возмож­
ность относительно более объективной оценки фактов на основе непосред­
ственного изучения современных геологических процессов и их резуль­
татов. Четвертый вопрос, пли вернее груп п а вопросов, разби рается пре­
имущественно на прим ерах четвертичных древнеаллю виальны х отлож ений,
с которыми автор лучш е всего знаком и которы е легче поддаются сравни­
тельному исследованию . Б олее древних аллю виальны х отлож ений, обычно
менее полно сохранивш ихся и притом часто лиш енных ряда характерн ы х
фаций, настоящ ая работа касается лиш ь вскользь.
Не все разделы настоящ ей работы развиты в одинаковой мере полно
и глубоко. Не все поставленные в ней вопросы разреш ены , не все выводы
в равной степени обоснованы. Чтобы избеж ать этих недостатков, приш лось
бы продолжить исследования в течение не одного года и силами не одного
человека. Д ум ается поэтому, что неверно было бы ж дать столь долгий
срок, ибо, к ак надеется автор, у ж е в настоящ ем ее виде работа имеет до­
статочную научную ценность, чтобы оказать посильную помощь в выборе
верного направления дальнейш их исследований аллю вия и сложенны х им
континентальных свит.
7
Глава
I
С О Д Е Р Ж А Н И Е П О Н Я Т И Я «А Л Л Ю В И Й ». МЕСТО А Л Л Ю В И Я
С РЕ Д И Д Р У Г И Х Г Е Н Е Т И Ч Е С К И Х Т И П О В К О Н Т И Н Е Н Т А Л Ь Н Ы Х
ОСАДО Ч Н Ы Х О Б Р А ЗО В А Н И Й
История вопроса
В русской геологии еще с последней четверти X IX века прочно уко р е­
нилось понимание ал л ю ви я, к а к одного из генетических типов континен­
тальны х осадочных образований, независимо от их геологического воз­
раста. Старый смысл этого терм ина, к а к синонима послеледниковы х, голо­
ценовых отлож ений, противополагаем ы х «дилювию», т. е. отлож ен и ям
ледниковым (вернее, плейстоценовым), отж ил вместе с исчезновением
последних следов в л и ян и я библейских представлений о всемирном по­
топе и круш ением теории дрпфта, к а к это подчеркнул С. II. Н икитин еще
в 1883 г. Естественно, что и на западе, в частности среди ан глийских
и ам ери кан ских геологов, употребление терм ина «аллювий» в генетиче­
ском смысле получает в наш е время все более и более ш ирокое расп ро­
странение. Т олько в немецкой л и тературе он до сих пор целиком сохра­
няет свое архаическое значение1. Но хотя у нас в СССР и нет ни одного
сторонника подобной «допотопной» терм инологии, полного единства в тол­
ковании содерж ания и объема п онятия «аллювий» все еще не достигнуто.
П оэтому, преж де чем приступить к рассмотрению законом ерностей строе­
ния и форм ирования аллю виальн ы х отлож ений, необходимо внести п ол­
ную ясность в этот вопрос.
До п оявлен ия первы х работ А. П . П авл ова, посвящ енны х генетическим
типам континентальны х образований (т. е. до 1888 г.), под аллю вием у нас
п ринято было понимать все «наносы», образовавш иеся под воздействием
текучей воды, за исклю чением разве ф лю виогляциальны х отлож ений.
Именно так определял объем этого п он яти я и С. Н . Н и ки ти н в упом я­
нутой у ж е выше статье, в которой он уточнил одновременно и содер­
ж ание другого, нового в то время терм ина «элювий», введенного в н ау к у
Г. А. Т раутш ольдом в 1870 г ., но понимавш егося им слиш ком ш ироко и
неопределенно.
В 1888 г. А. П. П авлов вы делил в качестве сам остоятельного генетическо­
го типа делювий, выклю чив его из состава аллю вия в старом понимании. Этот
новый термин был воспринят не без некоторого противодействия, что мож ­
но видеть хотя бы из возраж ени й , выдвинуты х В . В . Д окучаевы м (1890).
Т олько после п оявлен ия в 1898 г. классической работы А. П . П авлова
«О рельефе равнин» (1898) новый термин наш ел всеобщее признание. В 1900-х
годах, в связи с исследованиям и среднеазиатского лёсса, А. II. П авлов про­
тивопоставил аллю вию и делювию еще один генетический тип, который
был н азван им пролю вием (1903, 1909). К этому времени представления
о сущ ествовании среди континентальны х осадочных образований ряд а
генетических типов пустили уж е достаточно глубокие корни в русской
геологии и этот новый термин А. П . П авлова довольно быстро приобрел
ш ирокое распространение, хотя и получил в дальнейш ем другое значение.
По мере р азви тия учения о генетических типах континентальны х оса­
дочных образований, разрабаты вавш егося в основном трудам и А. П. П ав­
лова, первоначально весьма ш ирокое и расплы вчатое понятие «аллювий»
постепенно суж ивалось и приобретало все более четкие формы. По в н а­
стоящ ее время объем этого терм ина толкуется далеко не одинаково р аз­
ными исследователями. В самом деле, до сих пор некоторые исследователи,
1 Ф ранцузские и номзцкис геологи иногда употребляют для обозначения аллю­
виальных: отложений в пашем понимании этого слова термпн «аллювионы».
8
вслед за А. П. П авловы м , понимают под аллю вием и речные и озерные
отложения («озерный и речной аллю вий»). В то ж е время озерны е отложе­
ния часто выделяю тся к а к особый генетический тип и противополагаю тся
аллювию, под которым понимаю тся отлож ения речные. Т акое реш ение
вопроса полож ено в основу легенды М еж дународной карты четвертичных
отложений Е вропы (О бъяснительная зап и ска, 1936), а так ж е принято
Н . И. Н иколаевы м (1946) п рядом д ругих авторов. О тлож ения субаквальных прим орских и озерны х дельт и субаэральны х сухих дельт бессточных
аридных областей то вклю чаю тся в состав аллю вия, то вы деляю тся к а к
особые генетические типы. Зн ачительн ы е разноречия сущ ествую т и по
вопросу об отграничении аллю вия от других смежных генетических ти­
пов. Т ак, наприм ер, отлож ения вы соких древнеаллю виальны х террас рек
Русской равнины , связанны е со стоком талы х ледниковы х вод, одними
исследователями именую тся аллю виальны м и (М прчпнк, 1935, 1936),
другими же ф лю виогляциальны м и, в связи с чем в л и тературу введен спе­
циальный термин «долинные зандры» (Л ичков, 19°1 i ,2, 1932). Т аково по­
ложение, скаж ем , с высокой террасой л евобереж ья Д непра у К иева.
Под термином «пролювий» больш инство авторов понимаю т целиком все
отложения конусов выноса и сухих дельт, вклю чая грубопесч'аные и гал еч ­
ные фации их верш инны х частей (Н и колаев, 1946); другие ж е авторы —
только периферические тонкоземистые лёссовидные фации конусов вы­
носа в аридны х о б ластях. В первом случае пролю вий трактуется к а к ге­
нетический тип, родственный аллю вию ; во втором случае — к а к прин­
ципиально отличный от него и более б ли зкий к делювию.
Отмеченные выше р азн огл аси я связан ы с недостаточной разработанн о­
стью общей проблемы содерж ания п онятия «генетический тип» вообще
и принципов класси ф и кац и и континентальны х осадочных образований.
Более четкое определение рам ок наш его исследования, очевидно, зависит
от того или иного реш ения этой проблемы. О днако сколько-нибудь все­
стороннее рассмотрение ее на страни ц ах настоящ ей работы слиш ком д а­
леко увело бы нас от главной темы. П оэтому я ограничусь здесь только
краткой характери сти кой содерж ан ия, вклады ваем ого ниж е в термин
«аллювий». Что касается до прин ц ип и альны х установок, приняты х мною
по вопросу о класси ф и кац и и генетических типов континентальны х оса­
дочных образований в целом, то читатель мож ет получить о них достаточ­
ное представление из моих вы сказы ваний в печати по этому поводу
(Ш анцер, 1947, 1948, 1950) и сравнения их с недавно опубликованными
статьями Н . И. Н и ко л аева (1946, 1947).
Содержание понятия «аллювий». Уточнение задач исследования
Под аллю вием мы будем понимать отлож ен и я, возникаю щ ие в р езу л ь ­
тате переноса обломочного м атери ала русловы м и водными потокам и. Об­
разование аллю виальн ы х отлож ений — это лиш ь одна сторона работы
последних. Д р у гая сторона их деятельности состоит в расчленении по­
верхности суш и, в вы работке эрозионны х долин. Обе стороны работы
руслового потока неотделимы д руг от друга и протекаю т п арал л ел ьн о
и одновременно. А ллю вий, с этой точки зрен и я, я в л я е т с я такой же
непременной принадлеж ностью долины, к а к и ее внешние морфологиче­
ские элементы —■дно и склоны . Существеннейшим призн аком аллю вия
следует признать его приуроченность к дну эрозионны х долин, выра­
ботанных самими потоками; Т олько в этих усл ови ях аллю вий развит в
наиболее типичной своей форме.
Не всегда в природе водные потоки, в том числе п крупны е реки, про­
текают по дну ими самими разработанны х долин. Н ередко, особенно в
9
областях, недавно покинуты х четвертичными материковыми оледенениями,
они использую т депрессии рельефа, созданные другими геологическими
деятелям и. К онечно, н ельзя только на этом основании не считать аллю вием
отлож ения реки, накопленны е па дне подобной унаследованной долины.
По надо твердо помнить, что в таких у сл ови ях отлож ения, выполняющ ие
последнюю, далеко не всегда образую т типично аллю виальны й парагене­
зис. В пх состав, особенно в пределах случайны х озеровидны х расш ире­
ний, входят и фацпп неаллю виальны е. Сами законом ерности б луж дани я
реки по дну долины и се аккум ули рую щ ей работы при этом иной раз при­
обретают своеобразные черты, наруш аю щ ие нормальны й тип соотношения
фацпй ал л ю ви я. То ж е самое касается и обш ирных низин во внутренних
частях континентов, заносимых в основном речными отлож ениям и и име­
нуемых обы чно'«аллю виальны м и равнинами», но генетически крайн е р аз­
нородными. Все случаи подобного рода не могут служ ить для нас типо­
выми эталонам и, позволяю щ ими у стан авл и вать общие законы строения
и формирования аллю виальн ы х отлож ений. Основным объектом дальн ей ­
шего исследования долж ны , очевидно, быть отлож ения дна нормальной
эрозионной долины.
Д ругой тип отлож ений русловы х водных потоков — пролю вий, под
которым мы будем понимать весь ком плекс отлож ений конусов выноса
и сухих субаэральны х дельт, долж ен рассм атриваться к а к особый гене­
тический тип. Д ля этого имеется ряд сущ ественных оснований. П ролю вий
заметно отличается от аллю вия по динам ике н акоп лен и я, по фациальной
диффереицировке и законом ерностям соотнош ения отдельных его фаций
в пространстве и времени, по слагаемы м им формам аккум уляти вного
рельефа. П ролю вий вы ступает к а к географ ический антагонист аллю вия,
будучи наиболее мощно развиты м в п ред горьях, особенно в областях с за­
суш ливым климатом, т. е. там, где аллю вий в собственном смысле слова к а к
раз недоразвит. Н аоборот, на равн ин ах влаж ны х клим атических поясов,
где наиболее типично и полно разви т аллю вий, пролю вий редуцирован.
Н аконец, пролю вий яв л яе тся конечным звеном в генетическом ряд у от­
лож ений водных потоков. Он топографически и исторически следует за
аллю вием, через которы й он связан с предшествующ им звеном ден удаци и —
сносом продуктов вы ветривания по склонам и сопряж енны ми с ними
своеобразными склоновыми отлож ениям и — осыпями, делювием и т. п.
Поэтому пролю вий не будет служ и ть предметом нашего внимания в
дальнейш ем.
По сущ еству аналогичное пролювию полож ение по отношению к аллю ­
виальны м отлож ениям речных долин занимаю т и отлож ения су б аквальных дельт на побереж ьях морей и крупны х озер. Н а р я д у с этим понять
законы их образования и строения можно только па основе совместного
изучения истории реки, с одной стороны, и моря пли озера, в которое она
впадает, с другой стороны. Л иш ь с того момента, когда дельта превращ ает­
ся в участок суш и, дальнейш ее н аращ иван и е ее в высоту происходит гл ав ­
ным образом под влиянием работы реки. Т олько самые верхние, надводные
горизонты ее осадков можно поэтому отнести к аллю вию .
Д ля того чтобы окончательно уточнить гран и цы п онятия «аллювии»,
следует остановиться еще на его соотнош ениях с ф лю виогляциальны ми
и озерными отлож ениям и. Т есная п арагенетпческая связь между флювпогляцпальиы м и и собственно ледниковы ми отлож ениям и заставл яет рас­
сматривать первые к а к одну из основных груп п генетического ряда лед­
никовы х образований1^ ш ироком смысле слова. Н адо, однако, сразу же
подчеркнуть, что было бы соверш енно неверным считать ф лю виогляциальнымп наносы всякой реки, питаю щ ейся за счет таян и я ледников. В таком
случае приш лось бы, повидимому, современные отлож ения К убани , Те­
река пли А м у-Д арьи отнести к ф лю виогляциальны м , т. е. к совершенно
10
иной генетической груп пе, чем наносы пх притоков, по берущ их начало
из ледников. П о, по сущ еству, ни в усл ови ях н акоп лен и я, пи в составе
между ними пет н икакой принципиальной разницы . Существенным п ри ­
знаком речного аллю вия, к а к мы видели выше, я в л яе тся его приурочен­
ность ко дну долины, одной из сторон разви тия которой он я в л яе тся. При
этом не играет роли — к ак о в главны й источник питания отлож ивш его
его потока. Следовательно, единственно правильны м реш ением будет
считать за флтовиогляциальпые только отлож ения талы х ледниковы х вод,
либо текущ их внутри самой толщ и льда \ либо по периферии ледника
вне речных долин 2. Эти потоки действительно явл яю тся к а к бы придатком
.ледника, неотделимым от пего п немыслимым без его сущ ествования. Они
как генетически, так н топографически вы ходят за рам ки нормально]!
сферы водной денудации, и -закономерности, которы м они подчиняю тся
и своем развитии, во многом сущ ественно р азн ятся от свойственных обыч­
ным рекам и их осадкам . Но к а к только талы е воды вступаю т в офор­
мленную ими самими долину, они перестаю т отличаться от обычной реки
и отложения пх становятся одной из разновидностей ал л ю ви я. Следова­
тельно, озы, камы н зандры но входят в предмет наш его рассм отрепия,
но отложения надпойменных террас рек Р усской равнины , в том число и
так называемые «долинные зандры», долж ны считаться разновидностью
аллю вия, II в дайной работе нм будет уделено некоторое место.
Что касается озерны х отлож ений, то они выделяю тся нами в особую
группу, противопоставляемую аллю вию . О днако к ней долж ны быть п ри ­
числены осадки далеко не всякого водоема озерного типа. К роме речного
русла II периодически заливаем ой поймы, для дна зрелы х речных долин
не менее типичны многочисленные озера н озерки, представляю щ ие либо
отшнурованные участки стары х речных русел (старицы ), либо заполнен­
ные водою депрессии аккум уляти вного рельефа поймы. Само сущ ествова­
ние этих водоемов всецело зависит от работы реки, а их осадки составляю т
закономерный п арагенезис со всей толщ ей аллю вия в целом. Поэтому
такие старинные Отложения следует считать лиш ь озерной фацией речного
»тлю вия.
До сих пор мы говорили об аллю вии только к а к об отлож ениях норм аль­
ных рек. Существует, однако, весьма распростран ен ная на земной п оверх­
ности категория временных потоков, периодически возникаю щ их на дне
сухих долин и оврагов во время сильны х дождей или снеготаяния. В озни­
кает вопрос — считать ли и их отлож ения аллю вием? Н а него можно отве­
тить только утвердительно. Д а, п оскольку они соответствуют прин­
ципиально той же самой форме водной ден удац и и ,— это аллю вий. П равда,
это аллю вий своеобразны й, ибо своеобразен реж им отлож ивш его его по­
тока, своеобразны и источники водного питания последнего. Однако ни
то, ни другое обстоятельство не может служ ить поводом для отнесения этих
образований к каком у-нибудь иному генетическому типу. В бассейне лю­
бой реки можно встретить и постоянные и временные потоки. Мало того,
одна и та же река в разны х отрезках своего течения обладает разны м
режимом, нередко начинаясь или кон чаясь к а к временный поток. Т аким
образом, имеются все переходы от рек с зарегулированны м , постоян­
ным в течение всего года расходом к потокам, ф ункционирую щ им лиш ь
в определенный сезон года. Т ак ж е и между аллю вием «нормальных» рек
и осадками
временных
потоков наблю даю тся
самые постепенные
переходы.
Поэтому не только отлож ения мелких ручьев, балок и оврагов влаж ны х
областей, но и накопления селевых потоков засуш ливы х стран, поскольку
1 Внутрилсдннковый тип — озы, камы.
2 Прилсдннкоиь й тип — зандры.
И
они образую тся в пределах оформленной долины *, могут с известным п ра­
вом считаться разновидностью ал л ю ви я, хотя есть ряд оснований рассмат­
ривать пх к а к особый генетический тип отлож ений. Мало того, даж е не­
постоянные щебенчатые иаиосы эфемерных, не каж ды й год возникаю щ их
потоков дна вади аф ри кански х и арави й ски х пусты нь, строго говоря,
являю тся зачаточной формой ал л ю ви я.
П равда, п оскольку во всех этих сл у ч аях недоразвит самый поток, то
и отлож ения его нетипичны; они часто плохо пли почти вовсе не сорти­
рованы, прихотливо перемеш аны с боковыми пролю впальны м п и делю­
виальны ми выносами. Законом ерности, свойственные типичному аллю вию ,
на их прим ере вы явить н ел ьзя. В связи с этим такие эмбриональны е (или
рудиментарные, рассм атривая их с иной стороны) формы аллю вия не будут
почти вовсе затронуты в дальнейш ем и злож ен и и. По к а к крайний тип их
всегда надо иметь в виду.
А ллю вий наиболее полно п всесторонне разви т в хорош о разработан ­
ных долинах постоянны х рек равнинны х стран. П олнота разви ти я аллю вия
явлц стся в этом случае только одной из х арактери сти к геоморфологиче­
ской стадии р азви ти я этих долин. Здесь аллю вий и наиболее разн ооб раз­
ный и наиболее мощный. Именно эти аллю виальн ы е отлож ения равнин,
в частности Р усской равнины , будут главны м объектом наш его исследо­
ван ия. Все остальны е типы аллю вия будут затронуты лиш ь бегло, по­
скольку это необходимо для вы яснения некоторы х общих вопросов, кото­
рые неизбежно возникнут перед нами. Т аковы точные рам ки последующего
и злож ен и я.
Гла ва
II
Н О Р М А Л Ь Н А Я СХЕМ А С Т Р О Е Н И Я
А Л Л Ю В И А Л Ь Н Ы Х С ВИ Т Р А В Н И Н Н Ы Х Р Е К
И ИХ ГЛАВНЫ Е Ф АЦИАЛЬНЫ Е П О ДРАЗДЕЛ ЕН И Я
Развитие взглядов на закономерности строения аллювия
равнинных рек
А ллю виальны м отлож ениям равнинны х рек посвящ ено не мало места
в геологической литературе, особенно в и сследованиях по четвертичной
геологии. Однако обычно речь идет почти исклю чительно о древнеаллю ­
виальны х тер р асах. Н а основании их изучения делаю тся, к а к п равило, все
выводы о ходе н акоп лен и я аллю вия и истории речных долин. Эти выводы
неизбежно страдаю т больш им субъективизмом , п ред ставляя в той или иной
степени гипотезы, дедуцированны е от не поддаю щ ихся точной проверке
общих умозаклю чений. И наче и не может быть, ибо древнеаллю вйальиы е
террасы сохранили лиш ь разрозненны е обры вки некогда сплошного
аллю виального п окрова дна долины, часто лиш енные сущ ественнейш их
фаций, а отлож ивш ая аллю вий рек а давно бесследно исчезла и ее
режим неизвестен.
П остроить надеж ную теорию возможно только н а основе исследования
современных речных русел и пойм. В их п ределах разви т весь ком плекс
аллю виальны х ф аций, реальны е соотнош ения которы х поддаются вполне
объективной оценке. В их пределах доступны непосредственному наблю ­
дению сам ход н акоп лен и я аллю вия и его связь с динам икой речного
1 Но не в пределах конусов выноса, где селевые накопления становятся у ж е фаппей пролювия.
12
потока. М ежду тем именно поймы остаю тся, в подавляю щ ем большинстве
случаев, вне поля зрения геологов. Те случайны е, разрозненны е описания
естественных обнаж ений или единичных буровы х скваж и н, которы е встре­
чаются обычно в литературе, не вносят больш ой ясности в вопрос. Д аж е
накопив их в значительном количестве, не всегда мож но получить п рави л ь­
ное представление об общих законом ерн остях строения пойм, ибо кон крет­
ные разрезы в их пределах отличаю тся очень больш им разнообразием .
Не только в долинах разн ы х рек, но часто в недалеко располож енны х
участках одной н той ж е долины они очень резко отличаю тся по составу
и последовательности смены различны х осадков. Т олько систематическое
и углубленное исследование, увязан н ое с наблю дениями над морфологией
долины п поверхности поймы, над динам икой ру сл а, над гидрологическим
режимом реки н т . п ., позволяет прптти к верным обобщ ениям. Совершенно
понятно поэтому, что среди геологов и до сих пор еще распространены
весьма противоречивы е и сбивчивые представления о строении аллю вия.
В 1878 г. В . В . Д окучаев одним из первы х в мировой н ау ке попы тался
сформулировать основные законом ерности в строении пойменных террас
равнинных рек. Он утверж д ал, что «замечательно постоянство в литоло­
гическом составе» слагаю щ его их ал л ю ви я. «На огромных п р остран ствах,—
писал о н ,— зам ечается обыкновенно в более н иж ни х горизонтах рассмат­
риваемых образований — господство глинисты х элементов с характерны м
синеватым окраш иванием , а в более верхних — песчаны х пли лёссовид­
ных». Кроме того, характерн о «залегание в этих об разован иях отдельных
изолированных котловин с торфянисты ми массами». К а к мы завидим да­
лее, обнаж ения, подобные описанному В . В . Д окучаевы м типу, действи­
тельно нередки на некоторы х из участков речных пойм. О днако они не
являю тся не только единственным, но даж е и господствующ им типом.
Н еправильность сделанного им обобщ ения зависит от двух причин: вопервых, оно основано на изучении слиш ком ограниченного количествен­
но н несоверш енного качественно фактического м атери ала; во-вторых,
и это гл авн о е,— над В. В . Д окучаевы м довлела п ред взятая идея об озер­
ном происхож дении всех больш их речных долин Р усской равнины . Вслед­
ствие этого он невольно вы бирал из наблю денных обнаж ений именно те,
в которых отлож ения озерного типа зал егал и в основании.
Необоснованность выводов В. В. Д окучаева подверг соверш енно сп ра­
ведливой кри ти ке С. Н . Н икитин в своей известной работе 1884 г. Он верно
истолковал смену различны х фаций в р азр е зах аллю вия пойм к а к следствие
миграции ру сл а по дну разрабаты ваем ой рекою эрозионной долины . П р а­
вильно были выделены им и три основные груп пы аллю виальн ы х фаций:
1) пески, отлагаю щ иеся «на м елководьях и вообще в местах с более быстрым
течением», т. е. в русле; 2) «серая более или менее в я зк а я глина», часто
битуминозная, раски слен ная до зеленоваты х тонов и содерж ащ ая ви­
вианит — «результат медленного осаж дения речного и озерного и ла
в стоячих л медленно текучих водах» зал и вов, заводей и стариц; 3) «глина
шоколадного или кофейного цвета», которая «обязана своим происхож де­
нием непосредственному отложению имеющего этот цвет речного и ла по
пойменным местам во время весенних разливов». С фацией «серой глины»
часто ассоциирую тся торф яники — «большей частью конечный резул ьтат
закры тия и зарастан и я растительностью преж них русел, оставленны х
рекой».
Однако, н ар яд у с этпми соверш енно верными полож ениям и, С. II. Н и ­
китин приш ел в ош ибочному представлению об отсутствии «какой-либо
правильной последовательности в чередовании всех этих аллю виальны х
пород». П ричиной такого отри цани я, несомненно, яви л ось сравнение
разрозненных н действительно очень пестры х обнаж ений верхних частей
аллю виальной толщ и, леж ащ и х над урезом меженных вод при отсутствии
13
буровы х м атериалов и систематического прослеж и ван и я изменения р аз­
реза вдоль русл а н у в я зк и его с геоморфологией поймы. Но С. Н . Н икитин
отвергал возможность какой бы то ни было правильности в строении
аллю вия даж е теоретически.
Я остановился довольно подробно на выводах С. II. Н икитина по­
стольку, п оскольку его громадный авторитет, несомненно, был одной из
важ ны х Причин, почему у нас надолго привилось отношение к ал ­
лювию, к а к к- беспорядочному чередованию песков, глин и суглинков,
в котором бесполезно и пы таться выяснить какие-либо закономерности.
П одобная точка зрения ш ироко распространена и до сих пор, и по
только за рубежом, но и среди русских геологов. Во всяком случае только
так можно истолковать, *наприм ер, х арактери сти ку аллю вия, даваемую
У . X . ТвенУофелом (1936, стр. 709): «... так к а к пойменные равнины со­
держ ат озера и болота и так к а к и тс и другие
меняю т свое полож ение вследствие осаж дения и
м играции рек и пх притоков, разви вается пере­
слаивание мергелей, а так ж е серого и черного
и ла озерной обстановки; черного ила и торфа
болотной обстановки; галечн иков, песков, спльтов и глин обстановки русла и разноцветных
глин и сильтов пойменной равнины . В различных
р азр е зах наблю дается больш ое разнообразие осад­
В В А Б В
ков. К огда реки блуж даю т по своим пойменным
Фиг. 1. Схема располо­ равнинам , особенно при условии выравнивания
жения речных отлож е­ поверхности, развиваю тся несогласия значитель­
ний, по Л. В. Пустона- ных размеров». Ещ е более определенно выска­
лону (1940).
зы вается в этом отношении М. С. Ш вецов (1931,
А — отлож ения
рурла;
стр. 75): «перечисленные факторы, беспорядочно
В — отлож ен ии долины;
В — отложении половодий. чередуясь и см еняя д руг друга, в результате ми­
грац и и р у сл а реки создают чрезвычайно пеструю
и неустойчивую карти н у строения осадка, что именно и яв л яе тся ха­
рактерной чертой пойменных отлож ений. Д в а . р азр еза, проведен­
ных на ничтожном расстоянии д руг от друга, могут вскры ть со­
вершенно различны й, трудно сопоставляемы й порядок напластования».
По сущ еству говоря, к той же точке зрения склоняю тся Д. В. П алпвкпп
(1933), а вслед за ним и JI. В. П устовалов (1940). П равда, они выделяют
среди речных отлож ений «три резко различны х типа: 1) отлож ения русла
реки, 2) отлож ения долины реки, 3) отлож ения половодий» (Н алнвкпн,
1933, стр. 221), соотнош ения которы х в плане рисую тся Л . В. Пустова­
ловым (фиг. 1) в виде п равильн ой зональной смены по мере удаления от
действующего русла. Н о, по сути дела, отлож ения русла в пх трактовке
представляю т аллю вий, находящ ийся в стадии ф орм ирования. Собственно
аллю виальной свите, уж е отлож енной толщ е осадков, соответствуют «от­
лож ения долины». Х ар актер и сти к а этих отлож ений ничем не отличается
у обоих названны х авторов от той, которая дана аллювию в целом
У . X . Твенхофелом и М. С. Ш вецовым. П устовалов, наприм ер, пишет (1940,
т. I, стр. 313): «Отложения долины прим ы каю т с обеих сторон к отло­
ж ениям р у сл а, но в зависимости от очертаний долины могут не быть
вполне симметричными. Здесь концентрирую тся отлож ения стариц, болот,
небольш их озер, миниатю рных дельт впадаю щ их в реки ручьев и дру­
гих притоков; иногда, при достаточной ш ирине долины, здесь же получают
развитие дюнные отлож ения. Болотны е и озерные осадки могут быть обо­
гащ ены торфом, сапропелитом и иным органическим веществом; местами
могут скопляться пресноводные известковы е отлож ения типа известковых
туфов. Все слои крайн е непостоянны и залегаю т линзообразно». Я бы
ск азал , что Л . В. Н али вкн н и Л . В. П устовалов делают даже известный
14
шаг назад по сравнению со схемой С. Н . Н и ки ти на, вы ры вая «отложения
половодий» из парагенезиса фацнй, с которы м они органически связаны,
т. е. из ком плекса «отложений долины», точно половодья протекаю т не в
самой долине, а где-то за ее пределами! Это мало понятное построение при­
водит к тому, что их представления не только но помогают разобраться в
«беспорядочном хаосе», каки м будто бы яв л яется аллю вий, но еще более
запутывают кар ти н у.
Однако мнение об отсутствии правильности в строении аллю вия по
выдерживает н икакой кри ти ки при сличении с фактами, особенно после
того к а к накоп и лся больш ой м атери ал по буровы м работам под мостовые
переходы, под гидротехнические сооруж ения и по поискам и разведкам
россыпных месторож дений. Н аоборот, оказы вается, что в подавляю щ ем
Фиг. 2. Геологический профиль через пойму р. Москвы.
С о л р е м е II и и и
а л л га в тг ir: 1 — с у г л и н к и ; 2 — с у г л и н к и и л о в а т ы е ; 3 — п е с к и м е л к о ­
зернистые; 4 — п е с к и с р е д н е з е р п н с т ы е с р е д к о й г а л ь к о й ; о — п е с к и р а э н о з е р и п с т ы е с г р а в и е м
п г а л ь к о й . Д р е в м е ч е т в е р т н ч п ы е о т л о ж е и и к: 6 — м о р и ч а . Д о ч е т в е р т и ч н ы е о б р а з о в а н п л: 7 — в е р х н я я ю р а ( г л и н а ) ; 5 — с р е д н и й к а р б о н ( и з в е с т н я к и ) .
большинстве случаев разрезы пойм построены весьма однотипно и обнару­
живают наличие двух очень вы держ анны х горизонтов. Это хорош о видно
из приведенных на фиг. 2, 3, 4 и 5 профилей, взяты х из разли чн ы х речных
долин Европейской части СССР. В ни зу располагается толщ а косослоистых
песков, иногда с гал ько й (или ж е галечников). Н а нее по довольно р ез­
кой волнистой границе налегает соверш енно иного типа свита тонкозерни­
стых глинистых или пы леваты х песков, мелкопесчаны х супесей и су­
глинков с тончайш ей н еп равильн о-горизон тальн ой слоистостью.
Среди русских исследователей представления о двучленном строении
пойм впервые в ясной форме и зл ож и л В. Р . В ильям с (1919, 1939), разв и в ­
ший его к а к составную часть своего учения о пойме, получивш его ш ирокую
известность. П озж е, независимо от В . Р . В ильям са, на тот же факт обра­
тили внимание и другие исследователи (Билибин, 1938; М ордвинов,1932;
Плюснин, 1936, 1938), сделавш ие из него, к а к увидим, сущ ественно иные
выводы.
З а границей, насколько мне известно, раньш е всего двучленное строение
речных пойм было установлено в США, где в этом отношении много помогло
изучение поймы р. М иссисипи. У ж е в 1898 г. в сводке по работе рек
11. К . Рассел (R ussel, 1898) указы вает н а него, хотя и в несколько неясной
форме. П озж е это подтвердилось д ля рек западной Европы , в частности
Германии (S taller, Bulol'f u. D ienem ann, 1931).
В настоящ ее время деление аллю вия речных пойм на два горизонта —
нижний галечно-песчаный и верхний супесчано-суглинисты й — можно
считать за твердо установленны й факт, имеющий значение ш ироко рас15
пространенного общего п рави л а. Это полож ение в р яд лп в зял ся бы оспа­
ривать кто-либо из геологов, сталкивавш ихся на п ракти ке с изучением
современного ал л ю ви я. Д вучленное строение последнего яв л я е тся , таким
100 М
<0 Ш Ш »
И
' г Ш М 13
Е Э 5
Ф иг. 3. Д ва профиля через пойму и надпойменные террасы р. Москвы.
Q j y — соврем ен н ы й
аллю вий; Q ^ y — соврем енны й дел ю ви й ; Q jY j
(«вюрмскнй»'» аллю вии;
a l — верхнеплейстоцеловы й
g l — м орена м аксим ального («рисского»)
оледенения;
Q^I f g l — ф л ю ви огл яц пал ьн ы е о т л о ж ен и я , подстилаю щ ие м о р е н у ..
J — глина;
2 — су гл и н о к ;
3 — су гл и н о к вал ун н ы й ; 4 — сугл и н ок иловптый; 5 — сугл инок
пылеваты й и сугл и ни сты й а л евр ол и т; в — суп есь ; 7 - су п есь пы леватая и суп есчан ы й алевролит;
S — п есо к тон к озерн и сты й глинисты й; 9 — п есок топ к озерн и сты й ; 1 0 — п есок м елкозернисты й;
11— п есок рэзн озерн п сты й ; 1 2 — гр а в и й и м ел к ая галька; 1 3 — к р уп н ая галька и валуны:
1 4 — шебень; 1 5 — растительны й д ет р и т у с и п рим есь торфа; 1 6 — породы верхн его карбона.
образом , одной пз сущ ественных законом ерностей, носящ их х арактер эмпирического обобщ ения, а отнюдь не абстрактны х теоретических построе­
ний. Д вучленное строение действительно при этом не только для равнин­
ных рек в узком смысле этого слова, но и для многих рек предгорий и
горны х стран с хорош о разработанны м и долинами. Наблю даю щ иеся
16
порою отклонения не могут, конечно, служ ить причиной отрицания суще­
ствования этого основного п рави л а. Тем не менее до спх пор имеются кр у п ­
ные ученые, особенно среди литологов, которы е соверш енно не учиты ­
вают его при общей характери сти ке особенностей ал л ю ви я, что было по­
казано выше на примере вы сказы ваний У . X . Твенхоф ела, М. С. Ш ве­
цова, Д . В . Н алп вкп на и Л . В . П устовалова. Подобное полож ение стоит
в связи с возможностью различной оценки значения отмеченной законо­
мерности. Е сли отвлечься от второстепенных деталей и неизбеж ны х инди­
видуальных оттенков в трактовке частны х вопросов, то можно выделить
в этом отношении два основных н ап равл ен и я.
Первое из них наиболее я р к о представлено у нас в СССР В. Р . В и л ьям ­
сом (1919, 1939) и некоторыми его последователям и. В. Р . В ильям с рас­
сматривает ниж ний песчаный горизонт пойм («нижние аллю виальны е
Фиг. 4. Профиль русла и поймы р. Оки в верхнем течении,
по А. И. Москвитину (1934).
Ч е т в е р т и ч н ы е о т л о ж е н и я : 1 — пойменны е су гл и н ­
ки и суп еси ; 2 ■
— п есн и с галькой; .3— делю вий; 4 — м орена;
5 — песк и
чистые;
6 — су гл и н к и
делю вио-гляциальны е.
Д о ч е т в е р т и ч н ы е
о т л о ж е н и я :
7 — У п и н ск ая
толщ а С,; 8 — М ал евко-м ур аевн и н ск ая толщ а С!;
9 — О оер ск о -Х о в а н ск а я толщ а D ,.
пески», по его терминологии) к а к несколько переработанны е талыми ледни­
ковыми водами «основную морену» или «нижние валунны е пески». Иными
словами, по его мнению, это наследие соверш енно иной климатической
эпохи, совершенно отличного от нынеш него реж им а стока рек, свойствен­
ного эпохе окончания оледенения. В последствии, когда реки стали
менее многоводными и вош ли в современные р у сл а, на пойме, п окры ва­
вшейся теперь только вешними полыми водами, начал отклады ваться
тоикоземистый наилок, давш ий начало верхнему, супесчано-суглинистому
горизонту.
В первоначальной своей форме гипотеза В . Р . В ильям са имела целы й
ряд совершенно неприемлемых с геологической точки зрен и я допущ ений,
сохранивш ихся полностью и в тексте посмертных изданий его «Почвове­
дения» (1939). Т ак , наприм ер, он допускал сплош ное распространение лед­
никовой «основной морены» по всей территории СССР и далеко за его пре­
делами, вклю чая даж е пустынные области Средней А зии, степи П ред­
кавказья и другие, никогда но покры вавш иеся четвертичными ледниками
области. Конечно, в настоящ ее время этн полож ения никем защ ищ аться
2
Т руды И Г II, вып. 135
17
не могут, но основное зерно его идеи сохранено его последователям и п до
наш их дней. Т ак , С. С. Соболев в 1934 п 1935 гг. связы вает смену ниж него
песчаного горизонта пойм верхним суглинисты м с постепенным «замира­
нием» реки в силу окончания последних стадий оледенения (гш иид. даун)
и началом послеледникового ксеротерм ического периода.
Но не только последователи В . Р . В ильям са, а и геологи, критически
относящ иеся к его основным полож ениям о пойме, ф актически становятся
часто на аналогичную позицию . Т ак , наприм ер, Г. Ф . М ирчиик (1947) в
докладе, сделанном в 1940 г. в М осковском обществе испы тателей п'рироды
и опубликованном значительно позж е, вы сказал точку зр ен и я, что ниж ний
песчаный горизонт пойм Верхней В олги и Оки явл яется свидетелем
особой «русловой» стадии их разви ти я, связанной с многоводными и
перегруж енны м и обломочным материалом потоками времени окончания
оледенения.
Фигг 5. Геологический профиль через пойму и II («пюрмскуго»)
террасу на левом берегу Волги близ г. Ульяновска.
надпойменную
I — осыпи п овраж ны е выносы; ? — гум усовы й го р и зо н т почвы; 3 — сугл и н к и гум уси ров аи пы е;
4 — сугл и нк и ; 5 — су п еси ; 6 — су п еси л егк и е и пы левато-глинисгы е песк и ; 7 — су гл и н к и илова­
тые; 8 — су п еси иловатые; 9 — иловаты е глинисты е песк и : 1 0 — п еск и т оп к о- и м елк озерн и сты е;
I I — песк и ’ м елкозерпнеты е; 1 2 — п еск и разнозер и исты е; 1 3 — п еск и разпозер и псты е с галь к ой ;
1 4 — глинисты й торф , 1 3 — оглееипы е породы .
А налогичные воззрения встречаю тся и у ряда западны х исследовате­
лей. П р авд а, не всегда ниж ние песчаные горизонты современных пойм
связы ваю тся при этом с концом оледенения. Т ак, наприм ер, соавторы тома
«Аллювий», входящего в состав «H andbuch der vergleicliende S tra tig ra phie D outschlands» (S taller, Btiloff u. D ienom ann, 1931), единогласно счи­
тают всю толщу пойм германских рек послеледниковой. Однако они все
сходятся на том, что оба слагаю щ ие ее горизонта соответствуют разным
эпохам, отличавш имся друг от друга и по кли м ату и по положению ба­
зиса эрозии (уровень Северного и Балтийского м орей', определявш ему
смену фаз эрозии и ак кум ул яц и и . Особенно четко проводит эту идею
Р . Граман (G rahm ann) в разделе, посвященном бассейну Эльбы. Он со­
поставляет «нижние пески» эльбекой поймы с литориновым временем, а
кроющие их суглинки (Auelehm , Schlick) с концом атлантического вре­
мени, когда понизился уровень Северного моря и одновременно возросло
18
поступление тонкого обломочного м атери ала н реку за счет интенсивного
химического вы ветрпвапня во влаж ном н теплом клим ате.
Все перечисленные выше вы сказы ван ия, независимо от различий в де­
талях, объединяются одним общим принципиальны м допущ ением. Они
рассматривают оба горизонта, различаем ы х в аллю виальн ы х наносах сла­
гающих поймы, во-первых, к а к разновозрастны е образован ия; во-вторы х,—
как образования, свидетельствую щ ие об изменении реж им а реки во вре­
мени. При таком подходе к вопросу двучленное строение современных
пойм не может рассм атриваться к а к законом ерность, п рисущ ая всяким
аллю виальным отлож ениям , независимо от их геологического возраста.
Скорее оно долж но пониматься лиш ь к а к специфическая особенность по­
слеледникового аллю вия, св язан н ая со своеобразными чертами голоце­
повой истории-Земли. Если бы это было так, то, быть мож ет, оказали сь бы
правы и те ученые, которы е считают характерн ой чертой аллю вия именно
отсутствие правильности чередования фаций.
Внимательное изучение вопроса убеж дает нас, что подобная точка зре­
ния несостоятельна. А вторы , придерж иваю щ иеся ее, ф актически рассмат­
ривают накопление аллю вия в отры ве от процесса разработки речной до­
лины. Сознательно или невольно, но в той пли иной мере они всегда исхо­
дят из формального понимания концепции чередования ц и к лов эрозии
н аккум уляции. В начале река вы резает свою долину, затем, по окончании
эпохи эрозии, на дне уж е готовой долины отлагается аллю вий в силу обу­
словленного какими-то внешними, привходящ им и причинами наруш ения
достигнутого было состояния равн овеси я. Вот, в грубой схеме, ход их рассуждений, в корне н еп равильны й. Мы уж е подчеркивали выше, что аллю ­
вий есть такой ж е неотъемлемый элемент любой эрозионной долины, к а к
и ее внешние морфологические элементы. А ллю вий зарож дается с самого
начала работы водного потока. Его накопление — столь ж е неизбеж ное
следствие последней, к а к и сама эрозия. Н ет и не может быть эрозионной
долины, находящ ейся на какой-угодно стадии морфологического р азв и ­
тия, с дном которой не был бы связан аллю вий, хотя бы в зачаточной
своей форме.
По мере разр аботки дна долины видоизм еняется и его аллю виальны й
покров, приобретая все более и более мощное разви тие и все более сложное
строение. О бъяснение законом ерностей последнего надо и скать поэтому
прежде всего в особенностях работы водного потока в разны е фазы его
развития, в особенностях реж им а этого потока. Только те черты строения
аллю вия, которы е необъяснимы с этой точки зр ен и я, долж ны толковать­
ся как следствие каки х-то внеш них, п ривходящ и х причин.
Именно с этой позиции д ля нас становится ясны м, что деление аллю ­
виальных свит современных пойм н а два горизонта не яв л яе тся чем-то
исключительно им свойственным, но представляет общую закономерность,
характерную для аллю вия хорош о разработанн ы х речных долин вообще,
независимо от их геологического возраста. В самом деле, пойму и русло
нельзя рассматривать к а к два соверш енно н езави сящ их друг от друга эле­
мента. Н аоборот, любой участок поймы некогда был зан ят руслом , сме­
стившимся затем в сторону. Эту, к азал о сь бы, прописную истину нередко
забывают при толковании р азрезов ал л ю ви я. М ежду тем она объясняет
весьма и весьма многое. У слови я н акоп лен и я осадка в русле и на пойме
принципиально отличны. В русле образую тся почти исклю чительно га­
лечники и пески, заносящ ие дно долины по мере смещения русла.
И только поверх н и х, из медленно текущ их вод р азл и вов, может отлож иться
тонкий глинисто-песчаный м атери ал. Т а к ф ормирую тся те два горизон­
та, которые обычны для р азрезов пойм. Это лиш ь две фации аллю вия, про­
должающие отлагаться н а наш их г л а за х , отлагаю щ иеся всегда, в любую
геологическую эпоху любой рекой, если только она имеет паводки и течет
2*
19
по достаточно ш ирокой долине. В сегда неизбеж но они будут лож и ться
д руг на друга в. виде двух обособленных горизонтов, ибо они соответствуют
двум следующим д руг за другом стадиям р азв и ти я данного участка пой­
мы в ходе боковой м играции русл а реки, реж им которой может при этом
оставаться соверш енно неизменным. Т аково второе н ап равлен ие в истол­
ковании причин двучленного строения больш инства р азрезов современ­
ных пойм,- н ап равлен ие несравненно более п равильн ое и научно обосно- ванное.
Н адо сказать, что идеи, леж ащ ие в его основе, не новы. Они являю тся
лиш ь дальнейш им развитием мыслей, неоднократно вы сказы вавш ихся
в литературе, начин ая с последней четверти прош лого столетия. У ж е
С. И . Н икитин (1884) подчеркивал реш аю щ ее значение перемещ ений р у ­
сла реки в р азработке дна долины и отлож ения ал л ю ви я. Но хотя им и
были выделены фации русловы х песков и р азл и вов полы х вод, он не су­
мел верно оценить пх соотнош ения в р азр езе. В последствии многие уче­
ные вплотную подходили к правильном у истолкованию вопроса, но мне
неизвестно ни одного дореволю ционного русского и ни одного и ностран ­
ного автора, которы й довел бы свои рассуж ден и я до логического конца
п сделал бы и з них сколько-нибудь ш ирокие общие выводы Г
Л иш ь за последние 15 лет в советской геологической литературе р а з­
виваемая нами- точка зрения п олучи ла серьезное обоснование. Впервые
четко ее сформ улировал в 1932 г. А. И. М ордвинов в небольш ой заметке
о пойме р. Т и хви н ки , к сож алению , оставш ейся не замеченной больш ин­
ством геологов. В 1936 и 1938 гг. сходные взгляды , но в значительно более
туманной форме, вы сказал И. И. Плю снии (1936, 1938). Гораздо дальш е
пошел по этому пути Ю. А. Би лпбп н, давш ий в своей книге по геологии
россыпей, опубликованной так ж е в 1938 г., целую теорию строения и
формирования аллю виальн ы х отлож ений. Им в основном правильно были
подмечены главны е ведущие законом ерности, хотя некоторая узость и
односторонность полож енного в основу м атери ала и не п озволи ла ему из­
беж ать ошибок и сделать все необходимые выводы.
Н есмотря на больш ой интерес идеи, развиты х А . И . М ордвиновым
и К). А. Билибины м, они не получили у нас ш ирокой известности и п ри ­
зн ан и я. Д аж е такой проницательны й исследователь н глубокий знаток
четвертичных отлож ений, к а к Г. Ф . М ирчпнк, недооценил пх и по сущ еству
игнорировал в своих последних работах. П равд а, в статьях некоторы х ис­
следователей вы сказы вались иногда по сущ еству сходные мысли, по, к а к
правило, они не п олучили не только дальнейш ей разработки, но нередко
даж е облекались в гораздо менее ясную форму. П римером может служ ить
1 В доказательство мояшо привести очень много выдержек. Я ограничусь только
двумя.
И. К. Р ассел в упоминавшейся у ж е книге (R u ssel, 1898) пишет, например, что при
смещении русла по дну долины в ходе развития меандров «один берег постоянно сре­
зается п снесенный при этом материал частично переоткладывается ниже по течению
на другой стороне, одновременно сортируясь. Так образуется равнина с плоской по­
верхностью, покрытой глинистой плодородной почвой, которая сменяется к основа­
нию все более и более грубым материалом». Д алее он указывает, что эта равшш а за­
топляется полыми водами и потому носит название заливной рапшшы (flood p la in —
пойма). В половодье, «по выходе из главного русла, воды теряют скорость и тот ил,
который они несли во взвешенном состоянии, в значительной части осаждается».
Этот ил «наращивает равнин}- новым пластом плодородной почвы».
Еще более определенно высказывается В. М. Дэвис (D avis, 1911— 1924). Он го­
ворит, что «все части поймы (Аис) подстилаются гравием п галечниками, подобными
встречающимся в реке...» и ч т о « ... воврем я половодья, главным образом вблизи реки,
осаждаются песок и ил и повышают здесь пойму».
Аналогичные попутные замечания можно найти в работах А. Фплиппсона (P hi 1lippson, 1924), А. Пепка (Penck, 1924) п т. д. По пи в одной из них строению аллювия
не посвящается сколько-нибудь серьезного внимания.
20
статья Г. А. М аксимовича, оп убли кован н ая в 1941 г., которая даж е не­
сколько запуты вает вопрос, четко поставленны й его предш ественниками.
Т олько в самые последние годы п оявились работы Н . И . Н и кол аева (1946,
19473) п Г. И. Горецкого (1947), развиваю щ ие эти идеи в несравненно бо­
лее полной п общей форме х. О днако и в них не сделано нуж ны х выводов
из принципиальны х установок авторов, не дано п разверн утого и злож е­
ния динамики процесса ф ормирования ал л ю ви я, приводящ его к у к а зан ­
ным выше особенностям его строения. Все это побуж дает м еня, поскольку
я стою на тех ж е позициях, остановиться на обосновании основных законо­
мерностей строения и ф ормирования аллю виальн ы х свит, слагаю щ их
современные поймы наш их равнинны х рек, возможно более подробно.
Быть может, начало моего и злож ен и я п окаж ется даж е слиш ком элемен­
тарным по форме, но это вы зы вается необходимостью избеж ать в даль­
нейшем всяких недоразумений и вы работать четкую и определенную
терминологию.
Русловой и поименный аллювий как две главные группы
аллювиальных фаций и два главные горизонта разрезов
пойм равнинных рек
Развитие эрозионной долины, к а к известно, начинается в большинство
случаев с «юного» V-образного кан ьон а плп ов р ага, дно которого почти
целиком занято руслом. Н а этой стадии разви ти я долины в ее пределах еще
не накапливается постоянного ал л ю ви я. Тот галечнпковы й плп песчаный
русловой нанос, которы й отлагается рекою во время спада воды, в большей
своей части смещается вновь вниз по течению во врем я следующего п а­
водка, когда расходы и скорости воды резко возрастаю т. Т олько кое-где
на вогнутых сторонах изгибов р у сл а скап ли вается небольш ое количество
более постоянного ал л ю ви я, образую щ его зачаточную п р и р у с л о в у ю
о т м е л ь , смыкаю щ ую ся со ш лейфами прилегаю щ его склон а (фиг. 6,
I). Однако по мере разви ти я м еандров и усиления бокового смещения р у ­
сла один из склонов долины начинает отступать и ее дно расш и ряется.
На противоположной стороне реки, на месте, покинутом руслом, образует­
ся площ адка, слож енная у ж е постоянным р у с л о в ы м а л л ю в и е м
(фиг. 6, I I ) . Эта площ адка еще не ш и рока, к а к и дно долины в целом. В силу
узости последней, увеличение расходов воды в паводок вызывает рез­
кое поднятие у ровн я реки. П оэтому глубины и скорости во время поло­
водья даже вне гран и ц меженного р у сл а значительны и динам ика отло­
жения аллю вия на всем поперечнике долины п ринципиально однородна.
Всюду преобладает накопление влекомы х наносов, взвеш енные же наносы
выносятся рекою н иж е по течению. О голенная гал еч н ая или песчаная
площ адка, образую щ аяся с ты ловой стороны смещающ егося русл а, с этой
точки зрения не может еще быть н азв ан а поймой в собственном смысле
слова. По сущ еству она представляет собою лиш ь ту ж е разросш ую ся
первичную п р и р у с л о в у ю и л и б е р е г о в у ю о т м е л ь , что
и на предыдущей стадии разви тия долины 2. Но в то ж е время морфоло1 Следует отметить, что тех ж е принципов в своей практической работе придер­
живался п А. И. Москвитин. К сожалению, однако, он нигде своих представлений
о строении аллювия не опубликовал.
- Песчаные и галечные отмели на вогнутых сторонах речных излучин нередко
называют в литературе «пляжами», «косами», «бечевниками». Т акая терминология не
может быть признана удачной. П од пляжем обычно понимается в геологии абразион­
ная площадка, выработанная прибоем на берегу моря или озера. Не следует поэтому
тем ж е словом обозначать совершенно иное генетическое образование. По самому своему
смыслу слово «коса» гораздо более подходит к узким намывным песчаным мысам,
21
I В Ш
' '
Л°пвР&Ч1,ые профили долины в три по
следоватепьные стадииееразвития
Положение подмываемого берега
в предыдущую фазу
------------------------- » - Направление смещения русла
—
1оризонт мет енны х вод
§
1 Горизонт высоких вод
р -Русло
б - Ьечевник
по -Прирусловая отмель
п -Пойма
At
Русловой ал лю вий
!>.
Пойменный аллю вий
К |(у'йЖ=1 Склоновые отложения
Ф ил 6. Схема начальных стадий развития поймы в эрозиоппой долине.
гпчески она уж е я в л яе тся з а ч а т о ч н о й ф о р м о й
п о й м ы , ибо
на ее п овер х н о сти . начинаю т зак л ад ы в ать ся типичные для последней
аккумулятивные формы рельефа.
При дальнейшем расш ирении дна долины услови я н акопления аллю ­
вия внутри меженного русл а и вне его пределов становятся резко р аз­
личными. Это стоит в связи с двум я взаимно связанны ми причинами.
Во-первых, теперь уж е не требуется такого резкого подъема уровня
реки для пропуска паводковы х расходов, к а к раньш е. Зн ач и тель­
но меньшее его повышение обеспечивает полностью 'гром адны й прирост
плошади живого сечения. Высота паводков ум еньш ается, а следовательно,
становятся меньше глубины п скорости полы х вод (фиг. 6 ,111). В о-вторых,
уменьшение скоростей делает возможным укоренение растительности,
которой ранее у гр о ж а л а опасность быть сорванной паводком или засы ­
панной песком. Дно Долины п окры вается кустарн икам и , лесами п лугам и.
Это резко увеличивает ш ероховатость л о ж а полы х вод, увеличивает их
трение о дно и еще более пониж ает скорости. В лекомы е донные наносы
не могут более выноситься за пределы р у сл а далее, чем до границ узкой
прирусловой полосы. Н аоборот, взвеш енные наносы получаю т возможность
оседать из медленно текущ их, а местами и почти стоячих разли вов. П о­
верх руслового аллю вия первичной береговой отмелп начинает форми­
роваться толщ а то'нкопесчаного, супесчаного, или суглинистого перио­
дического н аи л ка — п о й м е н н ы й а л л ю в и й 1. С этого момента
можно считать законченны м цроцесс превращ ения прирусловой отмели
в п о й м у в строгом смысле этого слова 2
Вопрос о возрастном соотношении ниж него руелового гори зон та,алл ю ­
вия с верхним пойменным горизонтом будет подробно разоб ран в дальТнейшем. Сейчас отметим лиш ь, что их следует рассм атривать, прежде
всего, как две фации или, вернее, к а к Две груп п ы фаций, формирующ иеся
одновременно рядом д руг с другом, ('м ена их в р азр езе, к а к у ж е было
указано, ни в коем случае не яв л я е тся свидетельством изменения клим ата
или режима реки, но есть простое следствие горизонтального смещения
русла при неизменном реж име.
Действительно, обращ аясь к строению современных пойм, мы уб еж ­
даемся в громадном сходстве, а чащ е всего и в полном тождестве состава
погребенных русловы х отлож ений и современных русловы х наносов. Где
вдающимся вглубь моря, озера или реки. В частности, типичными косами нередко
оканчиваются с низового конца и прирусловые отмели, отделяясь здесь от берега у з­
кой заводью. Что касается до термина «бечевник», то Ф. П. Саиарёнский (1939) пред­
ложил применять его к наклонной эрозионной площадке, дифференцирующейся в
основании крутого подмываемого склона долины. Такое его употребление вполне
рационально, но оно исключает применение его к аккумулятипной прирусловой
отмели.
1 Термины «пойменный» и «русловой» аллювий в том ж е смысле предложены были
еще в 1932 г. А. И. Мордвиновым. И. И. Плюснин (1936) назвал их позж е «просхозогенны.м» п «потамогенным» аллювием. Мы предпочитаем терминологию А. И. Мордви­
нова, с одной стороны, соблюдая правило приоритета, с другой стороны,из соображ е­
ний нерациональности введения в науку без особой нужды новых громоздких
греческих словообразований. Ю. А. Билибин (1938) пойменные фапнп аллювия
называет в своей работе «пламн», что совершенно неправильно, ибо не соответствует
их лптологпческому составу и но отражает их генезиса; выражением «пойменный
аллювий» он обозначает всю свиту, слагающую современную пойму в целом. Это также
нельзя признать удачным, ибо ппжппе горизонты последней генетически связаны
с руслом.
2 Из сказанного вытекает, что нельзя песчаные береговые отмели вогнутых сторон
речных излучин именовать «прирусловой поймой», как это иногда делают некоторые
геологи. Это следует заметить тем более, что последователи учения В. Р . Вильямса,
как увидпм ппжс, под тем ж е названием понимают совершенно иной элемент
дна долины.
23
в русле отклады ваю тся галечн ики, там галечн ики слагаю т и основание
пойм. Где в русле накапли ваю тся м елкие пески, из мелких песков состоит
и ниж ний горизонт аллю вия в пределах поймы. Е сли бы за время форми­
рован ия поймы заметно
изм енился реж им реки,
это неизбеж но сказалось
бы на средних и пре­
дельных скоростях то­
чения, к а к в межень,
так и особенно в па­
водок .
Следовательно,
должны были бы н а­
блю даться
ощутимые
разли чи я в м еханиче­
ском составе новейш их
а о п более древних р у с­
и к ловых
наносов. Ведь
з 5 (Следует вспомнить, что
и о |согласно известному заg*:| [кону Эрп, вссаХ иличто
5 то ж е, объемы) влеко­
С
Я
— о
мых по дну частиц про­
Q£
шестой
°Снt£ порци он альны
п . степени, ауганейные р аз­
к емеры — квад рату скоро­
с т и . Следует вспомнить
так ж е, что в верховьях
наш их
о ГЛ больш инства
3 . равнинны х рек, н ап ри ­
мер В олги и К амы ,
2 2 имеется достаточно ис­
га 2 точников грубого обло­
К
"
Я еч
мочного м атери ала, ко ­
торы й мог бы тран с­
п ортироваться вниз по
течению в случае боль­
t=C 3
шей многоводности и
с- я
скорости течения рек в
недавнем геологическом
прош лом.
Зн ачит ли все ска’ занное выше, что м ож ­
но отрицать вообще су­
щ ествование колебаний
кли м ата на протяж ении
послеледникового вре­
мени? Отнюдь нет. Т а­
кие кол еб ан и я, несом­
ненно, имели место, но
не в них кроется при­
чина двучленного стро­
ения больш инства р а з­
резов пойм. Она залож ена целиком в м еандрпрованпп рек, в смещении их русел, е
продолж аю щ емся и до наш их дней процессе разработки речных долин
в ш ирину.
24
Чтобы еще убедительнее п оказать, что одного этого явл ен и я достаточ­
но для возникновения даж е наиболее обш ирных пойм наш пх крупны х рек,
достигающих порою 10— 15, а местами и более чем 20 км ш ирины , обра­
тимся к скорости смещения русел в настоящ ее врем я. Следует различать
две категории этого процесса. В о-первы х, порою происходят внезапные
прорывы рек, в течение одного-двух лет проклады ваю щ их себе новые
русла, отстоящие от стары х иной раз на целы е километры . Сюда
4км
—
Ч7 7 7 Л
I
з
Фиг. 8. Участок поймы р. Окп у с. Дмитриевы Горы (ниж е г. Елатьмы).
1—
граница поймы; 2 — I н ад п о й м ен н а я т ер р а са ; 3 — в о д о р а зд е л ь н о е плато; 4— г о ­
р и зо н т а л и рельеф а на п ой м е.
относятся процессы дрооления реки на р у к а в а и спрям ления меандров.
Во-вторых, имеет место более медленно, но непреры вно протекаю щ ий
процесс бокового подмыва, вызываю щ ий общее боковое смещение русла
и постепенную миграцию меандров вниз по течению.
Наиболее эффектны процессы первой категории. Они происходят на
глазах людей. В качестве прим ера приведу следую щ ее. В работе Б . В. П о л я ­
кова по гидрологии Д она (1930) приведены данные но спрямлению
одной из его излучин у ст. П отемкинской. З а 15 лег русло сместилось на
1—2 км (фиг. 7). Н а р. Оке ниж е г. С пасска Р язан ск о го у с. К пструсс
еще в 1927 г. на навигационной карте была п о к азан а в качестве основного
судоходного пути к р у та я и злучи на реки, подходящ ая непосредственно
25
к этому селу. В настоящ ее время ее ш ейка п рорван а и главное русло про­
ходит в 6 км ю жнее у правого коренного склон а долины (см. фиг. 36).
Н е менее я р к и й пример свежего проры ва ш ейки м еандра можно ук азать
на той ж е Оке ниж е устья р. М окши у с. Н ары ш кин о. Здесь старая и зл у ­
чина еще не отш нуровалась и в половодье доступна для судоходства.
Н а ее берегах даж е сохранились береговые зн аки речной обстановки
(см. фиг. 11). Н и ж е по Оке у с . Д митриевы Горы больш ая и злучи на, ныне
превращ енная в старицу-затон, полностью отделенную от реки в своем
верховом конце, п оказан а еще на стары х 10-верстных к а р тах к а к главное
4
0
4
8
12
16км
Фиг. 9. Изменения конфигурации русла р. В олги в районе г. Ульяновска за 70 лет
по картам съемки 60-х годов X IX века (слева) и 30-х годов X X века (справа).
Контуром показаны границы поймы.
русло, хотя проры в се ш ейки сущ ествовал у ж е тогда (фиг. 8). В этом слу­
чае смещение русл а достигло 5 км и оно перем естилось от поднож ья п р а­
вого к подножью левого склона долины на всю ее ш ирину. В значитель­
ной мере таким и ж е быстрыми проры вам и реки с образованием новы х и
заносом стары х протоков объясняю тся те громадны е перемены в конф и­
гурац и и русла В олги ниж е гор. У л ь ян о в ск а (фиг. 9) и во многих других
местах, которы е обиаруяш ваю тся при сличении стары х к ар т с современ­
ными. К ак видно из фиг. 9, за срок около 70 лет смещения местами
достигаю т 1—4,5 км .
Но и вторая категори я процесса — медленная м и грац и я русл а в силу
бокового подмыва — за длительное время приводит к весьма крупным ре­
зультатам . О темпах этого процесса можно судить по р яд у примеров. Т ак,
в упоминавш ейся уж е работе Б . В. П о л як о ва (1930) приводится сравнение
данны х съемок русл а р. Д она у К ум овского переката, произведенных
в 1927 и 1928 гг. (фиг. 10). В резул ьтате сравн ен и я, видно, что наметилось
26
общее смещение излучины вниз по течению, причем величина сопровож­
дающих его деформаций достигла в некоторы х у ч астках берега 120 м.
Очень яр к у ю иллю страцию п редставляет так ж е смещение русл а Д она
у ст. Терновской за срок 16 лет (см. фиг. 7, Б ). В другой работе
того же автора (1938) указы вается, что В олга у С аратова за 10 лег
переместилась на полную ш ирину р у сл а, т. е. см ещ алась со ско­
ростью 100 м в год.
Конечно, не всюду темпы подобных деформаций достигают столь боль­
ших значений. Т ак , наприм ер, О ка под Р язан ь ю , под Спасском и в некото­
рых других п у н ктах, несмотря на свою крайню ю извилистость, об н аруж и ­
вает относительное постоянство в располож ении ру сл а, п конф игурация
ее меандров мало .изменилась за последние 60—80 лет. Однако вниматель­
ное сравнение к а р т разн ы х годов съемок и здесь об наруж ивает достой­
ные внимания перемены. Е сл и сравнить к а р ту О ки, составленную Окской
оппсной партией в 1879 г ., с картой м еж ен­
ного ф арватера О ки 1927 г. для отрезка н е­
посредственно ниж е Р я за н и , то удается у ста­
новить, что местами русло сместилось за этот
срок на 75—200 м. У Нижне-Вышгородсхсого
переката река п рибли зилась к правом у корен ­
ному берегу на 150 м, у с. Л ьгово отош ла от
него местами на 75 м, верш ины некоторы х и з­
лучин ниже Р я за н и сместились вниз по тече­
нию на 180—£00 м и т. д. Средний темп миг­
рации русла за 48 лет доходит здесь до
1,6—4,2 м в год и лиш ь на отдельны х отрезках
до нуля. Н асколько эти изменения сущ ествен­
ны, можно видеть так ж е при сравнении кон ­
фигурации Оки у устья М окш и на старой
3-верстной карте и на современной (фиг. 11).
Д аж е миним альны х у казан н ы х выше тем­
пов вполне достаточно для объяснения фор­
мирования современных пойм в силу одного
только перемещения русел, если учесть отре­
зок времени, в течение которого они были соз­ Фиг. 10. Деформация
даны рекою. В покровны х суглинисты х по­ р усла р. Д она на К ум ов­
родах поймы Оки, Д она, С. Д онц а, Д непра и ском перекате в течение
одного года,
других рек находятся нередко остатки поселе­
ний и временных стойбищ древнего челове­ по Б .В . Полякову (1930).
ка. Такие случаи
приведены
в работах
В. А. Городцова (1928), П . П . Ефименко (1934) и других археоло­
гов. Прп этом с верхним пойменным горизонтом оказы ваю тся связанны ми
стоянки, датируемые вплоть до ранней бронзы и даж е раннего неолита.
Надо, кроме этого, учесть, что с пойменными дюнами связаны н находки
макролитпческпх типов орудий, а остатки к у л ьту р ы , близкой к тарденуазской, по условиям своего зал еган и я на первых надпойменных тер р а­
сах, заставляю т думать, что во время ее сущ ествования на райиинах во­
сточной Европы эти террасы уж е не зал и вал и сь полыми водами и начали
формироваться современные поймы (Ефименко, 1938). И з этого можно сде­
лать только один вывод: возраст пойм на многих круп н ы х рек ах дол­
жен исчисляться цифрой п оряд ка до 10000 лет, во всяком случае не менее
8000 лет. Д ля того, чтобы путем бокового подмыва п медленной миграции
меандров вниз по течению за такой срок могли возни кн уть поймы ш ири­
ною в 10 км, достаточно среднего темпа м играции р у сл а п оряд ка 1— 1,5м ,
в год. Это вполне соответствует приведенным выше данным о современной
скорости процесса.
27
Фпг. 11. Изменения конфигурации русла р. Окп ниж е устья р. Мокши.
С л е в а — к о н ф и гу р а ц и я р у сл а по ст а р о й т р ех в ер ст н о п к арте; с п р а в а — по соврем ен н ы м съем ­
к ам . П р я м о у го л ь н а я к оор д и н а тн а я сетк а на левом ч ер т еж е н ан есен а п р и б л и ж ен н о . Ж ирны м к он т у­
ром обведены гран и ц ы поймы .
Старинный аллювий и ого положение в разрезе речных пойм
Е сли ограничиться излож енной выше двучленной схемой строения ал­
лю ви я, н ел ьзя получить вполне верного представления об основных за­
кономерностях строения аллю виальн ы х свит современных пойм. У ж е
С. Н . Н икитин (1884) выделил н ар яд у с типичными русловы ми и поймен­
ными отлож ениям и в качестве равноправной с нпмп фацнн «серые глины»—
осадки, по сущ еству, озерного обли ка. И в этом он был прав.
Н аско л ько сущ ественную роль могут играть порою озерные фацнн
в аллю вии речных долин, можно судить хотя бы по вы копировкам нз то­
пограф ических к ар т некоторы х участков пойм рек Окп, М окши и В олги,
представленны х на фиг. 12. Д л я этих случаев нетрудно подсчитать, что
открытыми водоемами озерного типа зан ято до 10% площ ади этих участ­
ков. Если ж е присоединить сюда многие болота и болотца, являю щ иеся
итогом зар астан и я озер, а так ж е полностью занесенны е осадками и вовсе
не выраж енны е на топографической карте, но сущ ествовавш ие ранее
водоемы, то этот процент возрастет д ля некоторы х площ адей до 20—25
п даж е больше.
Н е все эти водоемы озерного тина одинаковы по своей морфологии
п генезису, а поэтому и не все отлож ен п я, образую щ иеся в них, занимают
одно и то ж е место средп других фаций ал л ю ви я. Ч асть м елких водоемов
28
я в л я е т с я в т о р и ч н ы м и в том с м ы с л е , ч то о н и в о з н и к л и в с и л у за п о л н е н и я
в одою д е п р е с с и и а к к у м у л я т и в н о г о р е л ь е ф а п о в е р х н о с т и п о й м ы у ж е п о ­
сл е т о г о , к а к о н а в п о л н е о ф о р м и л а с ь . П о д о б н о е я в л е н и е ст о и т в с в я з и с з а ­
стоем п о л ы х в о д п о с л е с п а д а п а в о д к а п а в о д о у п о р н о м с у г л и н и с т о м п о к р о в е
попм ы п л и ж е с о б щ и м п о д ъ е м о м з е р к а л а г р у н т о в ы х в о д п о м е р е у д а л е ­
н и я р у с л а , м и г р и р у ю щ е г о к п р о т и в о п о л о ж н о м у с к л о н }' д о л и н ы , н у х у д -
’ 4
оз. За во д ь^
Юрьево
-
оз.Ш огово
рз. Н и зен ькое
„ 03.
Зю ково
Г
м
■I •
гТ
НаЩ(Г
О*
Мыс Доброй
* Надежды
г.
t I ЩЗатонА и _
\\/u V c * } i0
* \/
i
1
О
1
Ьгп-П- — 1
Q
.
Э нм
1
Фиг. '12. Озорные участки современных пойм некоторых рек Русской равнины.
Н в ср х у — пойма р. В т г н у с. Вгтзохжа м-гжду С ызранью и Х вал ы нск ом (правы й бер ?г рек и);
iniii.,y с л ев а — пойма р. Мокши у с. Мыс Д о б р о й Н ад еж д ы , н и ж е устья р. Ниы; в н и зу с п р а в а —!
пойма р . Оки у с. Ч у д ь , н и ж е г. М урома.
ш ел вя д р е н а ж а д а н н о г о у ч а с т к а ее д н а . Э то о б у с л о в л и в а е т и зб ы т о ч н о е
увл аж нен ие деп р есси и р ел ь еф а , вн ач ал е бы вш и х су х и м и , п х за б о л а ч и ­
ван ие, а и н о г д а п з а п о л н е н и е о з е р к а м и . « В т о р и ч н ы е» в о д о е м ы п о п м ы м о ­
гут быть п п о с т о я н н ы м и и в р е м е н н ы м и , п е р е с ы х а ю щ и м и в м е ж е н н о е
врем я. И х о т л о ж е н и я и п о в р е м е н и в о з н и к н о в е н и я в и с т о р и и п о п м ы , н
во у сл о в и я м п и т а н и я в о д о й
н н а н о с а м и , и н о п о л о ж е н и ю во б щ е й с х е м е
р а зр е з а а л л ю в и я т е с н о с в я з а н ы с гр у п п о й ! п о й м е н н ы х ф а ц и й .
Они я вл я ­
29
ю тся, по сути дела, лиш ь одной из фации поименного аллю вия и но имеют
для нас самостоятельного значения.
Н о н ар яд у со вторичными водоемами ш ироко распространены на пой­
ме водоемы «первичные» нлп, лучш е ск азать, реликтовы е, возникш ие
за счет отделения от р у сл а реки некоторы х его участков, превращ аю щ ихся
в озера. Т аки е реликтовы е водоемы мы будем н азы вать с т а р и ц а м п.
Среди стариц мож но, в свою очередь, разл и чать несколько генетических
н морфологических типов. С одной стороны, сюда относятся крупные
старицы , являю щ иеся значительны м и отрезкам и брош енных русел, отш нурованны ми от главного, и имеющие порою по н ескольку километ­
ров длины при ш ирине, соизмеримой с поперечником материнской реки
в межень. В зависимости от того, образует ли рек а класси чески е меандры
или дробится на относительно мало изогнуты е р у к а в а , этого типа стари­
цы могут иметь в плане либо серновидную форму, либо слабо извилистую ,
иногда почти прям олинейную , более или менее п арал л ел ьн ую главном у
р у сл у реки. 3 . Б ар а н о в ск ая (193/) разл и чает, соответственно, старицымеандры и старицы -протоки. О писанный тип стариц мы будем именовать
староречьям и или старицам и в строгом смысле этого слова.
Б ром е круп н ы х староречий, не менее часто встречаю тся старицы иного
рода, имеющие значительно меньш ие разм еры . Они возникаю т либо путем
отш нуровывцния у зк и х извилисты х второстепенных боковых протоков
реки, либо путем отделения от р у сл а песчаными пересы пям и и осередкам и неш ироких и м елких заводей и озер, либо, након ец , путем распада
крупны х р у каво в и протоков, брош енных рекою и заносимы х песками
н а серию зам кнуты х водоемов. В еличина и форма этого типа стариц весьма
различны . Сюда относятся н узки е, иногда извилисты е и длинные водоемы
типа волж ски х «ериков» и округлы е или неправильны е в плане озера и
озерки от н ескольки х сот до десятков метров в поперечнике.
От мелких стариц к вторичным водоемам поймы сущ ествует ряд пере­
ходов, и иной р аз оказы вается д аж е трудны м установить генезис некото­
ры х небольш их озерков. В о больш инство стариц, в особенности крупные
староречья, образую т четко обособленную груп п у, а их отлож ения зани­
мают совершенно своеобразное полож ение среди других фаций аллю вия.
Поэтому мы выделим их в особую груп п у с т а р и н н о г о
аллю­
в и я , равноправную с группам и фаций пойменных и русловы х. Основа­
ния к этому Следующие.
В о-первы х> старинные отлож ения генетически весьма своеобразны .
В отличие от вторичных водоемов поймы, старицы на первы х стадиях своего
р азви ти я не теряю т еще полностью связи с главны м руслом, а иногда эта
связь сущ ествует и н а протяж ени и почти всей их ж и зн и. Она вы раж ается,
преж де всего, в поступлении в водоем во время паводка не только взвеш енны х) но и влекомы х донных наносов, б лагодаря чему старинные отло­
ж ени я, особенно в ниж них своих гори зонтах, оказы ваю тся иногда свя­
занными ф ациальны ми переходами с русловы м аллю вием. Малсцтого, р у ­
словые отлож ения медленно текущ их боковых рукавов рек или рек,
распадаю щ ихся в межень н а обособленные плесы (степные реки) и сильно
зарастаю щ их летом растительностью , вообще приобретаю т некоторые
черты, общие с осадками стариц, в частности по обилию богаты х орга­
ническим веществом иловаты х пород Ч
В о-вторых, и это основное, старинные отлож ения занимаю т совершенно
определенное место в разрезе аллю виальной свиты поим. Чтобы яснее
1 Отсюда вытекает, что не всякие линзы и прослои в аллювии, носящие облик
«серых глин» С. Н. Никитина, являются старинным аллювием в нашем понимании этого
термина. Если припомнить еще и то, что мы говорили о вторичных водоемах поймы,
то станет ясным, что одного литологического облика осадка далеко не всегда достаточно’
для отнесения его к той или иной из выделенных выше групп фаций.
30
понять это обстоятельство, продолж им далее наш и рассуж дения о разви ­
тии поймы, прерванны е выше на стадии оформления п окрова пойменного
аллю вия. П осле того к а к дно долины достаточно расш ирилось, чтобы
смог начаться процесс свободной м играции меандров вниз по течению,
прорывы их ш еек становятся обычным явлением . Н а фиг. 13 изображ ен
в виде идеальной схемы подобный: случай. Н овообразовавш ееся русло на­
чинает меандлровать заново, р азр у ш ая старые участки поймы, а на во­
гнутой стороне свежего м еандра начинает н арастать молодой сегмент
Фиг. 13. Схема соотношения русловых, пойменных п старпчных фаппй в разрезе
поймы (профиль и план).
н — 11 — горизонт м еж енны х вод: в — в — го р и зо н т е ы с о к и х в о я : с т р ел к а на п р о ф и л е — н ап р ав ­
ление смещения русла; р — р— л и н и и п роф и л я (н а п л ан е); ст р ел к а на п л а п е — н ап равл ен и е течения
р е к и . / — старые уч а стк и поймы: I I — новы й р а стущ и й сегм ен т поймы ; р — р у сл о ; п о — п р и р у ­
словая отмель; п —■ п ойм а, с — за и л е н н а я ст а р и ц а ; о з — о зе р о ; А ,— р усл ов ы й ал л ю в и й 1-й ген ер а­
ции; А ,— пойменный аллю вий 1-й ген ер ац ии ; К — ск л он ов ы е о т л о ж е н и я 1-й ген ер ап пи ; А ^ —
русловой аллювий 2-й ген ерац ии ; A g— п ойм енны й аллю ви й 2-й ген ер ац ии ; A g— старинны й
аллю вий; К 1— ск лоновы е о тл о ж ен и я 2-й генерации.
поймы 1 со всеми элементами, свойственными последней. Т аким образом,
пойма оказы вается теперь слож енной аллю вием двух
генераций:
первая соответствует древним участкам поймы, вторая — молодому
сегменту (фиг. 13, I I ) . Б рош енн ая и злучи на п ревращ ается в озеростарицу, заполняю щ ую ся по преимущ еству иловаты ми породамп (фиг. 13, с,
Лх3). При этом, поскольку новое русло удалено на значительное р ассто я­
ние от старицы, дренаж поймы в ее соседстве ухудш ается, уровен ь грун то­
вых вод повыш ается, повы ш ается и уровень озера, леж ащ ий теперь зн а­
чительно выше меженного у р еза реки. В связи с этим, старинные отлож е­
ния не только выполняю т впадину брошенного р у сл а до высоты, ранее
занятой в нем водою, но продолж аю т отлагаться и па более высоком уров­
не, перекрывая частично старую п рирусловую отмель п бечевник. Одно­
временно с этим к а к на молодом сегменте, так и поверх ранее сущ ество­
1 Термин «сегмент поймы» в этом смысле предложен был Р. А. Еленевским (1935,
1936!). Он очень удачно оттеняет суть явления.
31
вавш их участков поймы отлагается пойменный аллю вий 2-й генерации,
с которым и смыкаются отлож ения старицы , ф ац и алы ю его зам ещ ая.
Т олько после окончательного заполнения озера осадком пойменный аллю ­
вий перекры вает старинные отлож ен и я. П ри этом в разрезе не наблюдается
обычно резкой гран и цы меж ду обоими типами фаций, ибо на месте озера
вначале возникает болото с характерн ой для него восстановительной сре­
дой п накоплением торфянисты х остатков н лиш ь позж е оно сменяется
условиям и м окрого, а затем и сухого л у га или леса.
Т аким образом, в р азр езе поймы старинные отлож ения образую т чет­
ко оформленные линзы , основание которы х уходит иной раз глубоко иод
урез меж енных вод, а к р о в л я леж и т значительно выше. По уровню своего
зал еган н я они располагаю тся на тех ж е вы сотах, что и русловой аллю вий,
по отграничены от последнего обычно достаточно резко. Н аоборот, с пе­
рекрываю щ им их пойменным аллю вием выполнения стариц связаны тес­
ным переходом. По простиранию они так ж е ф ациально замещ аю тся н иж ­
ними горизонтам и пойменного аллю вия, покры ваю щ его соседние более
высокие участки поймы. Этот переход и постепенное вы клинивание ста­
ринных линз особенно я р к о вы раж ен в области старой п рирусловой от­
мели на вогнутой стороне заиленного меандра, где к ровл я ниж ележ ащ их
русловы х песков полого поднимается. Н аоборот, со стороны вы пуклого,
крутого берега бывшей речной и злучины старинное выполнение, к а к п р а­
вило, резко обрублено. Подобного рода разрезы очень обычны в стенках
русел м еаидрирую щ их рек. Х арактерн ы е их примеры изображ ены на
фиг. 62 и 67, где даны зари совки старинных выполнений, вскрытых
р. Окоп в обрывах своей поймы. Очень хорош о иллю стрирует усл о­
вия залеган и я старинного аллю вия так ж е профиль поймы р. М осквы,
приведенны й на фиг. 2, где в правой его части видна к р у п н ая линза
и ловаты х сугли нков, расп ол агаю щ аяся на уровне песков погребен­
ного руслового аллю вия и перекры тая непосредственно пойменным
аллю вием.
Н адо ск азать, что далеко не всегда старинные отлож ения непосредст­
венно перекры ты пойменным аллю вием. Это имеет место лиш ь в случае,
если старица смогла пройти весь путь своего разви ти я, н ач и н ая от отделе­
ния от русл а и кон чая полным заполнением осадками и превращ ением в за ­
болоченную депрессию па поверхности поймы. Ч асто ж е разви тие обры­
вается на полпутп. Если русло реки, смещ аясь по дну долины, вскроет
один из концов старинной лож бины или ж е прорвет ш ейку м еандра вдоль
одной из них, то вновь откроется доступ влекомым русловы м наносам
в спущенное при этом озеро. П оскольку дно последнего леж ит обычно зн а­
чительно ниж е у ровн я поймы и даж е ниж е верхнего предела н акопления
прирусловы х отмелей, поверх типичны х озерны х осадков может н ако­
питься слой косослоистых песков, либо венчаю щ их р азр ез, либо, в свою
очередь, перекры ты х пойменным аллю вием. С лучаи подобного рода весьма
нередки, п оскольку рек а чащ е всего и сп ользует при проры вах русл а в но­
вом направлен ии именно старинные лож бины , к а к наиболее удобные про­
водящие пути для концентрированны х потоков полых вод. В приведенных
выше прим ерах проры вов ш еек м еандров р. Окой у дер. Н ары ш кино и
с. Дмитриевы Горы (см. фиг. 8, 11) имело место именно подобное явление.
В области ш ейки м еандра у дер. Н ары ш кино на старой 3-верстной карте
нетрудно заметить узкую лож бину типа «ерика», частично заполненную
в то время водой. В доль нее и произош ел проры в. В ы полнения старинного
типа, которые были, несомненно, с нею связан ы , уничтожены полностью
современным, несравненно более ш ироким руслом рекн. Н а всем п ротяж е­
нии проры ва наблю дается поэтому п рекрасно обнаженный свеж ий разрез
поймы, обнаруж иваю щ ий норм альное двучленное строение. Н ад рыхлыми
косослопстыми песками, к р о в л я которы х располагается на 4 —6 м выше
32
меженного у р еза воды, здесь леж ит толщ а типичны х поименных супесей
и суглинков светлого буровато-коричневого ц вета, достигаю щ ая 1—2,5 м
мощности.
Фиг. 14. Обнажения правобережной поймы р. Оки протпв с. Дмитриевы Горы.
А — выше села по Оке; Б — п п ж е сел а по Оке. Ц ифры в к р у ж к а х — н ом ера сл оев : 1 — м оло­
дой песчаный паиос (о т л о ж ен и я н а л о ж ен н о го п р и р у сл о в о го вала); 1'— м олодая п ри русл овая отмель;
2 — отлож ения н ал ож енн ого п р и р у сл о в о го вала и п р и р у сл о в о й отм ели предш ествую щ ей ген ер а­
ции; 3 — пойменный а л л ю в и й ;* — старинны й аллю вий; 4' — обр а зо в а н и я , п ереходн ы е от стари н ­
ного к пойменному аллювию ; 5 — р усл овы й аллю ви й (п о гр еб ен н ы й ). JT н т о л о г и ч е с к и е
об оз на чен ия:
1 — почва; 2 — с у г л и н к и гум уси ров ан н ы е 3 — сугл и н к и ; 4 — с у г л и н к и
оглееииы е; 5 — иловатые сугл и н и сты е и суп есч ан ы е породы ; в — сапропелитовы й
м ергель;
7 — торфпписто-сапропелитовы й м ергель; 8— торф; 9 — растительны е остатк и ; 1 0 — ск о п л ен и я
раковин моллюсков; 11 — п еск и м ел к о - и тон к озерн и сты е; 12 — песк и м елкозернисты е уп л отн ен н ы е;
1 3 — п еск и м ел к о - и с р е д и е зе р н и с т ы е р ы хл ы е.
Совершенно иную к ар ти н у можно наблю дать у с. Д митриевы Горы.
Здесь современное русло реки прорвало меандр вдоль древнего крупного
староречья. Ч асть осадков, вы полнявш их последнее, хорош о сохранилась
вдоль правого берега и слагает, обычно, основание р азр е за. Это темноокрашенные битуминозные иловаты е плотные породы, образую щ ие струк­
турную ступень, с поверхности которой сочатся обильны е грунтовы е воды
(фиг. 14). К ак правило, их постель уходит под уровень реки, н о в краевой
3
Т руды И Г П , вып. 135
33
части линзы постель эта, сильно наклоненная н сторону современного!
р у сл а, вскры та в некоторы х местах (см. фиг. 14, Б) , причем ниж е залегаю т
обычные косослоистые русловы е пески. Совершенно такие же косослопстые
пески леж ат всюду и выше старинных отлож ений, причем в низовом конце
проры ва, где старинное выполнение непосредственно покры вается суглин­
кам и и супесями пойменного типа, пески продолж аю т н акап л и ваться п
до сих пор, засы пая кулгы и в н як а высокими (до 1,5—2 м) клинообраз­
ными в плане косам и, вытянутыми п ерп ен ди кулярно берегу. В верховом
конце проры ва ак к у м у л я ц и я песков заверш илась раньш е, и здесь па пх
поверхности у ж е разви та довольно хорош о вы раж ен н ая почва с окраш ен­
ным в серый цвет гумусовым горизонтом до 0,2 м мощностью, на котором
у ко р ен и л ся густой к у стар н и к пз мелкого д убн яка с подмесью вяза, бе­
резы , осины и ш иповника. В настоящ ее время О ка энергично подмывает
эти свои старые н акоп лен и я и только поверх почвы нанесен слой све­
ж его п еска в 0 ,2 —0,8 м мощностью, засы павш ий местами основание ство­
лов кустарниковой поросли. Среди последней встречаю тся пеньки 40—
50-летних дубков с многоярусной корневой системой, причем нпж нпй
я р у с укоренен в подпочве погребенного песком гумусового горизонта,
а верхний уж е в его кровле. У более молодых кустов имеются корни, пу­
щенные и в покровны е наносные пески. Н адо думать, судя по этим соот­
нош ениям, что еще до современного проры ва в верховой конец старинной
лож бины одно время так ж е заносились русловы е пески, на которы х позж е
и успел сф ормироваться горизонт почвы (см. фиг. 14, А).
В других сл у ч аях разрезы подобного типа венчаю тся типично поймен­
ными суглпипсто-супесчаны ми породами, свидетельствую щ ими о значи­
тельной длительности времени, протекш его с момента перекры тия старин­
ных отлож ений пескам и. П оследние могут при этом носить облик ры хлы х
косослоисты х русловы х н ак о п л ен и й ,'в п о л н е подобных вскрытым в отло­
ж ен и ях у с. Д митриевы Горы , либо быть представленны ми более тонкозер­
нистыми и глинисты ми разностям и, свойственными рассматриваемой
в дальнейш ем фации приречной зоны поймы. Именно таков разрез,
на о-ве Застенном по р. В олге ниж е г. У л ь ян о в ск а (фиг. 15). Д ля
возникновения этого рода последовательности слоев не обязателен
проры в реки по заиленной старинной лож бине. Достаточен лиш ь подход,
р у сл а на небольш ое расстояние сбоку и частичное вскры тие ложбины,
боковым подмывом.
М ожно было бы значительно увеличить число конкретны х прим еров.
Н о д ля наш их целей вполне достаточно и приведенны х. Мы довольно по­
дробно остановились па услови ях зал еган и я старпчпых отлож ений только
д ля того, чтобы п оказать, что они вполне объяснимы исклю чительно к ак
следствие миграции русл а реки по дну долины. М ежду тем и старинныеотлож ения толковали сь в л и тературе в качестве свидетельства р езк и х
изменений реж им а реки в недавнем геологическом прош лом. Именно р аз­
резы описанного типа были использованы В. В . Д окучаевы м (1878) для
д оказательства зал еган и я озерны х осадков в основании пойм н обосно­
вания универсальности его озерной теории происхож дения долин круп н ы х
русских рек. Совсем недавно Г. Ф . М ирчинк (1947) вы сказал мысль, что
ш ирокое распространение темных иловаты х глин в п пж ни х ч астях разре­
зов волж ской поймы между устьем р. К амы и С амарской Л укой указы ­
вает на относительное тектоническое п огруж ение этой области в один из.
моментов голоценовой эпохи. Это предполагаемое погруж ение, в сочета­
нии с подпором реки со стороны поднимаю щ егося куп ол а Самарской Л уки,,
долж но было вы звать, с его точки зрен и я, усиленное заболачивание поймы..
В настоящ ее время причина заболачиван и я ликвидирована, волж ская
пойма стала выше и суш е. Д ействительно, темные иловаты е глиньь
в н и зах пойменных р азрезов В олги м еж ду устьям и Камы и С амарской Л у 34
Koii распространены очень ш ироко, хотя встречаю тся в несколько меньшем
развитии н ниж е п выше по течению. Но при ближ айш ем изучении эти тем­
ные иловатые породы оказы ваю тся типично старинными накоплениям и,
битуминозными, содерж ащ ими раковины таких моллю сков, к а к Anodonla,
Paluclina, L im naea, круп н ы х P lanorbis типа Corelus corneus L. и т. д. Это
осадки озерного типа, а н и к ак не болотные отлож ения. Залеган и е их или
совершенно подобно тому, что описано выше для разрезов острова Застой­
ного п Дмитриевых Гор, пли ж е они непосредственно крою тся пойменным
М
10
Фиг. 15. Обнажение в правой стенке гдаппого русла р. Волги па о. Застенном, близ
с. Красный Я р, ниже г. Ульяновска.
Цифры в к р у ж к а х — н ом ера сл оев : 1 — м олодой песчаны й ппплон; 2 — поименны й аллю вии
(суглинистый горизонт); 3 — пойменны й аллю вий (песчанисты м гор и зон т , б л и зк и й но ти п у к о т л ожёпплм наложенны х п ри русл овы х валов); 4 — старинны й аллю вий; J — р усл ов ой аллю вий (отл о­
жении
зпплш ощ ейся
п р и р у сл о в о й отм ел и ).
Л н т о л о г н ч е с к не
о б о з н а ч е н и я :
1 — суглинки;
2 — су гл и н к и
гум уен рован ны е;
3 — суи соп ; 4 — суп еси
гум успроваппы е;
5 — суглинки и суп еси иловатые; 6 — иловаты е песчаны е и глинисты е породы; 7 — пески т о н к о ­
зернисты е; 8 — пески м ел козернисты е.
аллювием. Если учесть, что пойма В олги в этих местах изобилует к а к за­
иленными, так II открытыми старинными водоемами всех типов п разм е­
ров, свидетельствующими об энергичной миграции русл а, а эта м играция,
как было указано выше, продолж ается до наш их дней, то больш ая роль
старинных фаций в р азр езах становится вполне понятной. Д ля ее объяс­
нения вовсе не надо допускать какого-либо относительного тектонического
опускания в прош лом, оп ускани я, ныне прекративш егося. П ричины, ее
обусловившие, действуют здесь и поныне, так ж е к а к н всюду, где реки
интенсивно меандрирую т по дну ш ироких долин.
3*
35
Нормальная схема строения аллювия равнинных рек и оценка ее
значения как основы дальнейшего исследования
И так, выше было установлено, что аллю вии современных по нм рав­
нинных рек не яв л яе тся беспорядочным чередованием лпнз и прослоев
различны х пород. Н аоборот, он яв л яе тся вполне законом ерно построенным
комплексом строго очерченных груп п фаций. Этот законом ерно построен­
ный ком плекс мы и понимаем под термином а л л ю в и а л ь н а я
с в и т а, п оскольку он п редставляет собой п ачку налегаю щ их друг на
друга слоев разного состава, ф ормирую щ ихся в определенной историче­
ской последовательности.
Д алее было установлено, что можно выделить три основные группы ал ­
лю виальны х фаций — русловую , пойменную и старинную . Р условой а л ­
лю вий слагает фундамент поймы, об разуя ниж ний горизонт аллю виальной
толщи, тогда к а к пойменный аллю вий образует верхний покровны й горизонт
последней. Старинный аллю вий залегает в виде лпнз па уровне ниж него
руслового горизонта, к а к бы становясь па место слагаю щ их его песчаногалечны х накоплений и либо непосредственно перекры т аллю вием поймен­
ным, либо отделен от него промеж уточной толщ ей песков.
Н аконец мы убедились, что все эти соотнош ения главны х груп п фа­
ций в р азр езах современного аллю вия не яв л яю тся итогом каки х-то специ­
фических особенностей голоценовой истории суш и. Н аоборот, они связаны
с миграцией русел по дну долин, с сезонными колебаниям и уровней и
расходов, т. е. с таким и сторонами ж и зн и рек, которы е, несомненно,
были присущ и им во все геологические эпохи и периоды . Отсюда с пол­
ным правом можно сделать вывод, что вы явленны е законом ерности имеют
общее значение п долж ны в той или иной мере п р о яв л ять ся в строении
любой аллю виальной свиты любого возраста. Иными словами, и злож ен ­
н ая выше н орм альная схема строения аллю вия может служ и ть сравн и тель­
ным эталоном при фациальном ан ал и зе всяк и х аллю виальн ы х свит.
Именно поэтому мы и позволили себе н азвать ее условно норм альной.
Однако, п о льзуясь этой схемой, мы не долж ны забы вать, что она я в ­
л яется именно схемой, односторонне упрощ аю щ ей значительно более
■сложное природное явлен и е. У ж е a p rio ri следует ож идать, что кон крет­
ные случаи строения аллю вия весьма разнообразны и порою долж ны за ­
метно от нее отклон яться. Это полностью подтверж дается фактами, я в ­
л я я сь в то ж е время и прямым логическим выводом из тех полож ений, ко ­
торые легли в основу построения самой нормальной схемы.
В самом деле, основным тезисом, выдвинутым выше, было то, что
главны е черты строения аллю вия суть прежде всего ф ункция реж им а реки
п динам ики р азви тия речной долины. Но Ведь и сами эти «аргументы»
яв л яю тся лиш ь ф ункциям и ф изико-географической обстановки. П ослед­
н я я , во-первых, меняется в пространстве от одной климатической зоны
и геоморфологической области суш и к другой. П оэтому заранее приходит­
ся допускать неизбеж ность сущ ествования различны х географических ва­
риантов ал л ю ви я, ряд п ри зн аков которы х долж ен выходить за рам ки
нормальной схемы. В р яд ли требуется специально доказы вать справед­
ливость этого п олож ен ия, даж е если ограничить к р у г наш его внимания
исклю чительно равнинны м и областями суши и не касаться горны х стран.
Она становится очевидной уж е после беглого сравнения общих черт ланд­
ш афта двух-трех речных долин, располож енны х в разны х географических
зон ах пли отличаю щ ихся своими разм ерам и. Вспомним хотя бы низкие
болотистые поймы У д ая, В орсклы , П ела н других рек левобережной У к ­
раины, лениво пробираю щ ихся в и звилисты х, заросш их русл ах. К а к
м ало похожи они на ш ирокую заливную равн и н у В олги, изобилующую
высокими гривами и даж е в белее низких и ровных участках поднятую
36
на 8—10 м над меженным уровнем мощной п величавой реки, главное
русло п многочисленные притоки которой обрамлены обширными песчанымп отмелями. Вспомним степные реки низового З а в о л ж ь я , в стенках
глубоких русел которы х обнаж аю тся однообразные толщ и бурых к ар ­
бонатных суглинков, а дно п олуи золп рованн ы х плесов затянуто п окро­
вом вязкого и ла. Н аскол ько велик контраст между ними и могучими вод­
ными артериями наш его Севера — Вычегдой, Северной Д виной, Печорой
н т. п., омывающими бечевники, порою сплош ь заваленны е крупны м и ва­
лунами нлп вскры ваю щ ие в свеж нх подмывах своп лесистые поймы, сло­
женные в основе песками. У ж е первого взгляд а достаточно, чтобы ясно
представить, н асколько несходны долж ны быть отлож ения этих рек.
Этого, однако, мало. Н ел ь зя забы вать, что ф нзпко-географпческая
обстановка одного п того ж е уч астка земной поверхности, а следовательно,
п режим одной и той ж е реки, и динам ика разви ти я одной и той ж е долины
изменяются на п ротяж ении геологического времени. Следовательно, аллю ­
виальные свиты имеют на самом доле своеобразны е особенности, не отра­
женные целиком норм альной схемой, при построении которой внеш няя
среда условно дана неизменной во времени. J lp ii этом, конечно, наиболее
резкие отклонения происходят под влиянием таких мощных ф акторов гео­
логической истории, к а к движ ения земной коры н колебан и я кли м ата.
Их нельзя забы вать даж е при изучении современного ал л ю ви я, п то об­
стоятельство, что основные особенности строения больш инства совре­
менных пойм объясняю тся без привлечения тектонических или палеоклпматпческпх причин, указы вает лиш ь на слож ность зависимости ме­
жду обепмн категори ям и явлен и й, но отнюдь не на отсутствие такой за­
висимости. Тем более это касается древних аллю виальн ы х накоплений,
нередко формировавш ихся в течение отрезков времени, значительно пре­
вышающих по длительности голоценовую эпоху.
В связи с этим, некоторы ми геологам и строение аллю вия рассм атри­
вается в зависимости от динам ики разви тия данного отрезка речной доли­
ны. К ак известно, реки в одних местах углубляю т свои долины, врезая
их в подстилающие породы, в других — наращ иваю т кв ер х у свои русла
н поймы путем н асти лан и я аллю виальн ой толщ и и, наконец, в-третьих —
ограничиваются перестиланием аллю вия и боковой эрозией. Эти разли чи я
в динамике речной долины обусловливаю т сущ ественные разли чи я в строе­
нии аллю виальных свит. В связи с этим В. В . Л ам акнны м (1947, 1948)
выделены с описанием характерн ы х отличий три динамические фазы ал ­
лювия: нпстратпвнып аллю вий эродирую щ их отрезков рек, констратпвный аллювий аккум улирую щ их отрезков рек и перстратпвны й аллю вий
тех отрезков, в пределах которы х река ограничивается его переотложенпем
нлп перестиланием на одном уровне. Все три динамические фазы аллю вия,
конечно, являю тся одинаково нормальны ми. Н орм альн ая схема аллю вия
в нашем понимании действительна для всех трех динамических
фаз
В. В. Л ам акпна, но наиболее полно отраж ает ф азу перстратпвного
аллювия.
И з сказанного ясны слабые стороны норм альной схемы, свойственные
п большинству аналогичны х схем вообще. Они сводятся к некоторой се
статичности, хотя в основу ее полож ена динам ика разви ти я речной до­
лины. Паш а схема статична, во-первых, потому, что она рисует некий осредненный случай равнинной реки вообще, соверш енно не приним ая во
внимание конкретны х особенностей физико-географической обстановки,
конкретной качественной н количественной гидрологической х ар актер и ­
стики, столь различны х для разны х реально сущ ествую щ их рек. Она ста­
тична, во-вторых, п оскольку, отраж ая лиш ь определенную стадию р а з­
вития долины, не указы вает на место этой стадии в ходе исторического пре­
образования долины. Она статична, в-третьнх, потому, что исходит из
37
стабильности внешней среды, из неизменности клим ата, из неподвижности
земной коры во все время н акопления аллю виальной свиты. Естественно
поэтому, что н ельзя рассм атривать ее к а к конечную цель нашего исследо­
ван ия, достигнув которой можно считать исчерпанны ми все вопросы строе­
ния п формирования аллю вия.
Но в то же время н ельзя недооценить н сильны х сторон схемы, к а к ин­
струмента', с помощью которого можно п нуж но реш ить поставленную нами
проблему. В чем состоят эти сильные ее стороны?
Г лавн ая задача настоящ ей работы заклю чается в том, чтобы найтп
в строении аллю виальны х свит такие п ризн аки, п ользуясь которыми воз­
можно было бы более объективно в о с с т а н а в л и в а т ь процессы,
приведш ие к их возникновению , факторы, участвовавш ие в пх формиро­
вании, а через них н с о б ы т п я г е о л о г и ч е с к о г о п р о ш л о г о .
Среди факторов, подлеж ащ их восстановлению , рационально различить
условно две категории. К первой из них относятся такие, к а к изменения
клим ата и движ ения земной коры . Они, во-первы х, определяю т характер
внешне]! среды, в которой протекает работа реки, и могут быть поэтому
с известным основанием названы ф акторами внешними по отношению к по­
следней. В о-вторы х, что для нас особенно важ но, они относятся к факто­
рам, медленно действующим и не поддающимся непосредственному
наблюдению даж е в прилож ении к геологической современности. О пх
влиянии на строение аллю вия мы можем судить на основании сравнения
аллю виальны х отлож ений областей современных поднятий и опусканий зем­
ной коры , а так ж е исходя из общ етеоретических соображ ений, основанных
нередко на ш ирокой дедукции и достаточно смелых гипотетических допу­
щ ениях. Ко второй группе ф акторов относятся гидрологический ре­
жим реки, деформации ее русла и его смещения по дну долины и т. п. Они,
во-первых, определяю т внутренню ю динам ику процесса н акоп лен и я аллю ­
вия и потому могут быть н азван ы внутренними по отношению к ней ф ак­
торами. В о-вторых, что важ нее всего, эти ф акторы п их влияние на образо­
вание современного аллю вия более поддаю тся, к а к п равило, непосред­
ственному изучению п количественной характери сти ке. Н ам еченная нами
норм альная схема вы раж ает общие законом ерности в воздействии на строе­
ние аллю виальны х свит именно этих внутренних факторов, поддаю щ ихся
объективной фактической характери сти ке. Тем самым она помогает вы­
делить в древних аллю виальны х толщ ах п ризн аки, под истолкование ко­
торых можно подвести сравнительно достоверную фактическую базу,
сокращ ая поле п рилож ени я мало обоснованных гипотез. Основные зак о­
номерности аллю виального процесса, отраж аем ы е схемой, в главны х чер­
тах сохраняю тся в разнообразны х физико-географ ических усл ови ях, так
к ак они вытекаю т из внутренних законов разви тия реки. Тем самым,
имея в виду эту схему, легче становится вы явить отклонения от нее, свой­
ственные различны м конкретны м формам строения аллю виальн ы х толщ
и зависящ ие от местных особенностей физико-географической и д е о л о г и ­
ческой обстановки и их изменений во времени. Именно поэтому нами п ри ­
дается норм альной схеме такое больш ое значение.
Исчерпано ли ее содерж ание в настоящ ей главе? Отнюдь нет. П ока что
наш а схема еще слиш ком прим итивна. Поэтому, преж де чем перейти к во­
просу о влияни и движ ении земной коры , изменений кли м ата во времени
и д ругих ф акторов, условно отнесенных выше к категори и «внешних»,
необходимо детализировать саму схему, расш ифровать такие п онятия,
к а к русловой, пойменный и старинный аллю вий, каж ды й из которы х я в ­
л яется сам по себе сложно построенным парагенезисом различны х фаций
и литологических типов осадков.
Естественно, что у рок разны х клим атических и орографических зон
суш и русловые, поименные и старинные отлож ения существенно различны .
38
Но было бы неверно полож ить в основу дробного фацпального рас­
членения аллю вия именно эти отлпчня. П ри таком подходе мы неизбежно
оставили бы в тени общие законом ерности разруш ительн ой н созидатель­
ной работы, единые для всех водных потоков и определяю щ ие их место и
роль среди других ф акторов континентального осадкообразовани я. Имен­
но эти общие законом ерности только и могут помочь верно понять и х а ­
рактерные черты аллю вия, к а к генетического типа, и значение и причины
конкретных особенностей отлож ений данной конкретной реки.
Подойдя к задаче с подобной установкой и внимательно присмотрев­
шись к аллювию разны х рек, убеж даем ся, что н аряд у с различиям и всегда
имеются налицо п принципиально сходные п ри зн ак и . Всегда оказы вается
возможным улож ить строение аллю вия в рам ки излож енной выше «нор­
мальной» схемы,' отклонения от которой вполне поддаются объяснению ,
не меняющему влож енного в нее смысла. В рам ках этой схемы мы и будем
оставаться при выделении более дробных фацпй ал л ю ви я. П ри этом под
фациями будут пониматься не литологически аналогичны е разности осад­
ков, но такие их парагонетпческие ком плексы , которы е сопряжены
с исторически п генетически гомологичными участкам и дна долин. В р аз­
ных случаях они- могут быть слож ены различны м и по составу породами и
поэтому литологические х арактери сти ки вообще будут иметь гораздо
чаще значение дополнительного кри тери я, чем основной посы лки наш их
умозаключений.
Отсюда следует, во-первы х, что нам придется подходить к вопросам
разграничения и соотнош ения отдельных фаций, постоянно имея в виду
динамику развития долин и их пойм. Естественно, что в связи с этим н ель­
зя будет ограничиться только сравнительны м изучением р азрезов аллю ­
вия. Нередко даж е больш ее значение будет иметь геоморф ологический ан а­
лиз н данные речной гидрологии, особенно важ ны е для верного понима­
ния руслового аллю вия.
Во-вторых, необходимость искать преж де всего сходство, а не р а зл и ­
чия в строении аллю вия, диктует и соответствующ ий подбор фактического
материала, на который долж ны опираться наш и выводы. Н аиболее рацио­
нальным будет избрать основным объектом современные аллю виальны е
■свиты двух-трех наиболее характерн ы х по своему реж им у равнинны х рек,
■с которыми в дальнейш ем можно было бы проводить сравнение, к а к с не­
которыми эталонами. Именно поэтому ближ айш ие главы строятся почти
исключительно на прим ерах долин рек В олги и О ки и только в меньш ей ме­
ре в них привлекаю тся наблю дения над другим и рекам и. Б олее ш и рокая
сравнительная ф актическая б аза потребуется в дальнейш ем, когда от
фаций перейдем к географическим типам аллю вия.
Глава
III
РУСЛОВО Й А Л Л Ю В И И Р А В Н И Н Н Ы Х Р Е К
Динамика накопления и главные фацнн руслового аллювия
в пределах речных плесов
В накоплении руслового аллю вия главную роль играет динам ика реч­
ного потока, активно формирующего свое русло. В ся морфология послед­
него, равно к ак и состав образую щ егося на его дне осадка, могут быть
поняты поэтому только при условии ясного представления основных за ­
кономерностей речной гидрологии н, прежде всего, гидродинам ики русло­
вых потоков. П оскольку среди геологов мало кто достаточно сведущ в
39
этих вопросах, мне придется довольно больш ое внимание уделить им в на­
стоящ ей главе х.
Р у сл о любой реки в разны х своих частях характери зуется весьма
различны ми условиям и н акоп лен и я осадков. В этом отношении для нас
наиболее сущ ественное значение имеет деление его на чередующ иеся гл у ­
боководные участки или п л е с ы и мелководные участки или и е р е к ат ы. Те п другие играю т прин ц ип и ально разн ую роль в истории долины
и слагаю щ его ее дно ал л ю ви я.
цЕщ е в средине прош лого столетия Л . Ф арг (F argue, 1868 )2 подметил,
что плесы и перекаты располагаю тся не случайно, но законом ерно св яза­
ны с изгибам и русла в плане. П лесы приурочены к верш инам меандров,
I
I'
п
И'
Ш
Ш‘
W
Г /'
Фиг. 16. Схема, иллюстрирующая распределение плесои и перекатов в
русле меандрирующ ей реки.
п е р .— п ерекат; п с — плес; 7 — п ри русл овы е отмели; 2 — тела п ерекатов;
3, 4 — плессшые л о ж би н ы (гу ст о т а ш триховки п р оп орц и он альн а гл у б и н е).
перекаты — к их ветвям, где русло имеет сравнительно малую к р и в и зн у ,
меняющую при этом свой зн ак на обратный.'(фиг. 16). Точнее — «самая
гл у бок ая часть плеса и самая м елк ая часть переката сдвинуты по отнош е­
нию к точкам наибольш ей и наименьш ей кривизны русла вниз по течению
приблизительно на четверть длины (плес + перекат), поним ая под по­
следней длину между верш инами двух последовательны х вогнутостей
плесов>> (так назы ваемы й 1-й закон Ф арга; цитирую по А. В . О гиевском у,
, 1941). Е сли рек а па значительном отрезке своего течения не образует па| стоящ их меандров, то всегда оказы вается изогнуты м в п лан е ее стреж ень.
К верш инам изгибов последнего приурочены при этом плесы, а между
ними располагаю тся перекаты , так что закон Ф ар га сохраняет свою силу.
^Ч ередован ие плесов и перекатов, равно к а к и само меандрпрование по- .
тока, представляю т неизбеж ные следствия турбулентного движ ения воды,
обусловливаю щ его наличие ее поперечной ц и р к у л я ц и и в русле.'/Х арактер
этой ц и р к у л я ц и и вы яснен в настоящ ее время достаточно хорош о н аб лю ­
дениями и экспериментальны м и работами Н. С. Л ел явского (1893), А. И. Jloсиевского (1934) и М. В . П отапова (1935) 3. С ним необходимо п ознаком и ть­
1 Конечно, вопросы гидрологии рек будут затронуты нами лишь выборочно н
неполно. Болес цельное их излож ение можно найти в большинстве учебников по ги­
дрологии суши (Близняк и Поляков, 1939; Великанов, 1948; Машксвич и Аполлоп,
1940: Огпевский, 1941; Советов, 1929) и в специальных работах М. А. Великанова
(1946) и Б. В. Полякова (1935).
2 Р аботу Л. Фарга привож у по спискам литературы из книг М. А. Великанова;
(1948) и Б. В. Полякова (1946), поскольку сам по имел возможности с нею ознакомиться.
3 Современная гидрология вплотную подошла к математической разработке за­
конов турбулентного движения воды в открытом русле и связи меж ду ними и обшей
поперечной циркуляцией п образованием меандров. Интересную сводку итогов этой
работы и обзор путей дальнейшего ее развития даёт книга М. А. Великанова (1946).
40
ся хотя оы в оеглых чертах, п оскольку поперечная ц и р к у л я ц и я в значи­
тельной степени определяет условия н акопления наносов в разны х частях
русла. Мы рассмотрим отдельно ее схему для плесов п перекатов, п ар ал ­
лельно с излож ением особенностей осадкообразования в их пределах.
На плесе стреж ень реки п ри ж ат к вогнутому берегу. Здесь, н аряд у
с общим поступательным движ ением потока, сущ ествую т интенсивные
нисходящие токи воды. Они сл уж ат одним из главны х ф акторов разм ы ва
берега и дна, которому благоприятствую т такж е возникаю щ ие в п ри ­
донных слоях воды зави хрен ия и водовороты. От стреж ня в сторону про­
тивоположного вы пуклого б ерега1 н ап равл яется дойное течение, у кл он яю ­
щееся под косым углом вниз по реке, следуя общему направлению потока
в целом (фиг. 17). Это теченпе несет с собою взмученные па стрежне части­
цы п, постепенно зам ед ляясь, отклады вает их на
выпуклом берегу, ф ормируя прирусловую отмель.
На поверхности реки возникает, по терм инологии
II. С. Л олявского, «сбойное» течение, н ап р ав л яю ­
щееся от выпуклого берега к стреж ню и так ж е
уклоняющееся вниз по реке. Т а к возникает
винтообразная поперечная ц и р к у л я ц и я воды,
характеризую щ аяся движ ением к стрежню на
поверхности и от стреж н я в придонной области.
Значение односторонней ц и р к у л я ц и и воды на
плесах в формировании прирусловы х отмелей,
ь
или «кос», к а к он их н азы вает, правильн о подчерк- фпг 17 Схема поп ч,
пул 10. А. Билиоии (1938). Однако оы не вскры л ной циркуляции в пряособенностей этого процесса до кон ц а. Д ело в том, молпнейном отрезке русчто работа реки на плесах наиболее активн а лиш ь ла (А) 11 на закруглении
в паводок. В это время
именно
плесы яв л яю тся
по
Н‘ /,о'почЛелЯЕ
г
скому (1893).
отрезками ее течения с наибольш ими значениямп продольных у клон ов п скоростей. Соответ­
ственно и поперечная ц и р к у л я ц и я и вообще турбулентность потока
резче всего вы раж ена так ж е в паводок. В меж ень плесы характери зую тся
как раз наименьшими значениям и продольны х уклон ов н скоростей. Это
самые спокойные «тихие» отрезки реки. П оэтому только на наиболее мощ­
ных п бы стро.текущ их потоках или на потоках, лож е которы х сложено
крайне мало устойчивыми породами, в меж ень может пттп эрозия русла [
в стрежневой части плеса и вынос влекомы х наносов на прирусловую
отмель. Н а всех малы х, в подавляю щ ем больш инстве средних п многих
крупных равнинны х реках скорости в это время падаю т ниж е минимально
необходимых не только для эрозии, но часто даж е для влечения донны х,
наносов. Мало того, в той или иной степени становится возможным осаж ­
дение тонкого взвеш енного в воде иловатого пли песчаного м атери ала.
Прежде всего этот процесс начинает п р о яв л ять ся у вы пуклого берега реки
(т. е. па вогнутой стороне м еандра), у прирусловой отмели, где точение
вообще замедлено. Но в ряде случаев он распростран яется н на прпстрежневую зону. П ри очень малы х скоростях характерн ы е д ля псе нис­
ходящие токи воды, к а к справедливо замечает М. А. В ели кан ов (1946),
становятся уж е факторами, благоприятствую щ ими осаждению наноса.
Описанная выше карти н а динам ики потока обусловливает х ар а к тер ­
ное распределение русловы х осадков на плесе. В типе оно сводится к сле­
дующему. В меандре у вогнутого, подмываемого берега рокн, в стреж невой
зоне потока, господствует эрозия. В ряде случаев здесь вообще не отлагается
1 Во избежание недоразумений надо оговориться, что погнутый берег реки соот­
ветствует выпуклой стороне меандра в целом, а выпуклый ее берег — вогнутой сторонемеандра.
41
никакого осадка и могут скопляться лиш ь остаточные продукты разруш е­
ния берегов н лож а в виде крупны х глыб п валунов твердых горных пород.
Т аки е скопления остаточных, «промытых» рекою продуктов, покры ваю ­
щие бечевник п дно реки, В. В. Л ам аки н (1943, 1944, 1948, 1950) предло­
ж и л назы вать иорлювием. В его и нтерпретации перлю впн представляет
один из классов речных отлож ении, противопоставляемы]"! другом}" к л ас­
су — аллю вию , с чем согласиться н ел ьзя, так к а к перлю впн не равноце­
нен аллювию.. П ерлю вий правильн ее рассм атривать к а к особую фацию
аллю вия. П оэтому название «псрлю виальные фации» д ля обозначения подобиоп-разновидности руслового аллю вия сохранить вполне рационально.
П срлю виальны е фации особенно сильно развиты у многих северных
рек, протекаю щ их в районах зал еган и я круп н овалунп ы х морен. П ерлю ­
вий имеет в .этом случае весьма сущ ественное значение в слож ении, форми­
ровании и устойчивости речного русл а. Н априм ер, реки К арели и и К ол ь­
ского полуострова часто текут в русле, сложенном почти исклю чительно
перлю впем, что придаст им край н е своеобразны й характер.
П срлю виальны е фации в типичном развитии, естественно, наблю даю т­
ся там, где дно и берега рскн слож ены ры хлы м и породами, содерж ащ и­
ми грубовалунны й м атериал. Однако с известным правом можно считать
«перлювпем» и все вообще скопления слегка перемытых н переотложенных
почти на месте своего первоначального зал еган и я п родуктов размыва
лож а потока. Тогда он окаж ется более распространенны м типом осадков.
К а к п р и м ер /м о ж н о привести небольш ие линзочки, состоящ ие из мелкой
щ ебенки всрхискам енноугольны х пестроцветных мергелистых глин, пе­
ресыпанной красной глинистой породой, вскрытые бурением кое-где в ос­
новании руслового горизонта москворецкой поймы.
Т ам , где отсутствую т перлю впальны е н акоп лен и я, в стреж невой зоне
потока на плесе не образуется постоянного ал л ю ви я. Тот м атериал, кото­
рый отлагается здесь в меж ень, целиком подхваты вается и уносится те­
чением в следующий паводок. Но по мере движ ения от стреж ня к вогну­
той стороне меандра (т. е. к вы пуклом у берегу реки) мы переходим в зону
ак ку м у л яц и и вначале относительно грубого, а далее все более и более
мелкого м атери ала. Н а достаточно быстро текущ их и мощных равнинны х
реках при этом наблю дается вся гамма перехода от круп н озерн исты х пе­
сков, гр ав и я и даж е галечника до тонкозернистых однородных пе­
сков. Н а небольш их и медленно текущ их реках, особенно если в их бас­
сейне нет пород, поставляю щ их крупнообломочный м атериал, гр уб озер­
нистые разности выпадаю т из состава русловы х наносов.
И зм енения состава осадка по море удаления от стреж ня часто отли- ,
чаю тся очень больш ой постепенностью . О днако крайн и е члены этого не­
преры вного р яд а н астолько сущ ественно различны и по условиям н ако­
п л е н и я , и по крупности зерна, и по р яд у текстурны х п ри зн аков, что их
с полным правом следует выделить к а к две особые фации руслового ал ­
лю вия: ф а ц и ю п р и с т р е ж н е в у ю и ф а ц и ю п р и p -у с л ов о й о т м е л и. В . В. Л ам аки н (1947, 1948) назы вает их в своих рабо­
тах «стрежневой» и «береговой» фациями. Р езкой границы меж ду обеими
фациями не сущ ествует. Она долж на проходить где-то в области соверш ен­
н о верно подмеченного Н . С. Л ел яв ск и м (1893) перегиба в поперечном про­
филе ру сл а, разделяю щ его его н а вогнутую часть, соответствующ ую зоне
«размывающ его фарватерного течения», и вы пуклую часть, собственно
отмель, соответствующ ую «постепенно зам едляю щ ем уся береговому дон­
ному течению».
П р и с т р е ж н е в а я ф а ц и я тяготеет еще в значительной мере
к вогнутой части проф иля, отличаю щ ейся неустойчивым реж имом а к к у ­
м у л яц и и русловы х осадков, сменяю щ ейся в моменты особо мощных павод­
ков эрозией. Здесь турбулентность потока еще очень велика, а скорости
42
колеблю тся от сезона к сезону в очень ш ироком диапазоне. Поэтому на­
ряду с относительной грубозернистосты о отлагаю щ ихся наносов для них
типична частая смена м атери ала, нередко очень резко различного по диа­
метру слагаю щ их его частиц. К рупнозернисты е пески с гравием и галькой
чередуются в разр езе быстро вы клиниваю щ имися маломощ ными линзам и
с гораздо более мелкими и однороднозернистымн пескам и, отличаю щ и­
мися иной закономерностью наслоен и я. Это —• наиболее плохо отсортиро­
ванная ф ация руслового ал л ю ви я. К сож алению , п оскол ьку занимаемые
сю участки русл а находятся в течение всего года под водою, в естествен­
ных р азрезах современных пойм она нигде не вскры та. Ее можно наблю ­
дать только в обнаж ен и ях ниж них горизонтов аллю виальны х свит над­
пойменных террас. С удя по этим обнаж ениям , прпстреж невой фации свой­
ственен н еправплы ю лпизовидны й тип косой слоистости, в меньшей мере
тип диагональный.
Фация
п р и р у с л о в о й о т м е л и соответствует зоне более
устойчивого реж им а ак ку м у л яц и и осадка в русле в связи с менее интен­
сивной турбулентностью потока в этой его части и меньш ими диапазонам и
колебания скоростей. В связи с этим характерн ы е для нее, так ж е пре­
имущественно ры хло-песчаные осадки, отличаю тся лучш ей сортировкой
и гораздо более п равильн ой текстурой. П оследняя целиком определяется
господствующей здесь так назы ваемой «дюнной» формой волочения дойных
наносов, вы раж аю щ ейся в том, что песок, покры ваю щ ий дно реки, дви­
жется в виде законом ерно построенных песчаны х волн.
Необходимо оговориться, что такие ж е песчаные волны, и притом даж е
резче выраженные, типичны и для прпстреж невой зоны реки. К а к у к а зы ­
вает М. А. В ели кан ов (1946), их высота, повидимому, п ропорц и ональн а
глубине и скорости потока, а последние имеют наибольш ие значения имен­
но на стрежне. О днако отмеченная выше неустойчивость обстановки н а­
копления осадка, частая смена его эрозией, вызы вает здесь быстрые изме­
нения конф игурации песчаных волн, уничтож ение пх н формирование но­
вых п т. п. П оэтому и текстура отлож ений п рпстреж невой фации не
отражает в ясной форме законом ерностей «дюнного» волочения донных н а­
носов, в противополож ность фации п рирусловой отмели.
Песчаные волны образую т систему гр яд , вы тянуты х вкосА р у сл а, при­
чем пх гребни ориентированы под острым углом к берегу, у к л о н я я сь все
более резко вверх по течению по мере прибли ж ен ия к вогнутом у берегу.
В плане они п редставляю т систему кри вы х, п ерп ен ди кулярны х придонным
струям, несущ им осадок в сторону берега и в то ж е время вдоль русла
(фиг. 18)1. Р азм еры этих песчаных волн, или «подводных дюн», к а к их и на­
че называют иногда в гидрологической литературе, пропорциональны р а з­
мерам потока. Д л я р. В олги ниж е устья О ки мною констатированы волны
высотою до 0 ,7 —-1 м, а в исклю чительны х сл у ч аях даж е до 1,5 м при длине
до 32—36 м, в некоторы х сл у ч аях до 50 м. Несомненно, что это далеко не
наиболее крупны е по разм ерам , ибо они наблю дались на мелководье,
вблизи меженного ур еза реки. Н а реках меньшего масш таба разм еры волн
значительно меньш е. По моим личным наблю дениям на р. К ерж енц е, н а1
пример, они имеют высоту всего около 0 ,1 —0,3 м при длине в 10—20 м,
как максимум. Эти наблю дения вполне согласую тся с указы ваем ы м и в ли ­
тературе цифрами. Д л я иллю страции приводим табли цу (табл. 1), соста1 Вопросов динамики и морфологии подводных песчаных волн или «дюн» коснулся
в статьз, посвященной классификации знаков ряби, И. Белостодкий (1940). На изоб­
раженной им схеме ориентировки «дюн» на дне реки плесам соответствует крайне не­
постоянное их расположение, а для перекатов дается картина, близкая к той, которую
мы описали в качестве типичной для плесов. Схема И. Белостопкого неверна, ибо
она не учитывает характера поперечной циркуляции поды в русле. Особенно это ка­
сается перекатов, о морфологии которых будет сказано ниже.
43
пленную по данным Л оп ати на, П ортио, Д ж онсона н Я смунда, заимство­
ванным из работы М. А. В ели кан ова (1946).
Таблица
1
Р азм ер ы песчан ы х в о л н н ек отор ы х рек
В ы со т а п е сч а н о й полны
Д л и н а п е сч а н о й волны
Р е к а
в м ет р а х
Волга v Углича * . . .
Волга у Щербакова * .
Луга * ...............................
0 ,1 —0 ,4
0 ,3 5 —0 ,6 5
0 ,1 5 —0 ,2 5
Миссисипи * * .................
Миссисипи * * ..................
Гаронна * * ......................
3 ,9 6
2 ,1 0
1 ,2 8
16— 18
. 17—22
143
101
* И зм е р е н и я п р о в о д и л и с ь п р и г л у б и н а х 1—2,5 м п лиш ь у Щ ер бак ов а д о 4 м ,
т . е. в з о н е м е л к о в о д ь я , г д е рпзм еры вол и н е в е л и к и .
** С у д я по ц и ф р а м , они о т н о с я т с я , н а о б о р о т , к с т р е ж н е в о й ч асти р ек и
б л и зк и к м а к си м а л ь н о в о зм о ж н ы м вел н чп п ам .
П есчаны е волны обладаю т резко асимметричным профилем с круты м
склоном, обращ енным вниз по точению и достигающ им 30° крути зн ы
и более, и соответственно очень пологим склоном, . обращ енным вверх
по течению. К рутой склон венча­
ется резкой, лиш ь иногда слегка
закругленн ой бровкой, за которой
следует почти п л о ская, еле замет­
но в ы п укл ая верш ина, занимаю ­
щ ая около 1/ з длины волны . Н а ­
личие песчаных волн обусловли­
вает характерн ую форму меженно­
го у р еза воды у прирусловой*
отмели в виде системы у зки х лопа­
Фпг. 18. Схема ориентировки гребней
стей. В ы деляю тся к а к бы много­
песчаных волн па плесе.
численны
е небольш ие
песчаные
П у н к т п р и ы е л и н и и —н а п р а в л е н и е д о н н ы х т е ч е ­
ний. С п л ош н ы е л и п н и —г р е б н и п е с ч а н ы х вол н .
мы скн, несколько скош енные вниз
Т е ч е н и е с л ев а н а п р а в о .
по течению, п разделяю щ ие их
зали вчи ки .
П есчаны е волны не яв л яю тся неподвижными формами рельеф а. Они
непреры вно смещаются вниз вдоль р у сл а со скоростью , пропорциональной
скоростп течения. Д л я непосредственно интересую щ ей нас области при­
русловой отмели представление об этпх скоростях дают те ж е наблю дения
на р еках В олге и Л у ге, приведенные у М. А. В ел и кан ова (фиг. 19),
Н а В олге они измеряю тся цифрами п оряд ка 0,4 м в сутки, на Л у ге 0,16 м
в сутки. В стреж невой зоне потока скорости дви ж ени я песчаных волн
гораздо больш е. Д ля М иссисипи, наприм ер, констатированы значения по­
р яд к а 6,85— 12,4 м в сутки, для Г аронны 25 м и для Л у ар ы — 5— 11 м
в сутки. Это вы раж ает весьма н агл яд н о резкое преобладание явлен и й эро­
зии н транспорта на стреж не реки, где весь нанос движ ется п почти ничего
не отлагается. Смещение песчаны х волн в обла_стп прирусловой отмели
44
указывает, что и здесь идет, хотя и оолее замедленным темпом, транспорт
донных наносов. Последний, однако, п риостан авливается в межень в над­
водной части отмели. К огда, в силу м играции р у сл а, н а следующ ий год
отмель наращ ивается новым слоем наноса, последний перекры вает ранее
образовавш иеся песчаные волны и текстура осадка в р азр езе сохраняет
все особенности их строения.
10 II 12
>4 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25л»
Фиг. 19. Измерение песчаных воли па р. Л уге (из кнпги
М. А. Великанова, 1946).
Влекомые течением песчпики перекаты ваю тся плп перемещаются скач­
ками но пологому склону волны п затем, скаты ваясь по ее крутом у откосу,
успокаиваю тся. Т ак возникает крмто н акл он н ая вниз по реке тон кая слои-
Фпг. 20. Схема возникновения диагональной слоистости в русловом аллювии при
движении песчаных воли по дну реки.
А — схема дви ж ен и я песч ан ой волны и п р о и с х о ж д е н и я н ак л он н ой слои стости слагаю щ его ее
песка; Б — три стади и н а к о п л ен и я дн а го п а л ь н о -сл о п ст он толщ и п р и р усл овой о т м е л и ...
стость. При надвигании новой песчаной волны на прекративш ую движ ение
старую повторяется тот ж е процесс, причем постель вновь образую щ ейся
косонаслоенной пачки п редварительно оказы вается вы равненной (фиг. 20).
Так формируется толщ а песков с п рекрасной тонкой д иагональной слои­
стостью в налегаю щ их д руг на д руга лннзовидны х, но довольно выдер­
жанных слоях, причем меж ду ними почти вовсе отсутствую т какие-либо
промежуточные прослойки с пологоиаклонной или горизонтальной слои­
стостью. П оскольку кон ф и гурац ия песчаных волн и ориентировка их греб­
ней в плане меняется во времени, н аклон тонкой слоистости в разны х слоях
варьирует в довольно больш их пределах д ля одного и того ж е верти каль­
ного сечения. Иногда наблю дается постепенное изменение у гл а н аклон а
45
и внутри одного н того же прослоя. Но нап равлен ие н аклон а всегда строго
выдерж ано вниз по точению.
Эта типичная для фацпн прирусловой отмели слоистость очень часто
наблю дается в естественных обнаж ениях ниж него руслового гори зонта
современных пойм. Х арактерны е ее зари совки приведены на фиг. 21.
Песчаные отлож ения прирусловой отмели гораздо лучш е отсортиро­
ваны, чем отлож ения фацпн прпстреж невой. По и в них, конечно, наблю ­
даются колебания крупности зерна в разны х прослоях в связи с колебан п я-
0 го йО 60 80 100 см
1
I
»
I
t
-1
Фиг. 21. Зарисовка косой слоистости русловых песков в обна­
ж ениях волжской поймы.
В п е р х у — о бн аж ен и е м еж ду со. К р асн ы й Яр н К р естовое Городищ е
н и ж е г. У л ьян овск а; ш г и зу — об н а ж ен и е н и ж е д. д и ш ш о , бл и з
с. П р н в о л ж ье. н и ж е г. Сызрани (левы й б ер ег).
мп скоростей течения во времени. Поэтому на фоне преобладания круп н о-,
средне- II м елкозернисты х песков встречаю тся порою и линзы , обогащен­
ные гравием или даж е содерл 1 ащ пе мелкие гал ь к и , всегда распределенные
послойно и строго согласно с наклоном тонкой слоистости. Н ар яд у с этим,
при общей хорош ей отмытости этих песков («речников», по вы раж ению
практпков-строителен), встречаю тся в некоторы х ли н зах тоненькие про­
слойки пылеватых и иловаты х песков, так ж е строго согласую щ иеся
с общим уклоном тонкой диагональной слоистости.
В верхних ч астях прирусловой отмели тип слоистости песков ‘обычновидоизменяется, нам ечая переход к фации п рирусловы х валов, описывае­
мой ниж е. Здесь, на фоне крупны х песчаных волн, все чащ е начинает резко
вы деляться ск ульп тура мелкой волноприбойной ряби, а затем и ветровой
ряби , формирую щ ейся на обсыхающей поверхности отмели в межень.
В той ее части, которая перекры вается водой лиш ь в моменты наивысшегоподъема уровня реки, песчаные волны в течение года успеваю т уж е пол­
ностью р азруш и ться под воздействием ветра. Вместе с ними наруш ается
и первичная д иагональн ая слоистость, вы тесняясь постепенно м елко46
плойчатой слоистостью типа волнопрпбойных знаков. Этот переходный типтекстуры такж е нередко можно наблю дать в естественных р азр езах совре­
менных пойм (фиг. 22 н 23) Е
Мы видели, что типичные для плеса соотнош ения русловы х фаций
связаны с господствующей в его пределах односторонней поперечной
циркуляцией воды. П оследняя связан а с искривлением русл а н переко­
сом дна в силу смещения наибольш их глубин к одному из берегов. Однако,
хотя естественные водные потоки обычно и моандрирую т в плане, но все
же в пх р у сл ах встречаю тся и относительно выпрямленны е участки. К а к
отметил еще II. С. Л ел явск п й (1893), для последних типично общее ослаб­
ление поперечной ц и р к у л яц и и , но она не п рекращ ается при этом целиком,.
О
5
Ю
L_____ I___ i
l
15
l
20
!
25см
Фиг. 22. Зарисовка косой слоистости верхних горизонтов отложений
прирусловой отмели в обнажении левобережной поймы р. Волги у
д. Аннино, близ с. Прпволжье, ниж е г. Сызрани.
Ч ерн ы е л ш н тп — глинисты е п р осл ой к и .
а видоизменяет лиш ь свою форму. Здесь стреж ень леж и т в средней части
русла п с обспх сторон к нему н ап равл яю тся симметрично сходящ иеся
поверхностные «сбойные» течения. О п ускаясь ко дну в прнстрсж невой
зоне, вода затем растекается в стороны, в виде оп ять-такн симметрично
расположенных придонны х течений (см. фиг. 17). Естественно, что при
такой схеме движ ения воды, долж ны симметрично располож и ться и фацпн
руслового аллю вия п у обоих берегов возникнуть две подобные д руг другу
прирусловые отмели. В природе это и наблю дается в некоторы х случ аях.
1 Мы но ставим своей целью специально останавливаться здесь па вопросе о ха­
рактерных для руслового аллювия типах косой слоистости н их классификации. По­
скольку, однако, этот признак осадочных горных пород в настоящее время как в ино­
странной, так н в советской литературе признается одним из существеннейших кри­
териев установления их генезиса, необходимо сделать по этому поводу некоторые
попутные замечания. Изложенные выше теоретические соображения н факты показы­
вают, что в классификацию тппов косой слоистости, разработанную у нас 10. А. Жсмчужнпковым (1923, 1926) и получившую высокую опенку в после; угощпх работах, по­
священных этой проблеме (Ж емчужников, 1940), необходимо внести ряд корректив.
Нельзя, очевидно, проводить такой резкой грани меж ду слоистостью «типа потоков»
н «речного типа», которая обычно проводится. Мы видели, что даж е в разных фациях
одного только руслового аллювия, т. е. речных отложений в самом строгом смысле
этого слова, косая слоистость весьма различна, приближаясь то к одному, то к дру­
гому из этих типов.
Да и вообще вряд ли верно противопоставлять «потоки» «рекам», ибо первые есть
лишь разновидность вторых и пм свойственны принципиально сходные общие законо­
мерности, в частности и «дюнная» форма волочения донных наносов.
47
'Однако надо подчеркнуть недоразвитость прпрусловы х отмелей в подоб­
ных усл о ви ях в силу слабости придонны х поперечных течений и малого
выноса влекомы х наносов к берегам. Они сводятся к узеньким полоскам,
лиш ь едва поднимающ имся над меженным уровнем реки и примыкающим
к основанию круты х, хорош о очерченных стенок русл а. Б о л ьш ая часть
дна реки оказы вается зан ятой пристреж новой фацией, что отраж ает
ослабленную аккум ул яц и ю аллю вия в целом.
И злож енны е выше две формы поперечной ц и р к у л я ц и и воды в русле
не исчерпываю т всех возможны х случаев. А. И. Л осиевскнй (1934) на осно­
вании экспериментальны х исследований вы деляет четы ре основных ее
типа (фиг. 24). И з них тип I яв л я е тся уж е знакомым нам вариантом, ха­
рактерны м для прямого русл а. Т ип III возникает путем его трансформации
при перекосе диа потока и соответствует подробно разобранном у и широко
распространенном у случаю изогнуты х в плане плесов. Что касается до
0
20
40
60
80 см
_1______I---------- 1---------- 1---------- 1
■Фиг. 23. Зарисовка косой слоистости в песках верхних горизонтов погребенной при­
русловой отмели р. Цны у д. Глядколо Сасопского района Рязанской обл.
Ч ерны ми линиям и п ок азан ы тем н обуры е глинисты е п р осл ой к и .
типа I I , то он не свойственен естественным водотокам вообще, ибо требует
никогда но имеющего места в природе соотнош ения ш ирины и глубины ру­
сла и может сущ ествовать, невидимому, только в искусственны х к ан алах и
эксперим ентальны х лотках. Т ип IV , или «смешанный», к а к его назы вает
А. И. Л основский, напротив, встречается довольно часто и на нем следует
несколько остановиться. К а к видно из чертеж а, он сводится к а к бы к рас­
падению потока на две (иногда и н а три )части с образованием двух стрежне­
вых линий, для каж дой из которы х характерн о нисходящ ее движение
воды и, следовательно, некоторы й разм ы в дна. Н аоборот, по контакту
меж ду обеими частям и потока, в области господства восходящ их струф,
происходит частичное отлож ение влекомы х наносов, приносимых при­
донными течениями со стороны обеих стреж невы х линий.
Подобные соотнош ения весьма нередки на реках с развитой фуркацией
(дроблением на р у к ава), в ы р аж ая собою н ачало этого процесса. С ним
связано образование песчаны х островков, так назы ваемы х «осередков»,
представляю щ их обычное явлен и е, наприм ер на В олге. Эти осередки
можно рассм атривать к а к зач аток сливш ихся воедино двух прирусловы х
отмелей, отвечаю щих двум нарож даю щ им ся дочерним рукавам реки.
По своей дальнейш ей судьбе осередки, однако, не всегда сходны с
обычными прирусловы ми отмелями, хотя в основных чертах и соответ­
ствую т им ф ациально.
Большинство осеродков смещается вниз по течению благодаря размыву
их обращенного вверх по течению конца и наращ иванию низового конца.
Смещение это достигает порою значительной скорости. Т ак , Б . В . По­
ляков (1938) указы вает, что осередок в русле В олги у Д убовки с 1886 по
19]2 г. спустился на 850 м вниз по реке, т. о. со скоростью 34 м в год.
Если размыв верхового конца обгоняет при этом прирост низового конца,
осередок в конце концов исчезает, п ред ставл яя лиш ь эфемерное образова­
ние, не играющее роли в накоплении всей толщ и аллю вия в целом . Если
же нарастание осередка снизу превы ш ает по темпу разм ы в его сверху, то
он постепенно увеличивается в разм ерах, даж е при больш их скоростях
миграции. В той ж е работе Б . В . П о л як о ва приведен пример осередка
у г. Камышина, смещающ егося вниз по течению
со скоростью 100 м в год и в то ж е время быстро
растущего. Его объем, считая от горизонтали
3,5 м ниже у. м ., увели чи лся с 1934 по 1936 г.
на 200 тыс. м3. К онечно, н такие нарастаю щ ие в
величине осередки могут в конечном итоге быть
размыты рекою. Но нередко они останавливаю т­
ся и становятся ядрам и крупны х островов. Это
явление обычно связано с отходом вбок одного
из разделяемых ими рукаво в реки, ставш его
главным, п прпчлененпя с этой стороны обыч­
ной обширной п рирусловой отмели. В озникш ий
таким путем остров превращ ается в молодой у ч а­
сток поймы, построенный соверш енно аналогично
основному ее массиву, к которому он часто и
прпчленяется в конце концов путем заноса пе­
сками брошенного рекой второго р у к а в а . Р а с ­ Фиг. 24. Схема четырех
ширение этим способом поймы, а следовательно, типов поперечной цир­
п площади, занятой аллю виальной толщ ей дна куляции воды в русло­
вом потоке и их зависи­
долины,— обычное явлен и е на многих р ек ах , по­ мость от формы попереч­
добно Волге дробящ ихся на р у к а в а Е
ного сечения русла, по
Процесс формирования осередков и островов А .И . Лосиевскому (1934).
: был разобран специально, чтобы п оказать, что он I — р асход я щ и еся по д н у
токи; I I — с ходя щ и еся по
} не является принципиально отличным от обычного д н у токи; I I I — о д н ост ор он ­
я ц и рк ул я ц и я ; I V — см е­
хода накопления руслового аллю вия в силу попе­ н я ш
анный тип (сдвоен ны й
тип I).
речной циркуляции воды на плесе. Это — лиш ь
вариант последнего, и отлож ения, слагаю щ ие осеJ :редки,— лишь вариант отлож ений обычной п рирусловой или береговой
'отмели, с тем только отличием, что само сущ ествование осередка очень
часто крайне эфемерно с геологической точки зрен и я. Т аким образом,
рост осередков и островов не меняет сущ ества намеченной выше схемы
соотношения русловы х фаций на плесе, сохраняю щ ей полностью слое
значение.
Однако было бы ошибочным ограничиться нарисованной нами к а р ти ­
ной. Действительность значительно слож нее и, преж де всего, в силу тех
изменений в условиях осадконакоп лени я, которы е определяю тся сезон­
ными колебаниями расходов и скоростей течения и влияни е которы х надо
разобрать в первую очередь.
После прохождения п ика паводка, п араллельн о со спадом полы х вод,
границы всех фаций начинаю т смещ аться в сторону стреж н я; при новом
подъеме уровня реки они смещаются в обратном н ап равл ен и и . Тем самым
«
1 По данным JL К. Гленна (G)enn, 1925), на р. К расной в США (R ed River) пойма
формируется почти исключительно в силу слияния островов. К ак правило ж е, однако,
этот процесс играет подчиненную роль.
4
Т руды И Г И , вып. 135
49
в довольно ш ирокой пограничной зоне меж ду двумя фациями наблюдаются
попеременно услови я, характерн ы е то для одной, то для другой из них.
Соответственно и в образую щ ихся отлож ен и ях можно наблю дать чередо­
вание прослоев несколько различного обли ка. П ереход одной фации в дру­
гую, и так в больш инстве случаев очень постепенный, часто растягивается
в связи с этим на отрезок, лиш ь немногим меньш ий, чем ш ирина зоны,
занятой самими этими фациями.
Но не только в этом вы раж ается влияние сезонных колебаний водо­
носности рек на состав отлож ений, типичных для разны х фаций руслового
аллю вия на плесе. Выше уж е было у к азан о , что в меженное время здесь
может н ачаться садка взвеш енных наносов, а тем самым заиление дна.
Это заиление раньш е и резче всего, конечно, сказы вается в области
прирусловой отмели, где оно очень часто развито даж е на главны х руслах
рек масш таба В олги и Оки. Н еправи льн о было бы думать, однако, что
возникаю щ ие в итоге прослои иловаты х песков, супесей и суглинков
долж ны правильно возрастать в мощности н числе по мере удаления от
стреж ня к отлогому намывному берегу. К арти н а значительно сложнее.
Н адводная часть п рирусловой отмели затоп ляется лиш ь в моменты
прохож дения главной волны круп н ы х п аводков (на рек ах Р усской рав­
нины — весной). В это время даж е здесь течение отличается сравнительно
большой скоростью , мешающей осаждению тонкого м атери ала, а при­
донные токи, нап равляю щ и еся со стороны стреж н я, наиболее интенсивны
и приносят массу влекомы х песчаны х наносов. П оэтому глинисты е и ило­
ватые прослои для надводной части отмели не характерн ы н, к а к правило,
вообще отсутствую т. Она целиком слож ена ры хлы ми песками.
Т а к ж е точно неблагопри ятна обстановка для отлож ения илистых ча­
стиц и в ближ айш ей к п ристреж невой зоне полосе подводной части отмели.
Здесь даж е в меж ень скорости течения слиш ком велики.
И наче дело обстоит в той полосе, кото рая леж и т вблизи меженного
ур еза воды, прости раясь на некоторое расстояние от него и в сторону бере­
га, и в сторону стреж н я. Здесь при спаде воды скорости сниж аю тся до
наименьш их значений, здесь и л о к ал и зуется отлож ение иловаты х пород.
П реж де всего оно начинается в депрессиях меж ду остановивш ими свое
движ ение песчаными волнами п постепенно распростран яется на их верш и­
ны. В ер х н яя гр ан и ц а зоны заи лен и я часто приобретает поэтому лопастной
вид, вдаваясь вглубь надводной части отмели по лож бинам меж ду песча­
ными волнами и отступая в сторону реки на пх гребн ях. По той же причине
мощности иловаты х осадков больш е в лож бинах и меньше на вершинах
волн, и зм ен яясь вдвое-втрое и даж е более. В целом за один сезон обычно
(Образуется одна ли н за, иногда разделенн ая тонкими песчаными прослой­
к а м и , соответствующ ими небольш им летним и осеннему паводкам . Л инза
!эта в целом н аклон ен а в сторону русл а под углом, соответствующим на­
клону поверхности отмели, т. е. от 3 —4 до 8 — 15° к а к максимум в разных
частях. Н а растущ их отм елях в следую щ ий паводок так ая лин за погре­
бается новым слоем песка, поверх которого мож ет возникнуть н овая линза,
и т. д. Этим объясняется частое присутствие п ологонаклонны х выклини­
ваю щ ихся прослоев иловаты х пород в ниж них ч астях разрезов руслового
аллю вия, уходящ их под урез воды. Их очень часто приходилось наблюдать
на многих р ек ах , в частности на В олге, Око и С уре (см. фиг. 14, 55 и др.),
где их мощность колеблется от 0 ,1 —0,2 до 0 ,3 —0,5 м.
К онечно, далеко не все п рирусловы е отмоли в одинаковой мере под­
верж ены заилению даж е на одной и той ж е реке. Н а Волсе, н априм ер, это
явление развито главны м образом на боковых п ротоках и второстепенных
р у к а в а х . Что касается главного русл а, то обычно отмели по его берегам
либо вовсе лиш ены п ризн аков заи л ен и я, либо оно развивается только в ни­
зовых по точению пх концах и особенно в тех завод ях, которые здесь часто
50
образуются между песчаной косой, продолж аю щ ей главное тело отмели,
и примыкающим обрывом стенки р у сл а. В боковых п ротоках («воложках»
по-местному), наоборот, заиление весьма распространено. Ч асто ш ирокая
полоса отмели, а в низовом ее конце и почти вся она целиком , оказы вается
покрытой коркой и ла до 0 ,2 —0,3 м мощностью, соверш енно скрываю щ ей
характерную ску льп туру песчаных волн. Вместо этого возникает ровная
наклонная поверхность, п окры тая крупны м и трещ инам и вы сы хания,
делящими ее на полигоны до 0,5 м в поперечнике. Здесь в разрезе иногда
даже преобладают иловаты е тонкослоисты е породы, переслаиваю щ иеся
мелкими п тонкозернистыми песками. Подобного рода толщ и, в связи
с пх своеобразием, рационально выделить к ак субфацию периодически
запляющихся отмелей.
Вообще говоря, чем медленнее течение реки (что более всего характерно
для малых равнинны х рек), тем больш их масш табов достигает заиление
прирусловых отмелей в меженное время. Н а Оке, наприм ер, картин а
в общем еще сходна с описанной для В олги. Б л и зки к ней и соотношения,
наблюдавшиеся в ниж них течениях М окш и, Циы и на М оскве-реке. Н о
уже на Свинге заиление отмелей становится ш ироко распространенны м
явлением, особенно в среднем ее течении.
Надо, однако, подчеркнуть, что периодическое заиление не просто
нарастает с замедлением течения и уменьшением разм еров реки. Т ак,
например, на сравнительно небольш их рек ах, каки м и являю тся К ерж енец,
Больш ая и М алая К окш ага, С ы зран, верховья Суры и т. п ., периодиче­
ского заиления почти не наблю далось. А н ал и зи руя причины, нетрудно
убедиться, что они крою тся, с одной стороны, в геологии и физико-гео­
графических особенностях бассейна и, с другой стороны, в режиме рек.
В ерхняя Сура и, особенно, Сызран протекаю т по местности, почти
нацело сложенной песчаными породами верхнего мела и палеогена. Н а
Сызране поэтому даже выносы боковых оврагов состоят из одних ры хлы х
песков. Р ека почти не несет мелких взвеш енны х частиц, особенно в ме­
жень, когда поверхностный смыв почвенного п окрова практически от­
сутствует, если не считать эпизодических и кратковрем енны х ливней.
Бассейны Больш ой К окш агп и К ерж енц а так ж е в значительной мере рас­
положены в области мощных четвертичных песков. К оренны е породы та­
тарского яр у са здесь такж е характери зую тся развитием песчаны х фаций.
К этому присоединяются больш ая залесенность и заболоченность бас­
сейнов и слабое их эрозионное расчленение, препятствую щ ие поверхност­
ному смыву. В межень воды обеих рек лиш ены взвеш енного обломочного
материала и только окрашены в буроватый цвет коллоидам и окиси ж елеза
и гзШМдши, поступающими из болотных массивов. Садкой этих коллоидЩЯНИВВйвничивается «заиление» отмелей, покры ваю щ ихся на уровне,
бЛиШд^ЯшЦ^ еж ени, тоненькой рж аво-бурой пленкой, толщиной меиее
условия для развития заи лен и я благоприятны , то' оно
Г в ^ тТОЯщЙЙУ^ебольш их реках в очень значительны х разм ер ах . П ри
91ЗД М 8 Н Н Н р 4к-дяя него обстановка может создаться не только н а отм ел я Щ Ц Н Н Ш ^ф еж н ево й части плесов, где скорости в м еж ень падают,
до ниЧШшщЩрШчений Б В этих случаях теряется не только четкое р аз­
личие м е й й ^ ’йристрежневой фацией и фацией п рирусловой отмели, но
облик руслового аллювия в целом начинает напоминать субфацию заи ляю щихся отмелей или нижние горизонты старинного ал л ю в и я, описываемого
ниже. Н а степных реках, примером которы х мож ет сл у ж и ть Б ольш ой \
Иргиз, имеет место даже известного рода инверсия в составе отложений
1 На роках масштаба Волги сходная обстановка наблюдается в незначительных
ы уже потерявших свободную связь с главным руслом боковых протоках.
4*
51
обеих главны х фаций руслового аллю вия. Р усло в целом здесь заполнено
водой лиш ь во время весеннего паводка, отличаю щ егося крайн е быстрым
подъемом и спадом уровней воды и кратковрем енностью . П рирусловы е
отмели, не отличаю щ иеся вообще больш им развитием, формирую тся по­
этому целиком в услови ях бурного течения и слож ены песками. В межень
вода сохраняется в почти и золированны х п лесах, п реврати вш ихся, по
сущ еству, в небольш ие озерки. Здесь и осаж дается илистый материал.
Т аким образом, заиление целиком перемещ ается в пристреж невую зону
и становится не характерн ы м д ля отмелей.
Рассмотренные взаимоотнош ения группы русловы х фаций плесов в зна­
чительной мере определяю т главны е законом ерности строения руслового
горизонта аллю виальн ы х свит в делом . Мы уж е подчеркивали, что плесы
явл яю тся наиболее активны м и участкам и русл а в смысле локали зац и и
в них эрозионной работы реки. Отсюда вытекает, что именно м играция
плесов, преж де всего, влечет за собой разр аб о тк у дна долины и н акоп ле­
ние ал л ю в и я . Это обстоятельство соверш енно правильно было подмечено
А. И. М ордвиновым в упоминавш ейся выше зам етке (1932), по но было
долж ны м образом оценено в дальнейш ем и из него но было сделано всех
необходимых выводов.
П ри смещении плеса, вместе с вклю чаю щ ей его верш иной меандра,
река постепенно подрезает подмываемый берег на уровне своего дна Т
К а к следствие, через один и тот ж е участок дна долины последовательно
п роходят сн ачала стреж н евая зона р у сл а, затем зона н акоп лен и я при­
русловой отмели. Э розия сменяется ак ку м у л яц и ей . В начале поверх р аз­
мытой поверхности коренного лож а скопляю тся только остаточные перлю виальны е продукты , образую щ ие маломощ ный базальн ы й горизонт,
сложенный по преимущ еству грубообломочным валунно-галечны м ма­
териалом . П оверх него л ож атся отлож ения прпстреж невой фации, хар ак те­
ризую щ иеся еще относительной грубозернистостью , вклю чениям и линз
и пакетов гр ав и я , а иногда и галеч н ика, и неправильнолинзовидной ко­
сой слоистостью . С надвиганием зоны прирусловой отмели, мигрирующ ей
вслед за уходящ им в сторону стрежнем, еще выше отлагается толща
более хорош о отсортированны х песков с диагональной слоистостью,
поверх которы х, в свою очередь, наклады ваю тся м елкозернисты е песча­
ные н акоп лен и я окраины надводной части отмели с тонкой линзовидной
плойчатой слоистостью.
Т аким образом, в схеме мы долж ны иметь общее уменьш ение крупности
зерна и увеличение степени сортировки песчаных толщ руслового гори­
зонта по мере движ ения снизу вверх по р азр езу , от его постели к кровле.
Эта законом ерность действительно ш ироко распространена в природе
и настолько очевидна для любого геолога, имевшего дело с современным
или древним аллю вием, что нет нуж ды обосновывать ее больш им коли­
чеством фактов.
К а к мы видели, особенности м еханического состава и текстуры разных
горизонтов песчаных толщ руслового аллю вия целиком объясняю тся
его накоплением под влиянием бокового смещения русл а. В связи с этим
подчеркнем, что для их и столкования соверш енно излиш не и ошибочно
прибегать к гипотезе изменения реж им а реки во времени. Тем более оши­
бочно п ротивопоставлять ниж ние грубосортированны е горизонты верхним,
к а к образован ия, принципиально различны е генетически. А меж ду тем,
до самого последнего времени такого рода заблуж ден и й не и збегали даже
крупны е геологи, особенно по отношению к древнему аллю вию четвер1 Вследствие этого выравнивающего эффекта боковой эрозии Ф. П. Саваренский
1939) назвал ее речной абразией. В р яд ли рационально следовать его примеру, ибо
тогда термин абразия получает слишком широкое значение. Лучше сохранить его для
обозначения только работы прибоя волн, как это обычно принято.
52
тнчных надпойменных террас. Т ак, наприм ер Б . М. Д аны пин (1936, 1917)
различал в песках I I I надпойменной (так назы ваемой Х оды нской) террасы
р. Москвы два горизонта. Н п ж н и й, обогащ енный валунам и и галькам и,
он считал флю виогляциалы тымп отлож ениям и, связанны м и с выделенной
нм флемминг-московской стадией оледенения, и только выш ележащ ие
более мелкозернистые и лучш е сортированны е пески приним ал за соб­
ственно аллю виальны е, соп оставляя пх со временем отступания льдов.
Сходные ошибки можно найти и у многих других исследователей, но для
пас достаточно и одного прим ера. Мы привели его лиш ь для того, чтобы
предупредить против слиш ком поспешных выводов палеогеографического
и стратиграфического х ар ак тер а, которы е нередко делаю т на основании
беглых наблюдений над строением ал л ю ви я. П реж де чем строить их, надо
убедиться, что наблюдаемые факты действительно не могут быть объяснены
одной внутренней динамикой разви тия речной долины и ее поймы 1.
Далеко не всегда можно толковать в качестве следов изменений кл и ­
мата или реж има реки и «аномальные» на первый в згл яд разрезы руслового
аллювия, уклоняю щ иеся от излож енной схемы. К а к было указан о , п ри ­
русловые отмели часто подвергаю тся периодическому заилению . Поэтому,
прослои иловатых пород в средней части толщ и, соответствующ ей прибли­
зительно положению меженного уровн я реки, вполне объясняю тся одним
этим обстоятельством. «Инверсия» литологического состава пристреж певоп фации и фации прирусловы х отмелей, подобная отмеченной нами
для степных рек типа Больш ого И р ги за, в ряде случаев может объяснять
факты залегания глинисты х пород в основании толщ и и т. п.
Чтобы не быть неверно понятым, оговорю сь, что н аб росан н ая только
что схема строения руслового горизонта аллю вия вовсе не претендует
на значение исчерпывающ ей его характери сти ки . П ока что были учтены
лишь условия его ф ормирования на речных п лесах, хотя и имеющие н аи ­
большее значение в понимании процесса в целом, но д алеко не охваты ­
вающие всех его сторон. Д алее, русловой аллю вий рассм атривается в этой
главе оторванно от других круп н ы х ф ациальны х подразделений аллю ­
виальных свит. Тем самым не мож ет быть полностью охарактери зован о
и значение ряда частных деталей з облике его разрезов. П оэтому приведен­
ные выше замечания на этот счет ни в коем случае не м огут рассм атриваться
как попытка составить какой-то «рецепт», годный на все случаи ж изни.
Перекаты, особенности накопления аллювия в их пределах и их
роль в развитии аллювиальной толщи
Обстановка накопления руслового аллю вия на п ерекате весьма суще­
ственно отличается от обстановки, господствующей на плесе. П реж де
всего надо подчеркнуть, что* сам перекат есть образование аккум ул яти вноеУНа нем в паводок продольные уклоны и скорости течения меньше,
1 HOfifSfio уместно остановиться вообще на истолковании результатов механи­
ческих я Щ |Д р . В литологнчсскон практике нередко о генезисе обломочной породы
судят п№ ДшИЩни сортировки, выражаемой характером кривой гранулометриче­
ского сосМ М И Н м ует полностью присоединиться к той осторожной оценке этого ме
тода, котОразЩрва JI. В. Пустоваловым (1940) в его руководстве по петрографии
осадочных яОр^эАН&ряду с указанным нм влиянием на степень сортировки осадка ме­
ханического состава исходных пород — поставщиков обломочного материала, очень
большое значение имеет и сам процесс осаждения. В случае руслового аллювия, напри­
мер, разные фации сортированы различно. Мало того, в отлож ениях одной н той
же фапии наблюдается разная степень сортировки в рядом леж ащ их линзах. Поэтому
механические анализы отдельных образцов пород неизбеж но дают весьма различные
результаты, п пыделяемый иногда тип «речной сортировки» песков фактически далеко
не исчерпывает их разнообразия. Только средние пробы, целеустремленно отобранные
для разных фацпн, могут дать более определенные и однозначные результаты. Пока
что исследований подобного направления не производилось.
чем в выше- и н иж ележ ащ и х отрезках русл а, п поэтому здесь отклады ­
вается часть влекомых наносов, приносимых рекой с верховьев пли обра­
зовавш ихся за счет эрозии соседнего плеса. П равда, в межень уклоны
и скорости наибольш их значений достигают именно на перекатах, с ко­
торых в это время смывается верхний слой ранее отложенного м атериала.
Но эта периодическая эрозия ограничена по своим масш табам и не затр а­
гивает коренного лож а реки *.
.уСамо возникновение переката обусловлено своеобразием поперечной
ц и р к у л яц и и воды в русле в пром еж утке меж ду двум я последовательными
плесами. Здесь стреж ень переходит постепенно от одного берега реки к дру­
гому (в случае яр к о вы раж енны х меандров — от верш ины выш ележащ ей
излучины к. верш ине ниж ележ ащ ей, изогнутой в другую сторону). С.оот-'
ветственно происходит смена н ап равлен ия односторонней винтообразной
ц и р к у л яц и и воды на обратное. Эта смена сопровож дается в промеж уточ­
ной зоне веерообразны м растеканием поверхностны х струй, а в итоге воз­
никновением восходящ их токов в средней части русл а. Придонные течения
но н ап р авл яю тся здесь к берегам, но, наоборот, стремятся к стрежню.
П равда, при этом не возникает вполне п равильн ой симметричной ц и р к у ­
ляции и движ ение воды здесь, невидимому, несколько непостоянно, ме­
н яясь от сезона к сезону. Д л я нас важ но одно: придонные течения на
перекате не только не способствуют разм ы ву ф арватера, но, наоборот,
приносят к нему м ассу влекомы х наносов, формирую щ их намывную
песчаную мель — тело переката.
М орфология перекатов довольно разн ообразн а п можно выделить
несколько их типов, начиная от довольно слабо вы раж енны х п мало
препятствую щ их судоходству па больш их реках («перевалы», к ак пх
назы ваю т на В олге и Оке) до настоящ их песчаных плотин, перегора­
ж иваю щ их русло, через которы е в меж ень вода переливается из одно!!
плесовой лож бины в другую узки м и мелким протоком, похожим на водо­
слив настоящ ей плотины .v П ри достаточно четком оформлении перекат
сливается в верховом своем конце с прирусловой отмелью выш ележащ его
плеса, а в низовом конце с п рирусловой отмелью ниж ележ ащ его (фиг. 25).
Т аким образом, в морфологическом отношении п ерекат представляет, как
указы вает А. И. Л осневский (1934), схож дение русловы х побочной, т. е.
1 Ю. А. Билибин (1938) путает перекаты е перепадами в руслах горных и полу­
торных рек. Перепады — это пороги, сложенные твердыми коренными породами
ложа. В их пределах река отличается относительной молководиостыо и значитель­
ной скоростью течения. Перекаты представляют собою намывные песчаные пли галеч­
ные мели, перегораживающ ие реку и возникающие в силу внутренних законов цир­
куляции воды в русле при выравненном продольном профиле. Так понимается этот
термин в современной гидрологии (Б лизняк и Поляков, 1939; Великанов, 1948). Бы­
стрины ж е на месте перепадов наряду с водопадами свидетельствуют о певыравненности
продольного профиля. Наличие пх связано не с динамикой самого водного потока,
а с геологическим строением и тектоническим развитием его бассейна.
Строгое разграничение понятий «перекат» п «порог», часто смешиваемых друг с
другом в практике судовож дения, необходимо для геолога. Путаницей в терминоло­
гии объясняется то, что 10. А. Билибин как раз перекаты считает участками с господ­
ствующей эрозией, а п л есы — участками с господством аккумуляции аллювия.
Однако, даже если иметь в виду пороги, 10. А. Билибин не вполне прав, поскольку
он по рассматривает явления в его развитии. Действительно, па порогах река
эродирует, а не аккумулирует. По это целиком связано с замедленным темпом
эрозии вследствие большого сопротивления твердых
пород ложа. Наоборот,
выше и ниже порога, где русло глубж е, эрозия протекает быстрее, п имении
поэтому рока успела здесь углубить его в большей степени. Таким образом, с точки
зрения динамики самого потока, плесы и при наличии порогов остаются участками
наиболее быстро протекающей эрозии ложа.
Пороги присутствуют и на некоторых равнинных реках (Днепр, Свирь, Волхов
и т. д.), но они ие типичны для них. Поэтому в настоящей главе условия накопления
аллювия на порогах рассматриваться не будут.
54
береговых или прирусловых отмелей, развитых по обеим сторонам реки.
Косо пересекающий русло гробспь переката разделяет два асимметричных
его склона. Склон, обращенный вверх по течению,— полог, склон, обращен­
ный вниз по точению,— круг н резко сменяется ниж ней плесовой лож би­
ной (фиг. 26).л
Перекаты не являю тся закрепленными на одном месте образованиями.
Они смещаются в известных пределах даже внутри относительно устой-
Qj 1 ' 1
Прирусловые отмели и вершина тела переката
с; 1
1
V
Склоны тела переката и мелководные участки плесов
Глубины ч/ P-'-vl
й ш ш Верхняя и нижняя плесовые ложбины
§! ■ )
■Главное течение (с т р е ж е н ь ) ---------- Гребень переката
Фиг. 2а. Схема переката в плане. ,
чнвого русла. В межень, когда тело переката до известной меры уподоб­
ляется плотине, преграждающ ей свободное течение реки, над ним образует­
ся перепад в продольном профиле ее уровня. Продольные уклоны и
Фиг. 26. Схема продольного профиля переката вдоль стрежня
реки в межень.
скорости здесь поэтому никогда не падают до таких минимальных величин,
как па плесе. Вода, переливаю щ аяся через перекат из одной плесовой л о ж ­
бины в другую, размывает его пологий верховой склон и переносит песок
на крутой низовой склон, частично засыпая конец нижележащего плеса.
Смещение гребня вниз по течению, происходящее при этом, доходит па
некоторых реках до весьма значительной величины. Н а Н и ж н ей Волге,
например, перекаты смещаются, по данным Б . А. Аполлова (1935), в сред­
нем па 50 м в год, а Р язан ск и й перекат у Самарской Л у к п , к а к указывает
Б. В. Поляков (1938), в разные годы смещается на расстояние от 40 до
520 м. Перемещение побочпя Ананьевского переката у г. Куйбышева
в 1920 г. достигло даже 1500 м. Правда, в следующий паводок иногда
гребень переката оказывается вновь сдвинутым обратно вверх по течению,
но это явление по своим масштабам не может итти ни в какое сравнение
с общей миграцией его тела вниз по реке. Оно связано с сезонными коле55
банпями высоты гребня, наращ иваю щ егося в паводок и вновь смываемого
в межень. Т акие сезонные колебания, по данным Б . В. П ол як о ва (1930,
1938), достигают на Д ону 3 —3,5 м, а на Волге д аж е 5 м.
■Особенно яр к о процесс поступательного движения перекатов выражен
на реках со сравнительно прямым руслом, при котором положение их
лимитируется только изгибами стреж ня. Последние довольно легко де­
формируются от года к году, сдвигаясь вниз по течению, а вместе с ними
сдвигаются и плесы и перекаты. Классическим случаем этого рода яв л яю т­
ся реки Рейн и Д унай, «движение мелей» на которых часто цитируется
в литературе н вошло в качестве примера во многие учебники гидрологии
и общей геологии (Великанов, 1948; Мушкетов, 1926). Н а Рейне, по дан­
ным Г рабенау (Мушкетов, 1926), изгибы стреж ня, а с ними и перекаты,
смещаются .в среднем более, чем на 270 м в год. Некоторые перекаты на
Д унае (П оляков, 1935) смещаются со скоростью до 200 м в год. К а к по­
к а з а л В. М, Л о хти н (1897), скорость этого процесса на разны х реках р аз­
лична и зависит от степени устойчивости русла, определяемой отношением
между скоростями течения (пли, вернее, уклонами) и крупностью зерна
донных наносов. Чем круче продольные уклон ы и чем мельче влекомые
наносы, тем быстрее идет деформация р усла Ч
Отложения, слагающие перекаты, почти не переходят в ископаемое
состояние, относясь по сути дела к категории временных, подвижных
аллю виальны х образований. В самом деле, перекат всегда тяготеет к средней
части р у сл а в месте пересечения его наискось стрежнем, переходящим
от одного плеса к другому. П ерекат смещается вниз по течению только
вслед за смещающимся плесом, оставаясь всегда внутри русла. П р а к ти ­
чески он лиш ь и зредка может «выскочить» за пределы ру сла в сторону
намываемого берега и войти в состав руслового горизонта пойменного
р азр еза, п оскольку боковое смещение русла и нарастание поймы за счет
прирусловой отмели совершаются главным образом на плесе .'‘Только в слу­
чае внезапного прорыва реки в новом нап равлен ии перекаты ее заброшен­
ного р у к а в а замедляют или вовсе приостанавливаю т свое движение и
могут быть погребены под верхним пойменным горизонтом аллювиальной
I свиты. Подобные случаи довольно редки и несколько более вероятны лишь
]н а реках с активной фуркацией, вроде Волги.
1 Степень устойчивости русла определяется так называемым коэффициентом Лохтииа, т. е. отношением средних размеров частиц, слагающих дно потока, к величине
падения его на единицу длины. Величины этого коэффициента для некоторых рек та­
ковы: Висла (у Варшавы)— 2,1; Западный Б уг (у Бреста) — 2,1; Припять (у Пинска) — 3,0; Днепр — от 2,5 до 6,2: Д он — от 2,1 до 7,1; Нева (у Ленинграда) — 10,0;
В олга — от 8,8 до 15,0; Ока — от 13,6 до 14,6; Неман (у Гродно — дно галечно-валун­
ное в связи с пересечением зоны конечных морен) — 23,3.
Как мы видим, наименее устойчивыми руслами отличаются реки западной части
Русской равнины. Следует, однако, подчеркнуть, что механическое применение коэф­
фициента Лохтина без учета других существенных факторов формирования речного
русла (массы воды в потоке, динамической фазы русла, относительного развития от­
дельных аллювиальных фаций, наличия перлювня, строения поймы и т. п.) может
приводить к превратном}' представлению об устойчивости русла. К тому ж е надлежа­
щее определенно коэффициента Лохтина само по себе очень затруднено отсутствием
достаточно правильной методики вычисления средней крупности донных отложений
для отдельных участков рек. То, что коэффициент Лохтина не отражает в некоторых
случаях действительной устойчивости русла, видно из сравнения отрезка Печоры
между. Каниным и Усть-Усой с Волгой и Окой. Так, коэффициент устойчивости, вы­
численный, по Л охтину, для русла Печоры возле Усть-Усы , согласно данным
М. И. Львовича (1938), равен 25. В связи с этим Печора здесь должна быть отнесена
к категории самых устойчивых рек, более устойчивых, чем Волга у Горького (коэф­
фициент устойчивости 12) и у Саратова (коэффициент устойчивости 17) или Ока у
Касимова (коэффициент устойчивости 14). М ежду тем из опыта эксплоатанин водных
путей хороню известно, что Печора меж ду Усть-Усой и Каниным отличается крайне
слабой устойчивостью русла, гораздо меиыпей, чем Волга и Ока, и долж на быть от­
несена в действительности к категории наименее устойчивых рек. Подобные ж е выводы
получаются из сравнения Северной Двины с Волгой и Окой и разных других рек.
56
До спх пор речь ш ла о потоках с относительно прямолинейным руслом.
Однако условия захоронения перекатов не более благоприятны н на реках
меапдрирующпх. П равда, здесь подвижность перекатов ограничена, ибо
они не могут переместиться с боковой стороны меандра в его вершину,
постоянно занятую плесом. П ерекаты смещаются здесь поэтому только
по мере деформации меандров, а это значительно более медленный процесс,
измеряемый, ка к мы видели, нередко метрами и даже долями метра в год.
Но п здесь перекат всегда лежит в середине р усла и движется вместе с ним
и вдоль него. Только в случае прорыва шейки меандра он может перейти
в ископаемое состояние: Но площади, занимаемые боковыми сторонами
староречнй, составляют даже при очень частых прорывах небольшой
процент всей площади дна долины. Поэтому и в поймах меандрнрующпх
рек отложения перекатов не могут играть большой роли в строении русло­
вого горизонта ал л ю впя в целом.
Итак мы убеждаемся, что русловые фации, свойственные перекатам
не могут играть значительной ролп в строении н иж них горизонтов аллю ­
виальной свиты и 'я в л я ю т с я скорее исключением, чем правилом, сред!
слагающих ее отложений, не н ар у ш а я сколько-нибудь значительно обри­
сованной выше схемы. Однако они все же встречаются, и с их особенностя­
ми и условиями залегани я необходимо поэтому познакомиться. К сож а­
лению, имеющийся -в Нашем распоряж ен и и материал не позволяет с полно!
уверенностью распознать их в разр е зах современных пойм плп древне
аллювиальных террас н поэтому в значительной мере придется стропы
своп выводы дедуктивным путем, основываясь на наблюдениях над дви­
жением донных наносов и ходом деформации русла, имеющихся в литера
туре. В настоящее время это единственно возможный путь, и притом путь
с принципиальной стороны вполне научно допустимый. В р яд ли, следу?
ему, мы сделаем ошибки, значительно превышающие возможный предо:
точности наших построений в целом.
,Условия накопления русловых отложений на перекате ближе всегс
стоят к пристрежневой фации плеса и к зоне, переходной от нее к при
русловой отмели,- Значительные скорости течения в паводок п болышн
их значения по сравнению с плесом в межень обусловливают возможносы
выноса на перекат и отложения здесь довольно крупного м атериала. Боль
шая сложность поперечной ц и р к у л я ц и и воды и распределения донны:
струй, меняющихся в значительной степени во времени, периодически!
размыв гребня переката в межень, все это приводит к изменчивости ус
ловпн осадконакопления п от сезона к сезону, н от одного пункта дна к дру­
гому. Поэтому сортировка м атериала на перекате более пестра,, чем н.
прирусловой отмели. К а к н в пристрежневой фации плеса, на перекат
должно, очевидно, наблюдаться чередование линз разного механическою
состава н разной степени однородности. В то же время, в силу отсутствш
постоянных донных течений, направленны х к берегу, для переката в ме
нее яркой форме должно наблюдаться измельчение механического состав
наносов при удалении от стреж ня. Весь комплекс осадков переката в цело:
по условиям накопления и составу может быть принят поэтому за одп;
единую фацию руслового ал л ю в пя. В парагенезисе свойственных е
осадков вовсе отсутствуют иловатые п глинистые породы, ибо даж е в мс
жень течение достаточно сильно, чтобы перемывать песчаное тело перекат?
Действительно, заиление перекатов не наблюдалось нами вовсе даже и
небольших речках. Бы ть может, оно протекает в очень ограниченной стс
пени лишь на совсем маленьких ручьях.
Что касается текстуры осадков, то об ее форме, характерной для пс
рекатов, можно пока судить довольно гадательно. К а к показываю
визуальные наблюдения, промеры и аэрофотоснимки, <для перекате
равнинных рек типична та же «дюнная» форма волочения донных наносот
причем размеры песчаных волн здесь очень значительны (фиг. 27 н 28).
Поэтому диагональная слоистость д олж на в тон или иной мере быть
свойственной хотя бы для отдельных круп н ы х линз^ Однако непостоянство
условий накопления осадка и смена ак ку м у л яц и и эрозией в меженное
время приводят к тому, что н ар я д у с нею встречаются и крупные линзы
с неправилы ю линзовндной слоистостью, а т ак ж е пакеты грубых песков,
гравия, в,некоторы х сл уч аях и гал ьки .
Иными словами, фация перекатов по облику отложений действительно
представляется довольно сходной с пристрежневой фацией плесов. Но по
уровню своего зал егани я, а значит по положению в схеме разреза русло-
Фнг. 27. Один из перекатов на верхней Оке (аэроснимок А. К. Пронина).
Видны: гребень п ер еката, пологий верховой и к р у то й кино вой склпиьт его тел а, сливаю щ е­
гося с двум я прирусловы м и отмелями на противополож ных берегах русл а; выше и н и ж е пе­
р е к а т а — плесовые лож би ны (темные). Гребень п ереката рассечен и скусственн ой прорезью
д л я п р о п у ск а судов, рядом с которой нам етана песчаная отм ель (удлин ен н ое белое плтио)
на выброш енных отвалов.
вого горизонта аллювналы-юн свиты, она резко отлична от последней.
Перекат, к а к правило, возникает на месте ранее существовавшего и ушед­
шего вниз по течению плеса. В связи с этим постель слагающих его на­
коплений может совпадать с постелью аллю впя в целом. Но может слу­
читься п так, что перекат надвинется на нпжшою часть прирусловой от­
мели п тогда в разрезе, поверх сравнительно хорошо сортированных
дпагопальнослопстых песков, вновь начнется менее сортированная и
грубозернистая толща. Что касается кровли отложений фацнн перекатов,
то она располагается достаточно высоко над ложем аллю впя. Эта высота
определяется по крайней мере разностью глубин между плесами п пере­
катами, достигающей для рек типа Волги 15 м и более (в среднем и
нижнем течении), для Окп ниже Р я з а н и 12 м, для Дона в среднем тече­
нии 12 м и т. д. Глубины на перекатах, даже на фарватере, измеряются
цифрами, свойственными ниж ним подводным частям прирусловых отме­
лей плесов, с которыми, к а к уж е было сказано выше, они связаны непо­
средственными переходами. По окраинам же меженного р усла тело пере­
ката обнажается н низкую воду. Т аким образом, кровля фацнн переката
58
в разрезе аллювия всегда располагается выше постели фации прирусловых
отмелей.
^ Подытоживая сказанное, можно сформулировать положение и облик
отложении фации перекатов в нормальной схеме строения руслового го­
ризонта аллювиальной свиты следующим образом. Н а участках развития
этой фации увеличиваются в мощности грубозернистые и сравнительно
Ф и г. 28. Один из небольших перекатов на верхней Оке (аэроснимок А. К. Пронина).
На гребне переката работает землесос, отводящий песок пз разрабатываемой прореди
в слепой копеп ппжпей плесовой ложбины. .Хороню видны подводные песчаные волны.
Прекрасно видна скульптура песчаных волн на прирусловой отмели.
Черные ш/тна между hiimii— зпплш ощ неея участки (снимок сделан в начале межени).
плохо отсортированные осадки, обычно тяготеющие к основанию аллю ­
виальной толщи или же подстилаемые снизу более мелкозернистыми дпагональнослопстыми песками. К рупны е линзы таких грубозернистых
•отложений фацпально замещаются по горизонтали обычными для при­
русловых отмелей мелкозернистыми песчаными толщами, иногда с про­
слоями иловатых пород.у
Подобные случаи наруш ения обычно]'! закономерности постепенного
жнеуклонного уменьшения крупности зерна от низов руслового горизонта
аллю вия к его кровле действительно встречаются в конкретных разрезах
пойм и четвертичных надпойменных террас наших рек. Они находят вполне
удовлетворительное объяснение в описанных только что особенностях
состава и условий залегания фации перекатов. А. И. Мордвинов (1932)
описал, например, появление в одном из разрезов руслового горизонта
поймы над более мелкозернистыми песками вновь линзы сравнительно
грубозернистого состава. Он совершенно правильно объяснил это надви­
ганием переката на полузасы панны й и сместившийся вниз по долине плес.
Конечно облик фации переката, к а к и ее относительное значение в стро­
ении руслового аллю вия, существенно различен на реках разного размера
и разного реж им а. Поэтому и для нее в принципе возможно выделение
ряда местных вариантов, подобно тому к а к это было сделано выше для
н р и ру сл о вй х отмелей или пристрежневой фации. Однако в этом отношении
перед нами стоят трудности, непреодолимые при нынешнем состоянии
изученности проблемы. Д аж е в р азрезах аллю виальны х отложений срав­
нительно крупны х рек, влекущ их по дну н ар я д у с песком и более грубый
материал, мы были в состоянии противопоставить ее пристрежневой фации
скорее по положению в разрезе, чем по индивидуальным особенностям
слагающих ее отложений. Н а реках , не несущих крупны х обломочных
частиц или имеющих очень малые размеры, такой метод не может иметь
успеха. Механический состав донных осадков на перекатах здесь почти
ничем не отличается не только от осадков пристрежневой зоны плеса,
но и от тех, которые формируются в пределах прирусловых отмелей.
При однородности состава всей толщи руслового аллювия в целом в
ней вообще становится трудным распознавать отдельные фации. Отделить
пристрежневые отложения от отложений прирусловой отмели помогает
еще в большинстве случаев резкое различие их в высотном положении
по отношению к постели аллювия, иногда в степени заиленности и т. д.
Что же касается до фации перекатов, располагающейся на одном уровне
с фацией прирусловой отмели и связанной с последней тесным переходом
по простиранию, то нельзя пока указать достаточно надежных признаков
ее выделения в разрезе. Д л я этого большую у сл у гу могло бы оказать
изучение характерны х деталей текстуры, но последние пока еще п ракти ­
чески нам почти вовсе неизвестны. Исходить же из наблюдений над осо­
бенностями современного осадконакоплепня иа перекатах малых рек
невозможно, п оскольку они совершенно не изучены даж е с чисто гидро­
логической точки зрения. Поэтому придется ограничиться только темп
общими замечаниями, которые были сделаны выше, оставив более деталь­
ную р азработку вопроса на будущее.
И тоги
Итак, в составе руслового аллю вия можно выделить ч еты ре'круп н ы е
фации: перлю виальную , прпстрожневую, прирусловы х отмелей л пере­
катов. Наиболее четко выражены они на крупны х и средних равнинных
реках, для большинства которых отличаются достаточно выдержанными
и однообразными признаками н по лптологическому облику соответствую­
щих нм осадков, и особенно по положению последних в разрезе аллю ­
виальной свиты. Мы видели, однако, что к а ж д а я из этих четырех фаций
имеет р яд местных вариантов, сопряж енны х с водными потоками разного
режима н разного масштаба. Эти варианты особенно своеобразны на не­
больших речках пли на рек ах степных с крайн е резкими колебаниями
водоносности по сезонам года. Мы видим такж е, что внутри каж дой крупной
фации можно выделить более дробные подразделения, субфацни, при­
мером которых я в л я л а с ь описанная выше субфацня запляю щ нхея отмелей,
и что между всеми четырьмя фациями существуют постепенные переходы.
Намеченная нами типовая схема строения руслового горизонта ал л ю виаль­
ных свнт, даже с учетом сделанных ужо дополнений и оговорок, правил ь­
но отражая общую, ведущую закономерность, конечно, далеко не охва­
тывает всего действительного фациалыгого многообразия. Ее можно и
должно еще значительно детализировать и и сп равлять. Однако подоб­
ная детализация, требую щая специальных, целеустремленно построенных
исследований и прежде всего углубленного литологического изучения
аллювия, не входит в к р у г задач настоящей работы.
Но даже оставаясь в р ам ках относительно упрощенной схемы, мы не
исчерпали еще всего ее содерж ания. В частности, выше лишь бегло
были упомянуты некоторые модификации русловых отложений, зани­
мающих переходное положение к пойменному аллювию, с одной стороны,
к старинному — с другой стороны. Сюда относятся, например, осадки
верхних частей прирусловой отмели или же песчаные н акопления, перекры ­
вающие иногда в р азрезах старинные и даж е пойменные образования (см.
главу II). Обе эти модификации тесно связаны с процессом формирования
прирусловых валов — одного из основных элементов аккумулятивного
рельефа поверхности поймы. О тложения, переходные от типично русло­
вых осадков к старинному аллювию, т ак ж е представлены несколькими
разновидностями. Сюда относятся, во-первых, песчаные пересыпи, замы­
кающие верхние концы начавш их отш нуровываться от главного русла
староречпй и имеющие много общих черт к а к с фацией перекатов, так и
с фацией прирусловых отмелей. Во-вторых, такое же промежуточное место
занимают резко отличные лито логически, преимущественно иловатые,
осадки затонов и заводей, напоминающие несколько фации запляю щ ихся
плесов и прирусловых отмелей. Все эти своеобразные фациальные гр уп ­
пировки, по существу говоря, яв л яю тс я еще в значительной мере членами
руслового горизонта аллю виальной толщи. Но в то же время пх удобнее
будет рассмотреть при и злож ении пойменного и старинного аллю вия,
поскольку в ходе разви тия последних они играю т роль первых стадий.
Надо только помнить, что не всегда затон, например, развивается в на­
стоящую замкнутую старицу. Нередко процесс останавливается на этой
начальной ступени, и соответствующие ей осадки могут встретиться в раз­
резе вне связи с.отложениями, характерны ми для его полного разви тия.
Глава
IV
ПОИМЕННЫЙ А Л Л Ю ВИ Й Р А В Н И Н Н Ы Х Р Е К
(П ер ви ч н ы й а к к ум ул я т и в н ы й рельеф пой м и его генезис)
Первичный гривистый рельеф пойм меаедрируншщх рек и его
происхождение
Прежде чем перейти к рассмотрению собственно пойменного аллю вия,
нам придется большое место уделить вопросам геоморфологии поймы, ибо
рельеф ее поверхности играет совершенно иную и гораздо более важную
роль в истории пойменного аллю вия, чем рельеф дна реки в истории ал л ю ­
вия руслового. В самом деле, скульп ту ра дна русла почти целиком со­
зидается водным потоком в ходе накопления осадков, строится из этих,
осадков п может рассматриваться в своих главны х ч ертах к а к итог, а не
как предпосылка осадкообразования. Наоборот, с к у л ь п т у р а поймы
оказывается заложенной в основе еще до формирования пойменного а л ­
лювия. Она есть наследие активной рельефообразующей деятельности
(И
все того же потока, текущего в мигрирующем по дну долины меженном
русле. Полые воды, периодически наливающие поймы равнинных рек,
в большинстве случаев имеют слишком малые скорости, чтобы заметным
образом деформировать свое ложе. Их движение лишь пассивно приспо­
собляется к у ж е готовым формам последнего. П равда, по мере накопления
пойменного аллю вия медленно изменяется и рельеф поймы. Но эти изме­
нения в 'значительной степени предопределены опять-таки уж е ранее су­
ществовавшими его чертами. С кул ьпту ра поймы выступает, таким образом,
в качестве одного из факторов, нап р авл яю щ и х образование осадка, и
в гораздо меньшей мере к а к его итог.
Из сказанного вытекает необходимость разграни чен ия среди элементов
пойменного рельефа двух различны х категорий. П ервая категория — э т о
п е р в и ч н ы е а к к у м у л я т и в н ы е ф о р м ы , возникающие од­
новременно с нарождением самой поймы. Они яв л яю тся продуктом дея­
тельности русла в ходе его б луж дани я по дну долины. Они представляют
в то же время главный ка р к ас морфологии поймы, определяя основные
черты последней на всех этапах ее разви тия. Они же служ ат той канвой,
которая определяет условия зал егани я н многие важные черты строения
пойменного ал л ю в ия.
Вторая категория — э т о в т о р и ч н ы е
формы рельефа,
отчасти эрозионные, но главным образом т ак ж е аккум уляти вны е, н а л о ­
ж е н ы ы е, к а к мы их будем называть, ибо они состоят из пойменного
аллю вия, наложенного неравномерным пластом на первичную пойменную
поверхность. Вторичные формы играю т второстепенную роль к а к в эво­
люции морфологии поймы, так особенно в динамике накопления поймен­
ного аллю вия, сами я в л я я с ь ее отражением.
Проблемам геоморфологии пойм у нас в СССР было уделено большое
внимание. Однако никто из занимавш ихся ими исследователей не под­
ходил к ним с точки зрения, излож енной выше. К а к правило, пойма рас­
сматривалась в почти полном отрыве от русла, к а к совершенно независимо
от него развиваю щ ийся элемент дна долины. Именно этим объясняется,
что хотя советская н ау к а продвинулась по пути исследования геоморфо­
логии поймы гораздо дальше, чем н ау к а зару б еж н ая, до сих пор все же
не создано еще такой базы, которую в готовом виде можно было бы принять
за основу нашего исследования. Получившие широкое признание теоре­
тические воззрения академика В. Р. Вильям са (1939) содержат, к а к обна­
р уж ивается при ближайш ем же пх критическом анализе и сличении с фак­
тами, много совершенно ошибочных положений. После В. Р . Вильямса
больше всего работал над изучением пойм Р . А. Елоневский (1924, 1926,
192 7 j, 2, 1929, 1935, 19361j2; Еленевские, 1927, 1928). Им высказан ряд
очень интересных и верных мыслей. В частности, засл уж ивает высокой
оценки его опыт построения классиф икации морфологических типов
пойм, частично используемый в дальнейшем. Однако он, так ж е как н
В. Р . В ильям с, не смог вскрыть ведущих закономерностей динамики
формирования дна долины, а поэтому неверно оценил и р яд фактов гео­
морфологического п орядка. Это п понятно, п оскольку ни тот, ни другой
ученый не могли избеж ать односторонности в самом подходе к решению
проблемы. В. Р . В ильям с исходил в основе из ан ал и за процессов почво­
образования, Р . А. Еленевскпй имел в виду, прежде всего, чисто гсоботапическне вопросы, тогда к а к работа реки, т. е. главны й фактор развития
рельефа долины, понималась ими неправильно н роль ее недооценивалась.
В связи с этим нам придется строить теорию развития рельефа поймы
с самого начала, лишь попутно п ривлекая верные полож ения предшествую­
щих исследователей или вскры вая их заблуж дения.
Мы видели, что пойма возникает по мере смещения русла реки, причем
главную роль играет при этом накопление прирусловых отмелей. Образую62
щаяся таким путем поверхность с самого начала не ровна. П ри переходе
из русла в пойму полые воды захваты ваю т с собою влекомые донные
наносы, однако, резко тер яя скорость, они не могут передвигать этот
материал далеко и оставляют его тут же, у к р а я отмели, формируя вал,
сложенный, ка к правило, рыхлыми песками и имеющий резко асиммет­
ричную форму в первое время своего существования. С клон его, обращен­
ный к реке, п о л о г и лишь немногим круче покатости прирусловой отмели,
непосредственным продолжением которой он яв л я е т с я . Наоборот, склон,
обращенный внутрь берега, крут; угол его определяется углом естествен­
ного откоса сыпучих тел, т. е. близок к 30°. Т акие одиночные или вытя­
нутые сериями парал л ел ьно берегу свежие песчаные п р п р у с л о в ы е
в а л ы — обычное явление на вогнутых сторонах речных меандров и
вообще по окраинам п рирусловы х отмелей. В зависимости от размеров
реки п мощности паводков они достигают различной высоты. Н а Волге,
по моим наблюдениям, они порою доходят до__5 м, на Оке и Мокше
до 2,5—3 м, на К ерж енц е до 1,5 м п т. д.
Молодые прирусловы е валы, находящ иеся еще в стадип образования,
с внешней стороны местами несколько напоминают дюны, особенно когда
их оголенная песчаная поверхность покры вается летом песчаной рябью .'
Однако ветер в их образовании не играет в действительности крупной
роли. За исключением необычайно редких единичных случаев, на реках
Русской равнины в современную геологическую эпоху эти валы быстро
закрепляются растительностью и становятся совершенно недоступными
для перевевания х. Нередко можно наблюдать, к а к такой свежий вал
продолжает расти внутри густой поросли и в н як а, через которую почти
невозможно пробраться и под пологом которой даж е в самый сильный
ветер песчинки на поверхности земли остаются неподвижными. Между
тем, на крутом склоне вала отчетливо видны п ри зн ак и продолжающегося
засыпания песком стволов деревьев. Т акие картин ы можно наблюдать,
например, во многих пунк тах по берегам Волги.
Мы остановились на вопросе о роли ветра в образовании прирусловых
валов потому, что В. Р . В ил ьям с (1939) совершенно неправильно п рин ял
их за эоловые образования, н азв ав «прирусловыми дюнами». П оскол ьк у
в настоящее время эта точка зрения не пользуется, видимо, поддержкой
даже среди его наиболее горячих последователей, мы ограничимся в дан­
ной связи сделанными кратки м и замечаниями 2.
Если бы процесс н арастан ия поймы протекал совершенно равномерно,
то, очевидно, не могло бы возникнуть обособленных прирусловы х валов
в форме линейно вытянутых узк и х гряд, каки м и они явл яю тся в действи­
тельности. В таком случае от года к году, вместе со смещением русла,
смещалась бы и зона выноса влекомых наносов с прирусловой отмели, ш аг
за шагом образуя выровненную песчаную поверхность. Само наличие
валов указывает, однако, на неравномерность процесса и во времени и
в пространстве.
Смещение русла происходит к а к бы скачками от паводка к п ав о дк у ,
причем величина его зависит от интенсивности разли ва, меняющейся
нз года в год, с одной стороны, и от конкретно сложившейся к данном у
1 Иначе дело обстоит на роках аридных областей, примером которых могут сл у­
жить Аму-Дарья, Сыр-Дарья и др. Здесь снежие прирусловые валы часто превра­
щаются в настоящие дюны, странствующие затем далеко за пределами материнской,
отмели, часто уходя даж е на водораздел. Р. Т. Х илл (H ill, 1923), указы вая на боль­
шое значение развеваемых песков в облике речных долин Т ехаса, в значительной мере
в силу этой причины выделяет даж е особый тип «песчаных рек» (sand rivers) аридных
областей.
2 В. Р. Вильямс вообще крайне переоценил роль эолового фактора в возникнове­
нии рельефа пойм. Более подробную критику его взглядов мы дадим еще поэтому ниж е,
при рассмотрении значения неаллювиальиых фаций в строении аллювиальных свит.
63
моменту динамики потока, неодинаковой в силу непрерывно идущей де­
формации русла. От тех же переменных величин зависит и количество
влекомых наносов, выносимых с прирусловой отмели. В итоге, во-первых,
зона пх накопления скачкообразно смещается, с чем и связано образование
серии парал л ел ьны х обособленных валов, отмечающих на поверхности
поймы последовательные стадии смещения русла, во-вторых, от этого
зависит неодинаковая высота валов.
Мы видели, что прирусловы е валы закладываю тся ка к скопления вле­
комых наносов, основная часть которых движется вдоль главного русла
реки. В выносе их на к рай формирующейся поймы большую роль играет
поперечная ц и р к у л я ц и я водного потока. Н а изгибах, где развиты мощные
донные течения, выносящие на прирусловую отмель большое количество
песка со стороны прпстрежневой
ложбины, валы нарастают быст­
ро и достигают большой высоты.
Н а спрямленных участках течения,
а особенно па перекатах, к бере­
гам поступает несравненно меньше
грубого м атериала и валы оказы ­
ваются недоразвитыми,- Правда,
вынос влекомых наносов за пре­
делы меженного русла не огра­
ничивается только прирусловыми
отмелями плесов. Непосредствен­
»
Главное стрежневое течение
но ниже вершин пзлучнн, ц ели ­
Донные течения н а плесах, несущие вле­
ком умещающихся в гран и цах за­
комые наносы н берегу
ливаемого дна долины, некоторое
Участки преимущественного выноса влеколичество
песка, взмученного
/ X / ' ком ы х наносов на край поймы. Д лина стреион пропорциональна интенсивности выносе
бурными водоворотами на стреж­
Участки активно раст ущ их прирусловых
не, выбрасывается струями гл ав ­
ва л о в
ного продольного течения реки в
Подмываемые участки берега
сторону вогнутого подмываемого
берега (фиг. 29). Но в данном сл у ­
Фиг. 29. Схема, иллюстрирующая р а з­
чае эти свежие выносы, во-пер­
личия в условиях формирования при­
вых, проектируются на поверх­
русловых валов в разных участках бе­
ность уж е готового участка пой­
рега меандрирующ ей реки.
мы п не принимают участия в
построении первичных элементов ее рельефа, а во-вторых, существова­
ние их относительно недолговечно, ибо они располагаю тся на под.т
мываемом берегу, постоянно срезаемом рекой. О такого рода н а л ож е н н ы х прирусловы х в алах будет еще речь впереди х, когда мы
коснемся изменений пойменного рельефа под влиянием осадкообразования.
Полевые наблюдения подтверждают полностью, что свежне песчаные
прирусловые валы всегда наиболее четко развиты именно на вогнутых
сторонах излучи н несколько ниж е их вершин, там, где и п р и р у словые
отмели достигают наибольшей ширины и высоты. И вверх и вниз по те1 Судя по приложенному схематическому чертежу, В. Р. Вильямс (1939) именно
подобного рода песчаные выносы называет «областью наибольшего скопления песков»,
поймы и придает им большое значение в развитии рельефа последней. У ж е излож ен­
ного достаточно, чтобы убедиться в неправильности такой точки зрения. Добавлю , что
нигде мне не удавалось наблюдать в соответствующих условиях действительно мас­
сового скопления песков. На карте участка поймы р. Москвы меж ду с. Коломенским
и дер. Чагиной, приводимой В. Р. Вильямсом в качестве конкретной иллюстрации пра­
вильности своей концепции, он противоречит сам себе, показывая «области наиболь­
шего скопления песков» на вогнутых сторонах меандров в их вершинной части, т. е.
как раз там, где располагаются прирусловые отмели и активно нарастающие прирус­
ловые валы.
64
ченшо валы становятся вес ниже, положо ц вовсе исчезают соотвстствсппо
TOMJ-, ка к суживаются и понижаются прирусловые отмели. Из этого пра­
вила я не знаю ни одного исключения, п его смело можно признать за строго
соблюдающуюся повсюду закономерность (фиг. 30). Только при сравни­
тельно прямых русл ах со свободно смещающимися вдоль них плесами и
перекатами, по море того к а к последние меняются своими местами, при­
русловые валы получают возможность формироваться вдоль всего берега,
вытягиваясь в непрерывную линию 0
После зарастан и я и перекрытия пойменными отложениями п р и ру сл о­
вые валы превращаются в наиболее широко распространенный (хотя и
не единственный, к а к мы увидим ниже) тип пойменных г р и в, Эти гривы
и разделяющие их межгрнвные ложбины образуют целые системы дуг,
по которым можно восстановить в общих чертах последовательные стадии
Фиг. 30. Схема расположения прирусловых отмелей и свеж их песчаных приру­
словых валов на излучинах меандрирующей реки.
смещения русла и роста меандра. Они известны в литературе под именем
так называемых «вееров блужданий». И зуч ая «веера блуждания» на
подробных картах пли на аэрофотоснимках (фиг. 31—33) нетрудно под­
метить, что составляющие их гривы неравномерно покрывают всю пло­
щадь участка поймы внутри данной петли меандра и неодинаково четко
выражены в разных ее частях. Они почти сливаются в одну волнистую
повышенную поверхность или, во всяком случае, наиболее тесно сближ е­
ны, как правило, у вершины излучины, ближе же к шейке меандра их
гораздо меньше и пойма в связи с этим в целом несколько понижена, а
нередко и более ровна (фиг. Зй). Эта закономерность находит объяснение
в динамике развития меандра, которую следует рассмотреть достаточно
подробно, имея в виду, что ее знание пригодится и для других целей.
Уже давно было подмечено, что размеры меандров до известного п реде­
ла пропорциональны масштабу реки. В 1902 г. М. Джефферсон (Jefl'erson,
1902) чисто статистическим путем попытался выразить эту закономерность
цифрами. Им было установлено, что амплитуда меандров (точнее ширина
меандрового пояса) в среднем относится к ширине русла к а к 18 : 1. Надо
сказать, что Джефферсон при своих расчетах не провел достаточно четкого
1 К этому случаю близко примыкают реки с врезанными меандрами очень боль­
шой амплитуды, о которых будет сказано далее.
б
Труды И Г П , в ы п . 135
65
Фиг. 31. Один из сегментов поймы р. Оки Левый берег реки.
В идна петлп брош ен н ого м еан дра, п р евращ ен н ая в ц еп ь отароречпй. Х орош о вы деляется срав­
нительно цовы ш енлап верш и н н ая часть о гран и ч ен н ого брош енным меандром сегм ен та, нанятая
сплош ь сенокосны м и угольям и и покры тая тесн о сближ енны м и гривам и, ясно выделяющ имися
на н еск ол ь к и х участк ах л у го в (б о л ее темные площ ади): в ср едн ей части сегм ен та видны р езч е очер­
ченные в еер ообр азн о расходящ и еся д у ги грив с полосами леса и к у ста р н и к а , п о д р еза н н ы е верховой
ветвью м еандра; в н и зу с л е г а , б л и ж е к со в р ем ен н о м у р у с л у , более ровны й уч асток ш елк овой части
сегм ен та. В в е р х у с п р а в а — изви ли стое у зк о е р у сл о притока Оли.
различия между свободными 1 меандрами, целиком вложенными в пойму,
и так называемыми врезанными меандрами, в изгибах которых участвует
1 Этим термином мы будем пользоваться для обозначения того типа меандров, ко­
торый обычно называют «блуждающими» или «поверхностными». Эпитет «свободные»
меандры, е нашей точки зрения, лучше оттеняет их основное отличие — не стесненное
никакими внешними влияниями развитие, целиком обусловленное внутренней дина­
микой водного потока.
66
Фиг. 32. Ссшсыт левобережной поймы р. Оки.
Хорошо видны срезание д у г пойменных грив верховой ветвы о ныне брош енного м еаядра й
ориентировка их противополож ны х концов п арал л ел ьн о низовой ветви староредьи. ■"
не только русло, но п пойменная долина в целом. Между тем, оба типа
меандров глубоко различны принципиально, в смысле динамики р азв и т и я .
Если ограничиться только свободными меандрами, о которых собственно
и идет речь в данном контексте, то пропорция Джефферсона, по видимому,
значительно преувеличена. Во всяком случае для Оки, Мокши, Мологи
и ряда других рек мне известны только отдельные случаи, когда это
отношение превышает 10:1, 12:1. То же касается и р. Москвы, за и склю ­
чением участка в пределах столицы, на котором развиты врезанны е ме­
андры с отношением амплитуды к ширине русла до 42:1. Но разм еры этих
последних вообще могут достигать аномально больш их величин.
5*
67
Д л я нас, однако, не столь ужо важ ны цифровые выражения связи раз­
меров излучин с величиной реки, точные значения которых вообще полу­
чить очень трудно. В аж но само существование этой связи, ибо оно у казы ­
вает, что меандр, по крайн ей мере свободно развивающийся внутри пой­
менной долины, не может расти беспредельно. Что же ограничивает его
рост и в точение всего ли своего развития он растет одинаково быстро?
Н а это можно дать довольно определенны]! ответ.
Только что наметивш аяся новая
и злучина реки обычно имеет
небольшую к р и визн у
и растет в высоту
сравнительно
медленно
в силу малой величины центробежного ускорения, получаемого течением
на за к р у г л е н и и . Н о вскоре рост меандра неизбежно должен ускориться.
Этому способствует нарастание его кривизны, а значит центробежного
Фиг. 33. Участок сегментной поймы р. Оки.
Х орош о видны два стар ор еч ь я (н а л евом и на правом б е р е г у ) и о собен н ост и рельеф а огран и чен­
н ы х ими сегм ен тов поймы . Н а м олодом растущ ем сегм ен те в (ф у т о м и зги бе совр ем ен н ого русл а вы­
д ел я ет с я п есч ан ая п р и р у сл о в а я отм ел ь и п о р осш ая и вн як ом зо н а с в е ж п х п р и р усл овы х валов. Сеь ер о-аап адн ее л ев о б ер еж н о го стар ор еч ь я (левы й верхн и й у го л сним ка) ви дно бол ее м елк ое, круто
и зо г н у т о е ст а р о р еч ь е и часть совр ем ен н ого м еан дра притока Оки. В ю го-восточ н ом (н и ж н ем правом
у г л у и б л и ж е к ц е н т р у с н и м к а )— брош енны е м еандры стар ор еч ь я п р еж н его низовт.н одн ого из
притоков Оки и огран и чен н ы е ими м ел к огги вч сты е сегм енты поймы п осл ед н его.
ускорения течения, с одной стороны, и интенсивности поперечной цир­
ку л я ц и и на плесе в вершине изгиба, с другой стороны. Конечно, кри­
визна излучины и с самого н ачала может быть достаточно большой, но
это л иш ь подкрепит наше положение о быстром росте меандра в первые
этапы его развития.
П ри такой обстановке русло в течение гидрологического года будет
смещаться на очень значительную величину, и материал, идущий на по­
строение прирусловой отмели и прируслового вала, будет распределяться
иа сравнительно большую площ адь. Возникнут лиш ь далеко отстоящие
д ру г от друга гривы.
Но после достижения известного максимума скорость роста меандра
столь же неизбежно долж на замедлиться. В самом деле, по мере увели­
чения длины периметра излучины соответственно уменьшается продоль­
ный уклон, а, зн ач ит,и скорость течения.Интенсивность эрозионной работы
68
потока падает. Падает и скорость смещения русла в сторону вершины
меандра, уменьшается и линейная величина смещения, приходящ аяся
на одни гидрологический год. Н аконец, подмыв вершины меандра рекой
становится возможным уж е не каж ды й год, а только при более бурных
паводках.
Отсюда следует, что во вторую половину ж изни меандра прирусловые
валы должны формироваться все ближе и ближе друг к другу, иногда
накладываясь один на другой. Порою рост одного и того же вала может
длиться много лет подряд. Это, вместе с концентрацией выносимого из
русла материала на меньшей площади, способствует увеличению отно­
сительной высоты валов. Т аким образом, преимущественное сосредото­
чение грив, пх частое слияние в широкие сложные гривы и общая повышонпость поймы в вершинных частях меандра получают полное объясне­
ние в динамике самого роста последнего.
Фиг. 34. Схема, иллюстрирующая закономер­
ность распределения грив и относительных
высот внутри сегмента поймы, ограниченного
речным меандром
(^направление течени и п ок азан о ст р е л к о й ).
Продолжая свое рассуждение дальше, мы могли бы представить себе
такое состояние, когда меандр вообще прекратит свой дальнейший рост.
Очевидно, при этом его размеры станут максимально возможными для
данной реки Т
Возможно, что к такому пределу, например, близки некоторые наблю­
давшиеся мною излучины р. Больш ого Ч срем ш аиа в его нижнем течении
близ с. Никольское, п оскольку у них наблюдается отсутствие заметного
подмыва вогнутого берега русла, местами даже задернованного, а при­
русловые отмели почти полностью заросли в надводной своей части, и
образования свежнх прирусловы х валов незаметно. Сходного облика
излучины можно у казать и со среднего течения р. Свнягп, из ипзовьов
Пронн п т. п. Но, к а к правило, развитие не доходит до этой стадии и, в силу
прорыва шейки, меандр обрезается п начинает превращ аться в старицу.
В связи со сказанным полезно несколько остановиться на врезанных
меандрах. Их крупные размеры нельзя рассматривать к а к показатель
тон величины, которой могут достигнуть речные излучины , если прорыв
шейки не положит предела их росту. Врезанный меандр крупного разме1 Было бы весьма пенным, если бы гидрологи попытались обнаружить какие-либо
математические зависимости между величиной меандров н динамикой потоков. Д ума­
ется, что хотя бы в самой общей форме такая попытка могла бы быть осуществленной
уже в настоящее время.
69
pa — это уж е не столько изгиб русла, сколько изгио долины, в который
он перерос в ходе донной эрозии реки. Н а протяж ении такого меандра
нередко наблюдается несколько плесов п перекатов, смещающихся вдоль
русла, иной раз намечается даже образование мелких излучин, осложняю­
щих его конфигурацию. Только эти последние, собственно говоря, и можно
сравнивать со свободными меандрами, о которых ш ла речь до сих пор.
Только к ним прилож им закон Ф ар га о связи расположения плесов н
перекатов с изгибами реки, только они, следовательно, могут рассматри­
ваться к а к итог проявления внутренней динамики водного потока. Вре­
занные же меандры — это следствие вмешательства в динамику потока
нового фактора — движен ин земной коры, влияния
WУЙ-Й**г-v-v.
которого мы пока не к а ­
саемся х.
Второе обстоятельство,
которое бросается в глаза
при рассмотрении карт и
аэрофотоснимков
поймы
меандрпрующей
р ек и ,—
это расположение изогну­
тых грив и межгривных
лож бин не концентриче­
скими дугами, п ар ал л ел ь ­
ными современным и зги­
бам р усла, а эксцентриче­
скими, образующими схо­
дящиеся
веерообразные
Фиг. 35. Схема последовательного смещения
речных меандров по мере их роста (из книги
пучки. Н азвани е «веера
Э. Ога «Геология»).
блуждания» действительно
С л е в а — начальны е стадии; с п р а в а — п осл едовател ьн ы е
вполне подходит к ним.
п о л о ж ен и я в бол ее п о зд н и х стлдп п х.
Т а к а я особенность морфо­
логии поймы целиком связана с миграцией меандров, ка к целого, вниз по
долине. Я остановлюсь только на интересующих нас следствиях этого
общеизвестного явл ен и я.
Н а фиг. 35 схематично изображены последовательные стадии смещения
меандра по мере его роста. Из схемы отчетливо видно, что в итоге действи­
тельно долж на получиться внутри излучины система сходящ ихся вниз
по течению и расходящ ихся к в е р х у дугообразных грив, обрезанная под
значительным углом подмываемым берегом верховой части меандра.
П р и этом наиболее гривистым и возвышенным должен оказаться сектор
поймы, примыкаю щий не непосредственно к его вершине, а смещенный
к низовой ветви и вытянутый суж иваю щ ейся вниз по течению полосой
вдоль ее намывного берега. Наоборот, значительная часть подмываемого
берега любой излучины долж на подрезать несколько более пониженный
1 Д олж ен оговориться, что нз сказанного мной не следует делать вывод, что со­
вершенно исключена всякая возможность возникновения более чем одного плеса в пре­
делах одного обычного, не врезанного меандра. Но в таком случае.это означает, по су­
ществу говоря, начало распада его па два (пли несколько) новых элементарных дочер­
них меандра. Такой процесс тем возможнее, чем больше становится периметр исход­
ной излучины и чем, следовательно, больше становятся отрезки течения, отделяющие
один плес от другого. Д ля величины этих отрезков, повпднмому, тож е существует опре­
деленная зависимость от размера, вернее от режима водного потока. Эта зависимость
может рассматриваться так ж е как одна из причин, лимитирующих рост излучин. Ви­
димо ею объясняется, в частности, довольно широко распространенное явление ос­
ложнения вершин многих меандров добавочными, обратными изгибами, как бы деля­
щими их на две лопасти, на которое в свое время обратил внимание Верто (Berthaul,
1911).
70
и ровный участок, соответствующий первым стадиям роста сегмента поймы,
ограниченного излучиной. Сравнение этой схемы с приведенными выше
конкретными фактическими иллю страциями (см. фиг. 8, 31, 32) убеждает
в полном ее совпадении с ними.
В широкой, хорошо разработанной! долине энергично меаидрирующей
реки описанным путем возникает очень сложный первичный рельеф по­
верхности поймы. Внутри каж дой излучины современного р усл а распо­
лагаются сегменты поймы, разделяю щ иеся на повышенный гривистый
участок, тяготеющий к вершине меандра и намывному берегу его низовой
ветви, и на более ровный и пониженный участок, тяготеющий к шейке
меандра и подмываемому берегу его верхового отрезка. П ри этом внутри
каждой следующей вниз по течению излучины , обращенной в противо­
положную сторону, заключен сегмент поймы, по п лан у строения своей
поверхности повернутый к а к бы па 180° по отношению к сегменту выше­
лежащей излучины . К арти н а еще более осложняется тем, что наряду
с живыми, развиваю щимися меандрами дно долины изобилует обычно
старыми, брошенными меандрами более ранних генераций. К аж дому из
них соответствует свой сегмент поймы, опоясанный ложбиной староречья,
либо занятой еще озером-старицей, либо заиленной у ж е полностью и
представляющей плоскую, изогнутую в плане, часто заболоченную л о ж ­
бину. К этой ложбине с ее вогнутой стороны п риж аты согласно с ней
ориентированные дуги грив «веера блуждания» отмершего меандра.
С противоположной стороны сегмент поймы брошенного меандра либо
оказывается обрезанным другим староречьем или действующим руслом,
либо незаметно сливается с пониженной внутренней частью сегмента более
поздней генерации.
Прекрасной иллю страцией сказанному может служ ить пойма расши­
ренных участков долины р. Оки, выкопировка карты одного из которых
представлена на фиг. И .
Особенности морфологии пойм рек, дробящихся на рукава.
Генезис крупногривистых форм пойменного рельефа.
Общие черты рельефа пойм сегментного типа
Не всегда, однако, смещение р усла по дну долины сопровождается
образованием яр к о выраж енных меандров. Д л я некоторых рек более
типична иная его форма — дробление на р у к а в а или ф уркаци я, в связи
с особенностями которой стоят и многие своеобразные черты морфологии
их пойм. Прежде чем перейти к характери сти ке этих своеобразных черт,
необходимо уточнить смысл, вкладываемый нами в понятиз «фуркация»,
ибо этим термином мы вовсе не имеем в виду назы вать все без исключения
случаи деления русел рек на р у к а в а . П оясним это конкретным примером.
Ока на протяжении от с. К иструсс до с. Шилово, т. е. на отрезке в 25 км
длиной, считая по прямой, течет в настоящее время двумя руслам и п ри ­
мерно одинаковой ширины. Главное русло жмется к правому склону
долины, параллельный ему проток — к левому склону на расстоянии
около 5 км от главного. Б л и ж ай ш е е знакомство с топографическими съем­
ками разных лет показывает, что этот второй проток возник недавно в ито­
ге прорыва реки через цепь ранее существовавших здесь изолированных
озер (фиг. 36). Последние не что иное, к а к староречья. Т ак и м образом,
происхождение дополнительного р у к а в а в данном случае не отличается
принципиально от обычного спрямления меандров, при котором, к а к мы
видели выше, река очень часто использует старинные ложбины. Образо­
вание настоящих меандров не только не чуждо описанному отрезку Оки,
но, наоборот, именно здесь имеются очень я р к и е примеры этого рода.
71
Выше уж е приводился один из них - - спрямление рекой излучины у с. Кнструсс. Сложно изогнутая петлеобразная старица крупных размеров, еще
не потерявш ая связь с главным руслом, видна на карте такж е несколько
ниже по течению. Все это указывает, что приведенный нами случаи
деления реки на р у к а ва не только не может противопоставляться меаидрировашно в его классической форме, но, наоборот, яв л яе тся, пожалуй,
к а к раз одной из наиболее я р к и х форм его проявления С При этом,
конечно, н е .в о з н и к а е т н и к аки х кр уп н ы х отступлений п от тех зако­
номерностей формирования поймы, которые свойственны мсандрнрующнм рекам, а значит и отступлении от типичной для них картины
морфологии поймы.
Говоря о фуркацин к а к явлении, до некоторой степени противополага­
емом меандрированию, мы имеем в виду совершенно иной тип дробления
на р у ка ва , присущий, главным образом, некоторым крупным равнинным
рекам масштаба Волги, Оби или Л ены . Главные русла этих рек вообще
почти не образуют или вовсе не образуют хорошо развитых крупны х излу­
чин большой амплитуды. Они к а к бы замещены изгибами стрежня реки,
подходящего то к одному, то к другому берегу, н связаны с чередованием
плесов и перекатов. Зато многочисленные намывные острова, поррю очень
больших размеров, отделяют от главного русла целую сеть р укавов п
протоков, то заносимых песками, то вновь возникаю щих. Только на не­
которых из так их второстепенных протоков («воложек»), кат; пх зовут па
Волге) можно наблюдать более хорошо развитые формы меандров.
К сожалению, в настоящее время нельзя точно определить условия,
необходимые для того, чтобы ф уркапп я могла развиться в своих типичных
формах. Если ограничиться сравнением одних только наших равнинных
1 То ж е самое можно сказать и о делении на рукаиа ряда других рек, например
р. Суры у г. Пензы (фиг. 37), описанной С. II. Никитиным (1900). Во всех подобного
рода случаях образование дополнительных рукавоп по представляет явления, типич­
ного для всего течения реки, но замечается лишь п отдельных, ограниченных его от­
резках, тогда как и пыше и ниже господствуют обычные формы меандроп.
72
рек, то создается впечатление, что дробление на р у к а ва характерно, как
уже указывалось, для наиболее круп н ы х водных артерий, более мелким
же свойственно меандрнрованпе. Но вряд ли п равильно на этом основании
следовать выводу К. И. Российского и М. А. К узьм ин а о том, что устой­
чивость меандрической формы р усла есть простая функция степени во­
доносности реки (цитирую по книге М. А. В еликанова, 1948). Зависимость
здесь, несомненно, гораздо сложнее. У к а ж у , например, что р. Миссисипи
образует классические меандры очень больших размеров, хотя по своей
величине она значительно превосходит В олгу, для которой типична
фуркация. Р . К ам а в низо вьях почти не уступает по водообилию Волге
при их слиянии. Однако именно близ устья она извивается громадными
излучинами.
Нередко реки дробятся на р у к а в а в ниж нем своем течении, где течение
пх замедляется, тогда к а к выше они меандрируют. Может поэтому возник­
нуть мысль, что наиболее благоприятствую т ф уркации малые продольные
уклоны и скорости. Но резким противоречием такому выводу является
факт энергичного дробления на р у к а в а многих бурных горных рек в расши­
ренных участках долин, где уклон ы и скорости остаются очень большими.
Особенно это касается предгорных их отрезков, в чем легко убедиться,
наблюдая И нгур, Т ерек, С ул ак и другие реки К а в к а з а . Т ак и м образом,
простой зависимости между разм ерам и суммарных расходов пли средних
скоростей потока, с одной стороны, и способностью его дробиться на
рукава, с другой стороны, не существует.
Поскольку формирование русла теснейшим образом связано с тран с­
портом и переотложением влекомых наносов, приходится допустить,
что и фуркация есть в. значительной степени следствие режима наносов.
Их количество, крупность зерна, степень подвижности при данных рас­
ходах и скоростях, при данном уровенном режиме, в конечном счете д о л ж ­
ны быть решающими факторами, регулирую щ ими форму б луж дани я русла.
Доля истины есть поэтому п во Мнении 3 . И. Б ар а н о в ск о й (1937), считаю­
щей «перегруженность» реки наносами важнейш ей причиной дробления
реки па рукава, если только под «перегруженностью» понимать не просто
большую абсолютную массу наносов, влекомых потоком, а определенное
соотношение между пх гидравлической характеристикой и режимом
расходов.
Таким образом, при современном состоянии знаний невозможно точно
ответить на вопрос, почему данная река дробится на р у ка ва , а не образует
типичных меандров. Но в данном случае для нас это не имеет большого
значения; важно лишь то, что при этом основное значение в развитии
попмы приобретает именно рост новых островов, постепенно присоеди­
няющихся к ее массиву и представляю щ их те элементарные сегменты,
из которых он строится. Связанные с этим процессом особенности мор­
фологии дна долины очень хорошо можно понять на примере поймы
р. Волги, в среднем и нижнем течении которой, в особенности ниже устья
Камы, фуркация выражена весьма типично.
11а росте намывных островов мы у ж е останавливались частично в п ре­
дыдущей главе, не к асая сь, однако, вовсе формы пх поверхности. Здесь
мы остановимся именно на этом вопросе. Зародышем будущего острова,
как мы видели, обычно я в л я е т с я остановивший свое движение осередок.
Дальнейшее увеличение его размеров продолжается отчасти к а к и прежде
путем удлинения узкой песчаной косы у низового конца (так называемое
«ухвостье»). Но н аряд у с этим начинается так ж е рост верхового конца,
теперь уже более но подмываемого рекою. К а к раз сюда выносятся теперь
значительно большие массы песка, влекомого главным течением. В связи
с этим верховой конец осередка оказывается гораздо более повышенным,
чем низкое н полого уходящ ее под урез воды «ухвостье». Он и становится
73
том ядром, в округ которого нарастаю т прирусловы е отмели со стороны
рукаво в реки, огибающих формирующийся остров с боков. По мере расши­
рения отмелей, с их тыловой стороны начинают разви ваться две п араллель­
ные системы прирусловы х валов, в плане вытянутые примерно параллель­
но каж дому нз огибающих остров рукавов реки. В верховом конце они
смыкаются с первоначальным повышенным ядром острова, в низовом,
постепенно сн и ж аясь, подходят к плоскому «ухвостью», оканчиваясь
иногда по обе его стороны дополнительными песчаными косами. Во многих
случ аях между обеими системами прирусловы х валов остается более
ровное и низкое пространство, замкнутое сверху и, подобно межгрнвным
лож бинам обеих сторон острова, открытое снизу. В других случаях гри­
вистой оказывается вся поверхность острова, что связано, повидпмому,
с морфологическими особенностями родоначального осередка. Если на­
растание острова в обе стороны происходит одинаково быстро, то контуры
его в плане и поперечный профиль оказываю тся симметрично построен­
Фиг. 37. Схема последовательных стадий роста намывного
острова при дроблении реки на рукава.
Т о ч к и — песчаны е отмели; сплош ны е л и н и и — гриьы; с т р е л к и — течения.
ными. Это имеет место в случае деления реки на два, примерно равных
по размерам, р у ка ва . Если же р у к а ва сильно р азн ятся по величине и
рост острова в стороны неравномерен, то его очертания и профиль стано­
вятся в той или иной степени асимметричными (фиг. 37). Острова Волги
(фиг. 38 и 39) обнаруж иваю т большее плп меньшее сходство с изложенной
схемой, хотя, конечно, их облик весьма разнообразен в силу многочислен­
ных местных причин, осложняю щ их процесс их разви тия. Многие из них
оказываю тся сложными, составными островами, возникающими в силу
сли ян и я н ескольких родоначальных островов.
П о ж а л у й , наиболее сильно осложняю т нарисованную кар тин у широко
распространенные на Волге крупногривисты е формы рельефа, образование
которых связано с некоторыми, еще не рассмотренными нами, но весьма
обычными видоизменениями нормальной схемы развития прирусловых
отмелей. Д алеко не всегда последние нарастаю т медленно н постепенно,
по мере того к а к отступает подмываемый берег реки. Одним из выражения
неравномерности их роста, к а к мы видели, я в л яе тся возникновение при­
русловых валов и разделяю щ их последние меж гривных ложбин. Нередко,
однако, наблюдается еще более резкое, ка к бы скачкообразное, смещение
всей прирусловой отмели в делом, приводящее к отрыву растущей части
ее тела от массива поймы, к которому она ранее п р ислонялась. В этом
случае отмель приобретает в профиле вид асимметричной гряды с узким
гребнем, крутой склон которой обращен в сторону берега и отделен от
него ложбиной (фиг. 40). Л о ж б и н а эта может иметь весьма различные
74
размеры. Иногда она представляет узки й желоб, только немногим отли­
чающийся от обычных межгрпнных ложбин. В этом случае ее и можно с пол­
ным нравом рассматривать ка к разновидность последних, а сам гребень
отмели лишь к а к более резко очерченный прирусловой вал. Но порою
отмель оказывается отделенной от берега более крупной депрессией, до­
стигающей! десятков, а то п одиой-двух сотен метров ширины. П ри этом
свежие прирусловые валы начинают формироваться уж е но па краю
основного массива нопмы, а на гребне отмели, постепенно н ар ащ ив ая его
Фиг. 38 п 39. Типы островов па р. Волге.
Спря.рп — острова у с. Белы меры Т атарской
АССР; одн и ив н и х сл ож н ы й , слипш ийся из
трех первоначально* независимы х частей; с л е в а — сл ож н ы й остров у с. П л овать а. П унктирны е
линии— горизонтали рельеф а. В и дн о повы ш енное
пдро
в верховом
к он ц е
островов
и
сходящиеся к нем у гривы и косы , ок ай м ляю щ и е оба бер ега п арал л ел ьн о дв ум рук авам реки.
Т о ч к и — песчаны е площ ади.
*
в виде хорошо очерченной в плане широкой песчанок гряды, совершенно
монолитной или осложненной системой тесно сближенных небольших
грив второго порядка. Д епрессия, отделяю щая такую гряд у от поймы,
нередко вмещает значительных размеров заводи, озера, глубокие затоны
или же заполнена водой кр углы й год на всем протяжении, представляя
настоящий боковой проток реки. Тогда речь идет, собственно говоря, уже
не об обычной гриве плп системе грив, а об образовании, занимающем
промежуточное положение между прирусловой отмелыо в строгом смысле
этого слова п осередком, только растущим односторонне. Что же касается
до ограничивающей ее со стороны берега депрессии, то ее, конечно, не­
возможно признать за гомолога межгрнвных ложбин. Это не что иное,
как отшпурованиая часть меженного р усла реки, по мере заполнения
осадками превращающаяся в старицу плп систем}' стариц.
Подобный вариант развития прирусловы х отмелей можно наблюдать
на многих реках, но только рекам крупного масштаба и, в особенности
подобно Волге дробящимся на р у ка ва , присущи наиболее резкие его
проявл ен ия. Только па реках, для которых ф уркаци я яв л яется преобла­
дающей формой смещения русла по дну долины, он приобретает значение
равное, а иногда даже большее, по сравнению с постепенным ростом отме­
лей и образованием обычных систем прирусловы х валов небольших раз­
меров. В связи с этим многие крупны е участки волжской поймы и боль­
шие острова оказываются целиком составленными из крупных, сложно
построенных грядообразных грив, разделенных широкими депрессиями,
заключающими многочисленные линейно вытянутые озера-старицы и
сходные с ними по конфигурации болота. Хорош им примером может
QI
С
(Jg
Фиг. 40. Схема, иллюстрирующая «скачкообразное» нарастание прирусловых отмелей
и происхож дение круппогривистого рельефа:
Т ри последовательны е стадии (в в ер х у в план е, в н и зу в п роф и л ях по линии а — а). Н аправление
течени я п о к а за н о стрелк ам и .
служить остров, отделяющий вол о ж ку у с. Белы й Я р (левый берег Волги
против г. Сонгплсй) от главного ру сла реки (фиг. 41). Н а всем его попе­
речинке развиты крупны е гряды, которые достигают до 4 —6 м относи­
тельной высоты и 150—200 м ширины, п рослеж п ваясь на 3,5—4 км по
Профиль от северного конца оз. Изумор §
до Ьелоярской воложки
§
5м
—
Гориз онтали рельеф а через 5м
---------- Л и н и я проф иля
Фиг. 41. Остров между г. С.снгнлесм и с. Белый Яр, как пример круппогрпвпетого
рельефа волжской поймы. Схема и профиль вкрест простирания грив.
простиранию. Их склоны асимметричны. Склоны, обращенные в сторону
воложки и являю щ иеся поверхностями старых прирусловы х отмелей,
пологи и незаметно сливаются с уплощенной вершиной гривы. Противо­
положные склоны, наоборот, круты и резко сменяются плоскими днищами
п рилеж ащ и х ложбин. Последние имеют 200—300 м ширины п заключают
такие крупные, вытянутые озера-старицы, к а к оз. Изумор (1,5 км длины
и 300 м ширины в южном конце) или оз. Затон (1,8 км длины п 200 м ши­
рины в средней части).
76
В описанном конкретном примере возникновение круппогрядоных
форм грив и разделяю щих пх депрессий старинного типа связано непо­
средственно со смещенном влево н постепенным превращением во второ­
степенную волож ку Бслоярского протока Волги, несомненно игравшего
некогда роль главного русла. Вообще, по видимому, для разобранного
варианта развития прирусловы х отмелей создается очень благоприятная
обстановка именно в первые стадии отмирания крупны х р у к а во в реки.
В эти моменты их истории быстро и в прогрессирующей степени падают
расходы воды, приходящ иеся на пх долю. В силу этого неизбежно должна
сокращаться ш ирина той зоны, на которую распространяется влияние
стрежневого течения и сопряженной с ним системы поперечной ц и р к у л я ­
ции, которой определяется внутреннее
динамическое единство потока. Русло
становится избыточно широким для него
п его боковые части отделяются звено за
звеном, превращ аясь в систему п а р а л ­
лельных друг другу ложбин, сухих пли
заполненных водой и отграниченных вило­
образными гребнями последовательной
серии прирусловых отмелей. П режде чем
отшнуроваться полностью, боковой р у к а в
реки суживается, его русло приспосабли­
вается по своим габаритам к новым н ор ­
мам расхода воды и он становится к а к бы
рекой меньшего масштаба. Этим в зн ач и ­
тельной мере и объясняется отсутствие в
пойме Волги староречий, по размерам со­
ответствующих масштабам действующего
главного русла и столь обычных в долинах
меандрирующих рек. П равда, не все
участки боковых ру каво в подвергаются
такому постепенному уменьшению ширины
путем продольного расщ епления серией
осередков и прирусловых отмелей. В неко­
торых случаях происходит более быст­
рый занос их песчаными пересыпями на
всю ширпну. Но и тогда не возникает
единой, четко очерченной в плане депрес­
сии рельефа, а формируется участок пой­
’И
'-ЩШ
«EZE3
мы, пониженный в целом, но имеющий
пологоволпистую поверхность, в н еп р а­
Фиг. 42. Схема ориентировки
вильных западинах которой разбросаны грив в пойме реки, дробящ ей­
многочисленные озерки и болота самых
ся на рукаяа (боковые сторо­
ны рамки фигуры соответст­
различных очертаний и размеров.
вуют границам поймы).
В связи со всем этим для пойм рек,
1 — п ри русл овы е отмели н эап есен дробящихся на рукава и не образую щ их
вы е пескам и
боковы е
протоки;
крутых излучин, характерно непостоянст­ 2 — озер а; 3 — гривы; 4 — г р а н и ­
цы сегм ентов поймы .
во размеров и очертаний отдельных с л а ­
гающих пх сегментов, большое разнооб­
разие во взаимном расположении отдельных элементов их скульптуры
и часто не вполне четкое отграничение их друг от друга. В целом мор­
фология поймы оказывается значительно более пестрой и труднее рас­
шифровываемой , чем на реках с хорошо развитыми меандрами. Ярко
бросается в глаза лишь общее простирание грив вдоль оси долины (фиг. й2).
Здесь следует сделать две существенные оговорки. Во-первых, даже
в поймах, подобных волжской, встречаются и сегменты, построенные но
77
меандровому типу. В некоторых случ аях это связано с возникновением
на главном русле сравнительно хорошо оформленных меандров крупного
размера. Н а Волге, например, такие единичные излучины можно наблю­
дать выше с. Ундоры, где они достигают амплитуды 4 км при ширине осно­
вания в 6 км. Б л и з к и к ним по морфологии т ак ж е два изгиба крупного
р у к а в а реки (Старая Волга) ниж е впадения Больш ого Черемш аиа, ампли­
туда которых достигает 3 км при ширине основания в 3—6 км. Гораздо
чаще несравненно более мелкие н круты е излучины молено наблюдать
на второстепенных протоках, которые, к а к мы видели, после сокращения
ширины материнского р у к а в а главного р усла превращаю тся ка к бы в полусамостоятельные «реки» меньшего масштаба и иного режима, к а к в смысле
расходов воды, так и расходов донных и взвешенных наносов. Таковы,
например, «реки» Ботьма, Бобер, Б и к у л ь и некоторые другие
выше
г. У л ь ян о в ск а , представляющ ие сильно излучистые протоки, частично
распавш иеся на отдельные озера, связанные между собой небольшими
ручьями. Т ак о ва же «речка» К р и уш а и ее «притоки» Мечотиая и Медведка,
протягивающиеся вдоль нагорного к р а я левобережной поймы Волги и по
внутренним частям ее массива в общем на протяж ении почти 35 км
от окрестностей г. Энгельса до с. П ри волж ского. В значительной
части аналогичны им и многие из тех протоков, система которых известна
под названием «реки» Ахтубы. Д алеко не все подобные «реки» чисто пас­
сивно приспособляются к унаследованным ими первичным элементам
рельефа поймы. Иногда, особенно на первых стадиях своего развития из
крупных рукавов, они сами участвуют в перестройке поймы, создавая
на вогнутых сторонах своих меандров новые сегменты последней, отли­
чающиеся небольшими размерами и мелкими скульптурными формами,
дающими в плане типичные фигуры «вееров блуждания».
Во-вторых, даж е одна и та же больш ая река иа разны х отрезках точе­
ния может то меандрировать, то дробиться на р у к а в а . Т а к обстоит дело,
например, иа Среднем Днепре. В связи с этим т ак ж е могут возникать поймы,
обнаруживаю щие в морфологии своей поверхности смешанные признаки.
Из всего сказанного вытекает, что между двумя описываемыми нами
морфологическими вариантами пойм ш ироких, хорошо разработанных
долин равнинных рек нет, по сути дела, резких границ. Кроме того, даже
в самых крайних формах их, несмотря на все р азл и чи я , сохраняется очень
важный принципиально общий призн ак. Это поймы сложные, составные,
возникающие в результате соединения многочисленных элементарных
участков-сегментов. Поэтому вполне прав был Р . А. Елеиевский (1935,
1936Д, объединивший их в одну большую гр уп п у с е г м е н т ы х
п о й м . Э то наименование мы и сохраним, следуя его примеру
Критический анализ представлений В . Р . Вильямса б морфологии *
пойм и их оценка
Хотя сегментными поймами далеко не исчерпывается все многообразие
пойменных типов, но они яв л яю тс я наиболее важной группой пойм,
поскольку выраж аю т полнее всего основные закономерности процесса
разработки дна долины протекающей по нему рекой. В связи с этим их
надо рассматривать к а к эталон, с которым необходимо сравнивать оеталь1 С дальнейшим подразделением «сегментных пойм» на более дробные рубрики,
как и вообще с рядом положений классификации Р. А. Еленевского, невозможно пол­
ностью согласиться, ибо он, с одной стороны, неверно толкует генезис некоторых эле­
ментов пойменного рельефа, а с другой стороны, вводит в классификацию, наряду с
морфологическим признаком, еще и критерий состава поверхностного покрова, что
делает ее не вполне последовательной.
78
ные морфологические варианты пойм, чтобы верно понять причины свое­
образия последних. Е сли подойти к проблеме с такой установкой, то с пре­
дельной ясностью всплывут некоторые ошибочные стороны представлений
В. Р. Вильямса, в той или иной степени заимствуемых большинством
исследователей, занимаю щ ихся изучением пойм с самых различны х точек
зрения. К критике этих представлений в их морфологической части мы
теперь и перейдем, ибо она поможет лучше всего найти правильное реше­
ние целого ряда вопросов в дальнейшем.
В. Р. В ильямс выделяет (1919, 1939) в поперечном профиле поймы
следующие участки (фиг. 43). Непосредственно к меженному ру сл у при­
мыкает несколько пониж енная песчаная площ адка — « о б л а с т ь п р и ­
р у с л о в о й п о и м ы (п л яж )... В случае малого развития прирусловой
поймы в ширину она назы вается бечевником». Д алее в г л у б ь берега следует
«длинное волнистое возвышение п р и р у с л о в ы х д ю н». Еще дальше
«за прирусловой поймой, по другую сторону прирусловы х дюн, следует
область ц е н т р а л ь н о й
п о й м ы». Р овн ая поверхность последней
вогнута в средней части, где располагается « т а л ь в е г
(водоток)
Фиг. 43. Схема поперечного разреза верхней части участ­
ка зернистой поймы, по В. Р. Вильямсу (1939).
а — кореппап порода; б — шпкнне аллювиальные пески; в — основная
морена; г — делювиальные сносы; 0 — вздутые пески; е — уровень
почвенных вол; ж — постоянные ключи; з — притеррасные дюны;
и — притеррасная речка; v — центральная пойма; л — прирусловые
дюны; .и— бечевник.
п о й м ы». Последний имеет «общий уклон всех долин» п оканчивается «у
нижнего по течению реки и низшего по высоте конца прирусловы х дюн»
(см. фиг. 44). Иногда ц ен тр ал ь н а я пойма осложняется взбугренпями
«центральных дюн», которые рассматриваю тся В. Р . Вильямсом к а к итог
порсвованпя «области наибольшего скопления песков поймы» (фиг. 44),
упоминавшейся уже нами выше. От этих «центральных дюн» он отличает
случаи, когда вся поверхность «центральной поймы» приобретает гри ­
вистый рельеф. Эти «приблизительно парал л ел ьны е русл у реки» пологие
гривы он приписывает ак кум ули рую щ ей работе потоков полых вод в позд­
нейшую стадию развития поймы, когда она из «зернистой» превращается
в «слоистую»х. Б л и ж е к склону долины «центральная пойма» вновь повы­
шается п оканчивается «областью п р и т е р р а с н ы х д ю н » , отделяю­
щих ее от узкой пониженной полосы «притеррасовой поймы», прим ыкаю ­
щей к подножию склона. Вдоль «притеррасной поймы» часто протягивается
узкий постоянный водоток, впадающий в реку у низового конца данного
участка поймы (см. фиг. 44). Его В. Р . В ильям с называет «п р и т о р р а с п о й р е ч к о й», а образование его приписывает целиком эрозии
тех вод, которые поставляют постоянные источники, сочащиеся из осно­
вания склона долины.
В «прирусловой пойме» или «бечевнике» В. Р . В ильям са нетрудно
узнать прирусловые отмели. Его «прирусловые дюны», к а к было показано
1 О стадиях «зернистой» и «слоистой» поймы В . Р . Вильямса подробнее будет ска­
зано ниже.
79
выше, не что иное, к а к свежие и наиболее резко выраженные прирусловые
валы вершинной части меандра. Пологие грпвы «центральной поймы» —
это менее резко выраженные прирусловые валы первых стадий развития
последнего, перекрытые ужо покровом пойменного аллю вия. К а к ясно из
предыдущего и злож ен и я, большинство из них яв л яю тс я такими же пер­
вичными элементами рельефа, к а к н «прирусловые дюны», и генетическими
их гомологами, а вовсе не позднейшими новообразованиями. Что касается
до «центральных дюн», то это лишь отдельные, более крупные формы
того же самого происхождения, в силу большей своей высоты реже за­
топляющиеся, почти не перекрытые покровными породами поймы, а потому
сохранившие песчаный состав поверхности.
Т аким образом, двигаясь от русла к «тальвегу» поймы, мы легко распо­
знаем в схеме В. Р . В ильям са все выделенные нами ранее элементарные
скульптурны е формы сегмента поймы меандрирующей реки. Он верно
Фиг. 44. Схема участков зернистой поймы и ее элементов,
по В. Р . Вильямсу (1939).
а — бечевник; б — п ри русл овы е дюны; в — обл асть наи бол ьш его ск оп л ен и я
п еск ов; г — п ри террасн ы е дюны; 0 — п ритеррасны е вздуты е п есн и ; е — п р и ­
р у с л о в а я пойма; a ir— ц ен тр а л ьн а я пойма; з — водоток (тал ь вег) ц ен тр ал ь ­
н о й поймы ; и — п р и тер р а сн а я пойма; к — п р и т ер р асн ая речк а.
их подметил, но неправильно истолковал. Точно так же к этим элементар­
ным формам сводятся и «тальвег», «притеррасные дюны» и «притеррасная
пойма» второй половины профиля В. Р . В ильям са, вовсе не имеющие само­
стоятельного значения, к а к он думал.
’
Начнем с «притеррасной поймы». У ж е беглый в згл яд на схематический
план «участка зернистой поймы», приводимый В. Р . В ильямсом
(см.
фиг. 44), достаточен, чтобы убедиться, что на месте выделенной на нем
полосы «притеррасной поймы» некогда долж на была протекать рока. Имен­
но ее боковой эрозии только и может быть приписан тот циркообразный
изгиб, который образует п рилеж ащ ий участок склона долины. «Притер­
расная пойма» рисуется тогда лишь к а к брошенное рекой и заиленное
староречье, взамен которого она п ро лож ил а новое русло, уж е успевшее
изогнуться в противоположную сторону. Действительно, именно у под­
ножия склонов долин чаще всего оказываю тся резко выраженными лож­
бины староречий, находящ иеся в самых различны х стадиях развития
и заполнения осадками. В средних частях пойм крупные староречья менее
обычны и здесь, к а к правило, преобладают другие типы стариц, меньшего
размера, хотя бывают, конечно, и исключения из этого правила.
80
«Тяготение» крупных староречий к основанию склонов долины вполне
попятно. Большинство меандров, к а к мы видели, отмирает но достижении
размеров, соответствующих масштабу и реж иму создающего их потока.
Эш типичные для него размеры меандрои определяют и ш ирину формирую­
щееся поймы, границы K O T o p o i i к а к бы прочерчиваются мигрирующими
вниз по течению вершинами излучин, подходящими к самому склону
долины. Внутрь поймы заходят лишь их боковые стороны. Только тогда,
когда пойма значительно превышает по своей ширине «нормальную»
амплитуд}' меандров, крупные староречья становятся обычными и для
средних ее частом. Таковы , например, условия в долине низовьев р. Мокшп,
в некоторых особенно ш ироких отрезках долины Оки п т. п. Но л в этих
случаях дуги заиленных староречий ранних генерации часто очень хорошо
сохраняются у подножия склонов. Эта хорош ая их сохранность такж е
вполне понятна. Во-первых, к границам поймы заносится гораздо меньше
наносов, чем в область ее, примыкаю щую к руслу. Следовательно, заи ле­
ние стариц здесь в массе идет замедленным темпом. Во-вторых, здесь,
н отдалении от р усла, плохо дренированы грунтовые воды. В связи с этим
уровень озерных водоемов расположен значительно выше меженного
уреза реки и старицы остаются заполненными подои даж е после н ако п л е­
ния в них большой толщи осадков. По той же причине их полностью
заиленные ложбины чаето оказываются заболоченными и резко выделяются
в ландшафте своим внешним обликом, оставл яя иногда ложное впечатле­
ние глубоких депрессии, хотя фактически их дно лежит иной раз на
5—6 м над уровнем реки, т. е. .лишь немногим н иж е среднего уровня
поим, достигающего на Оке и Волге, например, 7—9 м относительной
высоты.
Такое происхождение депрессий по внешнему краю поим, называемых
часто вслед за В. Р . Вильямсом «притеррасной поймой», в большинстве
случаев не вызывает никакого сомнения даже при довольно поверхностном
их изучении. Что касается до «притеррасных речек», то и их образование
чаще всего резко отлично от приписанного им этим ученым.
Нередко роль «притеррасной речки» играют просто реликтовые пой­
менные водоемы — цепочки небольших озер, оставш ихся от заиливш ейся
старицы. Еще чаще они представляю т р усла боковых притоков, у кл о н яю ­
щихся от своего первоначального нап р авл ен ия при вступлении в пойму
главной реки, где их течение подчиняется сложному ее рельефу.
Это почти ка к правило можно наблюдать в большинстве крупных реч ­
ных долин. В этом отношении очень типичны низовья почти всех левых
притоков Волги, начиная от устья К амы и до границ-П рикаспийской н из­
менности. Подавляющее их большинство, вступая в пределы волжской
поймы, резко меняет свое направление и следует на протяжении многих
километров, а иногда десятков километров вдоль староречий и межгривных ложбин параллельно главной реке, иногда на незначительном рассто­
янии от ее русла. Это касается даж е значительных рек, не говоря уж е о
мелких ручейках. Т ак, н априм ер,'р. Утка, низовья которой служ ат г р ан и ­
цей между Татарской АССР и У льяновской областью, выходи на во л ж ­
скую пойму, не достигает самой Волги, а всего в 800 м от последней резко
поворачивает к югу и течет вдоль нагорного к р а я поймы и расстоянии
'1—4 км от главной реки на пр отяж ени и более 16 км, впадая в р. Майну
в 5 им выше слияния ее с Волгой. Расчлененные на отдельные озера узкие
протоки с несомненностью говорят за то, что и р. М айна в недавнем геоло­
гическом прошлом на большом протяж ени и текла подобным же образом
параллельно Волге на юг, сливаясь с р. У р е я ь , ныне самостоятельно
направляющейся к упомянутому выше протоку Ботьма. Совершенно такж е
отклоняются от своего прежнего нап равл ен ия или отклон яли сь еще не­
давно по вступлении на пойму Волги и реки К ал м аю р, Больш ой Черем6
Труды Il l ' l l .
I 4 I.M I.
1:} j
81
шан, Ч а г р а , М алый Иргпз, Больш ой Иргиз, Е р у сл а н п т. д. Использо­
вание староречий протоками главной реки в виде продолжения их долин
широко распространено и на других реках. Там, где старицы серпообраз­
но изогнуты, наследуя форму материнских меандров, притоки часто опи­
сывают большую дугу вдоль них, пока достигают главной реки. Даже
т ак ая сравнительно к р у п н а я река, к а к Мокша, близ устья наследует
брошенную старицу Оки (см. фиг. 11).
Бы вают случаи иного происхождения «притеррасных речек», когда
они представляют собой ручьи или «ерики», по которым стекают избы­
точные воды из одного пойменного водоема в другой, опять-таки сплошь
и рядом и сп ользуя старинные ложбины окраин поймы. Только к а к редкое
исключение поверхностные водотоки возникают на «притеррасной пойме»
так, к а к это рисует В. Р . В ильям с. Д л я этого необходимо наличие мощных
ключей, ибо слабые источники вызывают, к а к правило, лиш ь заболочен­
ность в основании склона и теряю тся на пойме, не об разуя руч ья, способ­
ного производить эрозионную работу.
И так мы видим, что «притеррасная пойма», по крайн ей мере то образовайие, которое названо этим именем в первоначальной схеме В. Р . Виль­
ямса, не я в л я е тся фактически каким-либо особым своеобразным элементом
рельефа поймы, а представляет просто заиленную лож бину старого меанд­
ра. Но в таком случае и «притеррасные дюны» его схемы получают совер­
шенно определенное истолкование. Это попросту система прирусловых
валов, отмечающая вогнутую сторону того же самого меандра и совершен­
но гомологичная «прирусловым дюнам», т. е. системе прирусловы х валов,
примыкающих к современному руслу. Они отличаются друг от друга толь­
ко возрастом, но н и к ак не генезисом. Всмотревшись теперь еще раз в его
профиль, мы отчетливо увидим деление последнего на две симметричные
части. Н а правом конце располагается современное русло, на левом —
заиленное староречье («притеррасная пойма»). К обоим с вогнутой стороны
примыкают системы тесно сближ енных прирусловы х валов («дюн»), ха­
рактерные для вершин меандров. З а ними вглубь берега поверхность поймы
постепенно понижается к шейкам современного и древнего меандров,
а на фоне этой покатости различаю тся все менее я р к о выраженные при­
русловые валы, перекрытые пойменным аллювием it превращенные в гри­
в ы 1. «Тальвег» поймы, изображенный на профиле, я в л яе тся всего-навсего
швом между двумя противоположно ориентированными, но подобными
друг др угу сегментами поймы разной генерации. Конечно, только при
таком частном случае относительного располож ени я сегментов поймы
может существовать этого рода «тальвег». Ф актически же он не яв л яется не
только непременным, но даже обычным элементом рельефа поймы, постро­
енного несравненно сложнее, чем думал В. Р . В ильям с,
Схема геоморфологии поймы, р азр аботанн ая В. Р . Вильямсом, сыграла
большую полож ительную роль для н ауки . Она впервые представила
пойменный рельеф не к а к хаотический беспорядок, а к а к закономерно
построенный и закономерно развиваю щ ийся комплекс аккумулятивны х
форм. Но эта схема в настоящее время у ж е не может нас удовлетворить
и отнюдь не потому, что она есть результат фантазии пли чисто кабинетных
измышлений.
Она основана на верно схваченных, но неправильно истолкованных
реальных формах рельефа, свойственных частному случаю неполно разви­
той сегментной поймы. Отсюда вытекает, что ни классиф икация элементов
рельефа поймы, ни пх номенклатура, разработанные В. Р. Вильямсом,
не могут быть признанными удовлетворяющими требованиям современ­
1 На профиле они не отражены только потому, что Вильямс неверно считал их
образованиями вторичными, связанными со сталией «слоистой поймы».
82
ной науки. В особенности это касается таких понятии, как- «притеррасная
пойма», «притеррасная речка», «тальвег поймы», которым не соответствуют
реально существующие генетически однородные и органически присущие
всякой пойме образования. Д аж е те исследователи, которые в основном
подходили к изучению поймы с позиций В. Р . В ильям са, сплошь и р я ­
дом должны были констатировать это обстоятельство. Т ак , например,
И. И. Плюснпн (1936, 1938) приш ел к выводу о полном отсутствии «при­
террасной поймы» н а всем протяж ении долины Волги ниж е С талинграда.
Так же точно Р . А. Еленевский (1924, 1935, 1936 1 ,2) верно подметил, что
гривистый рельеф вовсе не п рисущ исключительно «зернистым» поймам
со свойственным им особым типом строения покровных пород, к а к это
думал В. Р . В ильямс, но типичен для в сяк их сегментных пойм, по строе­
нию покрова не-менее часто типично «слоистых». Тем самым он, по сути
дела, опроверг вторичное происхождение грив, к а к следствие какой-то
особой стадии развития пойм.
Обвалованные н параллельно-гривистые поймы;
их происхождение
В литературе в термины В. Р . В ильям са обычно вкладывается несколь­
ко иное содержание и за его схему выдаются представления, фактически
существенно отличные и гораздо более упрощенные. Этот упрощенный
вариант схемы я в л яе тся, по существу говоря, развитием идей, высказанных
не столько Вильямсом, сколько некоторыми нашими луговедами-ботаниками — А. М. Дмитриевым (1904), А. П. Ш еннпковым (1919),
В. В. Алехиным (1925) и др. Он излагается обычно и в учебниках, в част­
ности в учебнике геоморфологии И. С. Щ укина (1938). П ри этом попереч­
ный профиль поймы представляется в следующем внде. Б л и з р у сл а рас­
положен наиболее возвышенный ее участок с волнистым пли гривистым
рельефом. Это — «прирусловая пойма», которая соответствует, таким
образом, «области прирусловы х дюи», по терминологии самого В. Р . В и л ь ­
ямса. Далее вглубь берега следует более пониж енная и ровная «централь­
ная пойма», непосредственно сливаю щ аяся с наиболее низкой и заболочен­
ной полосой у основания склона долины — «прптеррасовой поймой».
Поскольку из схемы выпали «притеррасовые дюны», то тем самым «при­
террасная пойма» потеряла самостоятельное значение, превратившись
лишь в условно выделяемую часть той ж е «центральной поймы». В целом
профиль стал рисоваться просто к а к вогнутая кр и в ая с наиболее повы­
шенным пунктом у русла (фиг. 45).
Нетрудно убедиться, что подобная упрощ енная схема яв л яе тся прямым
возвратом к старой и широко распространенной за рубежом точке зрения
о сплошном развитии вдоль р усл а реки валообразных возвышений
«естественных дамб». Ещ е в 1893 г. JI. Е. Х и к с (Hicks, 1893) положил-сго
в основу своей трактовки поперечного профиля долины аккумулирую щ ей
реки (фиг. 46), выделив в нем, между прочим, так называемые «топи»
(swamps), т. е. ту же «притеррасную пойму».
В действительности и такого типа поймы можно встретить в природе.
Они свойственны суженным участкам речных долин со сравнительно
прямолинейными или слабо и зо гн утьм и руслами, почти не изменяющими
своего положения в плане. В этом случае на место меандрирования в соб­
ственном смысле этого слова становится процесс м играции плесов и пе­
рекатов вниз по течению внутри русла. По мере смещения плесов смещает­
ся и положение участков преимущественного н акопления прирусловых
вайов, сливающихся постепенно в одну сплошную линию по берегам
реки. Поскольку русло, после того к а к было выработано узкое дно
6*
«з
долины, лишь немногим превышающее ш ирину реки, остается все время
почти на одном и том же месте, валы, н арастая ив года в год, н ооразуют
единую высокую «естественную дамоу» у самого оерега, за которой пойма
остается пониж енной1. Совершенно ан алоги чн ая обстановка характери­
зует и многие долины с крупным и врезанными меандрами, так к а к в этом
случае тоже имеет место м играция плесов п перекатов вдоль практически
неподвижного р усла. Т ак о й морфологический тип поймы можно назвать,
несколько видоизменяя терминологию Р . А. Ьленевского (1935, 1936j),
обвалованной поймой суж енных отрезков речных долин -. Оовалованные
Фиг. 45. Схема поперечного
профили речной поймы п
обычной
интерпретации
представлений В. Р. В ил ь­
ямса.
а — «п рп русл овая ноима»: б —
«ц ен тр ал ьн ая пойма»: в — «при­
тер р а сн а я пойма».
Фиг. 40. Поперечный профиль долины
аккумулирующ ей реки, по Л. Е. Х иксу
(H ick s, 1893).
a h
— к р и вая вы ветри вани я
над
бров н ой
ск л он а; b e — к р и вая в од н ой корролии;
тон н (sw a m p s); (ip— к ри вая водной
ак к у м ул я ц и и ; s — р у сл о реки.
c d —
поймы свойственны, например, морфологически молодому отрезку долины
р. Москвы от с. Константиново (выше г. В оскресенска) и до устья, где
река, покинув уходящ ую от района Раменское — Конобеево на восток,
в пределы Мещеры, древнюю доледниковую долину, прорезает коренное
плато, отчленяя от основного его массива небольшой участок, расположен­
ный на левобережье в окрестностях В оскресенска и Егорьевска (фиг. 47).
Здесь ш ирина современного дна долины на большей части протяжения
Прирусловая дамба
0
50
Нагорная лощина
100
150
ZOOM
Фиг. 47. Топографический профиль одного из учаеткоп
поймы р. Москвы близ с. Колыбероно. ниже г. Воскресенска.
Пример поймы обналопанпого тина.
не превышает 500— 1000 м. Р е к а жмется то к одному, то к другому склону,
о ставл я я на противоположной стороне узки е участки поймы с четко вы­
раженными естественными прирусловы ми дамбами, поднимающимися па
5 — 1 м над уровнем воды, и вогнутым нагорным краем, имеющим всего
4 —5 м относительной высоты. Подпор, оказываемый прирусловой дамбой,
обусловливает существование во внутреннем понижении поймы серии
небольших болотцев и озерков, питаемых грунтовыми водами или раз­
ливами мелких ручейков, стекающих из боковых долин и не имеющих
достаточной силы, чтобы перепилить прирусловую дамбу. Порою разливы
1 «Естественные дамбы» в областях дельтовых аллювиальных равшш н вообще
в областях, энергично опускающ ихся тектонически, как особый случай будут разоб­
раны ниже.
- Сам Р. А. Елснсвскпй предлож ил мало удачный терм ин— «оопалованио-равшпг
ный» тпп поймы. Эпитет «равнинный» совершенно излиш ен и может только вызвать
недоразумение.
84
образуют даже некоторые более крупные речкн, проложившие уж е себе
путь сквозь дамбу в виде узк и х ов раж к ов с круто падающим дном.
Подобного же рода узки е обвалованные поймы типичны для долины
Оки в се верхнем течении, где они были описаны Р . А. Еленевским (19362) 1
для отрезка долины Днепра между Смоленском и Оршей, а частично и
ниже последней до Могилева п т. д.
Однако далеко не на всех сравнительно прямолинейны х участках
течения рек русло оказывается настолько малоподвижным, чтобы его
смещение не сказалось на осложнении рельефа поймы. Нередко, особенно
на более крупных реках, наблюдается неуклонное перемещение его в сто­
рону одного из склонов, вызывающее одностороннее равномерное расш и­
рение дна долины. Это явление связано у ж е но столько с внутренней
динамикой самого водного потока, сколько с иными, не зависимыми от
лее факторами, определяющими асимметрию долин вообще. В одних
случаях оно может быть проявлением закона Б э р а, в других случаях
асимметричное развитие долины может найти себе объяснение в не зави ся­
щих от него причинах, на которые у казы в ал и А. 11. П авлов (1894),
А. А. Борзов (1913) и др. Д л я пас, в данной связи, важ ен самый факт, а
не его истолкование, ибо вне зависимости от последнего в результате
возникают совершенно идентичные осложнения морфологии поймы.
В ходе общего одностороннего смещения ру сла вслед за ним передвигается
и линия, вдоль которой идет накопление прируслового вала. П оскольку
смещение протекает неравномерно во времени п сменяется иногда на отдель­
ных отрезках обратными подвижками, возникает система п ар ал л ел ь н ы х ,
реже непрерывных, чаще четкообразных или кулисообразны х в плане грив,
разделенных то более, то менее ш ирокими промеж утками в виде л о ж ­
бин. Среди грив, н ар яд у с обычными прирусловыми валами, большим
развитием пользую тся н такого типа поймах более крупны е формы, то
гомологичные прирусловы м дамбам обвалованных пойм, то сложным
гривам, типичным для сегментных пойм волжского типа. Соответственно
н среди ложбин хорошо развиты широкие .ложбины-протоки, включающие
часто цепи вытянутых вдоль долины озер, иногда крупных размеров.
Ярким примером поймы такого рода может служ ить отрезок поймы
Оки между с. Вышгород (20 км ниж е Р я зан и ) и с. Троица (фиг. ^8).
Развитые здесь гривы достигают до 100—200 м ширины и 6 —8 м
относительной высоты, а озера, связанны е с промежуточными л о ж б и ­
нами, по своей величине не уступаю т крупнейш им староречьям сегмент­
ных пойм. Достаточно у к а зат ь на такие водоемы, ка к, например, озера
Сслыюе, Истье пли Половское, превышающие местами по своей ширине
и 1,5—2 раза поперечник меженного русла Оки, а в длину доходящие
до 1,5—6 км. В их старинной природе нет н и к аки х сомнении.
Характерные особенности подобных п араллельно-гривисты х отрезков
поймы Оки совершенно правильно подметил Р . А. Еленевский (1935,
19301 2 ), неверно, однако, истолковав их генезис. Он счел большинство
озер п ложбин, а значит и разделяю щ их последние грив, в значительной
мере эрозионными формами, связанными с работой полых вод, устрем­
ляющихся через пойму во время весеннего разли ва. В связи с этим подоб­
ные озера были названы им «проносными». Он подчеркивал их чистоту
в малую степень зарастан и я, повпдимому, имея в виду оттенить отличия
от запляющихся стариц. Приводимые им признаки, действительно, сле­
дует поставить в связь со сравнительно большими скоростями течения,
свойственными полым водам в суженных участках долин по сравнению
с расширенными скоростями, достаточными, чтобы помешать быстрому
1 Участок обвалованной поймы р. Оки хорош о виден на аэроснимке (фиг. 28),
внизу слева. Ядесъ кустарник вдоль берега располагается на прирусловом повышении,
Дорога же отмечает основание коренного склона н проходит по пониженной ложбине.
заилению и развитию растительности и промываемых ими водоемах. С точ­
ки зрения современного гидрологического режима такие озера быть может
и рационально выделить к а к «проносные». Но этим по определяется
их генезис, ибо и их размеры и их морфология явно указываю т на ре­
ликтовое, старинное происхождение.
Фиг. 48. Нараллелыю-гршшстый участок поймы р. Окп м еж ду сс. Вышгород в Троица.
Схема п топографический профиль по лпш ш Л И .
В связи с затронутым нами вопросом о «проносных» озерах полезно
■остановиться вообще на роли эрозионных форм и пластике поверхно­
сти пойм. Т акие формы — явление далеко не редкое. Мне лично неодно­
кратно приходилось наблюдать их на Волге, Оке, Цнс, Медведице и дру­
гих реках. Они бывают приурочены к- примыкающим к руслу молодым
песчаным участкам пойм, еще не покрывш имся пойменным аллювием.
Здесь они располагаю тся па дне ложбин между свежими прирусловыми
валами пли в пределах песчаных пересыпей, заграж д аю щ и х верховые
концы недавно отделившихся староречий. Нередко такие эрозионные фор­
мы осложняю т так ж е дно межгрпвных ложбин ак кум уляти вного рельефа
внутренних частей поймы, где не достигают, однако, большого размера.
В простейшем случае это полузамкнутые плн вовсе замкнутые котловины,
удлиненные в плане. Пх конец, обращенный против течения полых вод,
сравнительно узок п имеет довольно полого снижающееся дно н стенки
средней крутизны. Ппзовой конец почти всегда расширен в округлый
бочаг с крутыми склонами, нередко заняты й на дне водоемом. Размеры
таких бочагов различны, но даже на Оке и Волге мне не известны случаи,
когда они превышали бы 3 —5 м глубины и 30—50 м в поперечнике. Иногда
целая серия подобных бочагов разного разм ера образует четкообразную
цепочку, вытянутую вдоль дна межгривной ложбины, сл и ваясь в один
желоб пли рытвину с крайн е неровным дном. Довольно часты такие эро­
зионные формы, действительно, в относительно суженных участках долин,
где высота паводков больше (например, в отрезке долины Волги у Самар­
ской Луки, на Цне, в н изовьях ее, ниже Сасова и т. п.), но т ак ж е п там,
где поймы по t o i l или иной причине преимущественно сложены рыхлопесчаными породами (на К срж енце, на Медведице ниж е устья Терсы
п т. д.). По преобладающее значение в пластике поймы они приобретают
только в тех случ аях, когда последняя крайн е у з к а н недоразвита, сво­
дясь, по_ существу говоря, к незначительному бордюру прирусловы х отме­
лей вдоль меженного русла, занимающего почти все дно долины. Н а
равнинных реках такие крайн е суженные, ущельеподобные отрезки
долин представляют явление очень редкое, хотя и встречающееся, в том
числе и на Оке (ниже К ал у г и ) и на Волге (Сокольи Горы).
Параллельно-гривистый тип пойм занимает к а к бы промежуточное
положение между обвалованным, с одной стороны, и сегментным, с дру­
гой стороны. Особенно тесными переходами он св язан именно с последним,
часто чередуясь с ним на значительных отрезках долин. Т ак , например,
обстоит дело на плесе Волги от Горького до К азан и , где пойма то су ж и ­
вается, то вновь расш иряется, не достигая, однако, нигде большой ширины.
Повиднмому, именно это и было причиной, почему Р . А. Еленевский отнес
выделенный им «проносно-гривистый» тип поймы, примерно соответствую­
щий вашему параллельно-гривистому, к «классу сегментных пойм»,
считая наиболее я р к и м примером именно пойму средней Волги Е *
Выводы
Думаю, что все сказанное достаточно убедительно доказывает огра­
ниченность широко распространенной упрощенной схемы подразделения
поймы на три части — «прирусловую», «центральную» и «притеррасную».
Между тем в прокрустово лож е этой схемы, неверно выдаваемой за схему
В. Р. Вильямса, обычно стараются втиснуть все многообразие геоморфо­
логии пойм. Д аж е в пестрой мозаике сегментной поймы находят элементы,
соответствующие ее категориям, за исключением разве «притеррасной
поймы», обычно оказывающ ейся «недоразвитой» и, так сказать, лишь
потенциально возможной. З а «прирусловую пойму» принимают при этом
повышенные гривистые участки сегментов, за «центральную» — их более
ровные и пониженные участки, которые, таким образом, многократно
чередуются друг с другом. В качестве примера сошлюсь на И. И. Плюснина,
именно так подошедшего к ан ал и зу рельефа Волго-Ахтубинекой поймы
(193G, 1938). Однако даж е такое, в значительной мере условное, приме­
нение этих терминов не я в л я е тся оправданием нп с чисто морфологической,
ии с генетической точек зрен и я. Фактически к а к повышенные гривистые,
1 Наряду с обвалованными и параллельно-гривистыми поймами на мало извили­
стых н пс дробящихся на рукава отрезках течения рек, особенно северных н сибирских,
очень широко распространены также «плоско-ступенчатые» поймы, происхождение
которых пока недостаточно ясно.
так п пониженные и более ровные участки могут лежать и близ русла
и вдали от него, вплоть до самых окраин долины. По их положению,
следовательно, и те и другие заслуж иваю т обоих наименований в равной
мере. По происхождению жо они тоже не отличаются принципиально,
ибо закладываю тся всегда в итоге н арастан ия прирусловых отмолен на
берегу отступающего меженного русла. И тс и другие, следовательно,
в равной мере я в л яю тс я «прирусловыми». В связи с этим будет, очевидно,
гораздо более верным вообще отказаться от подобной терминологии,
только запутывающей смысл явлений.
Засл у го й Р . А. Еленевского (1935, ^ З С Д и яв л яе тся то, что он порвал
па деле с отжившей свое значение схемой и сделал попытку построения
классификаций морфологических типов пойм на широкой географической
основе, классификации, к а к мы убедились, во многом удачной, из которой
нами были позаимствованы ужо некоторые термины. Но и Еленевский не
смог достаточно понять генезис пойменного рельефа. Этому помешало
прежде всего то, что нм, так же, к а к и В. Р . Вильямсом, было главное
внимание обращено па работу полых вод и отложение ими покровных
пород поймы. С половодьями связы валось и происхождение рельефа поймы,
рассматривавшегося в основном" к а к вторичный, налож енный или выре­
занный в некоем однородном готовом и бесформенном субстрате. Роль
мигрирующего р у сл а в созидании поймы не была понята, не был понят
и первичный х ар а к тер основных форм ее скульп туры по отношению ко
вторичному, позднейшему по времени процессу отложения пойменного
ал л ю вия. В связи с зтим и понятие «аллювиальный процесс», широко
применяемое в почвенной и геоботапической литературе, Р . А. Еленевским
вкладывалось то же одностороннее содержание, которое придано было
ему В. Р . Вильямсом. «Аллювиальный процесс» — эго накопление полыми
водами п аи л к а на поверхности поймы, и только. Значит, длительность
разливов полых вод, или иначе «поемность», количество несомых рекой
взвешенных наносон — вот основные факторы, определяющие физиономию
поймы. Ограниченность подобного подхода к проблеме, больше того, ста­
тичность его, п оскольку отбрасывается полностью динамика работы реки
и формирования долины в целом, вряд ли требует дополнительных по­
яснений. Это п яви лось причиной многих слабых сторон классификации
морфологических типов нойм, разработанной Р . А. Еленевским. Здесь
не место подробному критическому разбору последней, ибо это слишком
далеко завело бы нас в сторону от нашей основной пели, тем более, что
геоморфологическим вопросам, не имеющим для нас самостоятельного
интереса, и так приш лось уделить весьма много места. Поэтому ограни­
чимся только сделанными краткими принципиальны ми замечаниями.
Подведем кратки е итоги. В ан али зе генезиса и морфологии рельефа
нойм мы исходили пока из посылки, что он формируется исключительно
под влиянием внутренней динамики руслового потока, разрабатываю­
щего свою долину. П ри этом-нами принимались во внимание почти исклю­
чительно первичные аккум уляти вны е
формы рельефа, возникающие
в силу миграции русла, и почти не рассматривались вторичные изменения
их под воздействием разли вов полых вод и н акопления пойменного аллю­
вия. Подходя к вопросу с этой точки зрения, мы смогли разделить все
многообразие морфологических типов пойм на две главные категории:
ноймы сегментные, с двумя вариантами, свойственными меандрпрующпм
рекам и рекам с хорошо развитой фуркацией, и обвалованные поймы —
ноймы узки х отрезков речных долин с мало подвижным руслом. Переход­
ной категорией являю тся п араллельно-гривисты е поймы. Д л я нас доста­
точно этого, быть может, несколько упрощенного подразделения, дающего
возможность понять основные черты процесса накоплении пойменного
аллю вия, что составляет главную задачу последующей главы.
Г л а п ii
V
ПОЙМЕННЫЙ А Л Л Ю ВИ Й Р А В Н И Н Н Ы Х РЕК
( I I р о ц е с с н и н о п л е н и и нон.мен.ного а . г л ю в и и , о с н о в ы ы е ч е р т ы его
c m р о е н и и н ро.п> в . т о л ю ц и и .м о р ф о л о г и и н о и . н ы )
Гидродинамическая обстановка осадконакопления на пойме и роль
поименного аллювия в развитии рельефа ее поверхности
Получив представление о морфологическом фоне, на котором разверты­
вается ак кум ули рую щ ая деятельность полых вод, попытаемся прежде
всего нарисовать общую к арти н у обстановки осадкообразования па пойме,
чтобы далее, на ее основе, перейти к выяснению закономериос/ей строения
и выделению главны х фацпн пойменного аллю вия. П ри решении постав­
ленной налги задачи наибольшее значение приобретает знание динамики
движения полых вод по-пойме, регулирую щ ей выпадение осадка. Ее ана­
лиз мы гг сделаем фундаментом настоящего раздела, подобно тому ка к
фундаментом главы о русловом аллю вии было излож ение динамики дви­
жения воды в русле. Однако, если тогда можно было основываться по
преимуществу на достаточно точно выясненных гидрологических законо­
мерностях, то теперь, к сожалению, неизбежным яв л яе тся введение ряда
довольно гипотетических допущений, ибо до настоящего времени гидро­
логи мало занимались этим вопросом специально. Непосредственные
наблюдения над движением полых вод-в пойме ставились гораздо режеи проводились более примитивно, чем изучение движения воды в русле,
а попыток экспериментального воспроизведения яв л ен и я не делалось
вовсе. Поэтому, п ри-суж д ен и и о специфических особенностях динамики
полых вод приходится в значительной мере ог-раннчнваться дедукцией от
общих закономерностей движения русловых потоков.
Первое, что бросается в г л аза ужо. л pi с поверхностном наблю дении,—
эго малые скорости течения па пойме по сравнению со скоростями в русле.
Ими обусловлена самая возможность осаждения взвешенных наносов,
играющих главную роль в накоплении пойменного ал л ю в ия. Контрастом
скоростей объясняется и то, что средние мощности п ан л ка, Покрывающего
пойму в половодье, и средний диаметр его частиц обнаруж иваю т общее
уменьшение по .мере движения от ру сла реки вглубь берега.
В качестве иллю страции приведу два примера. 11а упоминавшемся
уже однажды острове против с. Белы й Я р ниж е г. У л ь я н о в ск а (см. фиг. 41)
мною были произведены замеры мощности и взяты образцы свежего нанлка,
во-первых, в 150 м от уреза главного русла Волги на ложном берегу
озера Изумор, во-вторых, с гребня крупной гривы в центре острова
в 1U00 м от Белоярскоп протоки и в 1700 м от В олги. В первом случае
общая мощность намлка достигала более 0,25 м и он ясно делился на два
слоя — нижний, более мощный и песчанистый, и верхний, глинистый,
имевший толщину всего около 0,005 м. Н и ж н и й слой представлял собой
осадок, выпавший во время максимума половодья, верхний соответство­
вал спаду воды и замедленному течению полых вод. В глубине острова
мощность всего н ан л к а не превы ш ала 0,0015—0,002 м. Р езул ьтаты меха­
нических анализов образцов видны из табл. 2.
Из этой таблицы видно, что в то время к а к вблизи р усл а реки н ака п л и ­
ваются легкие пылеватые суглинки или тяж елы е супеси (точнее сугли­
нистые п супесчаные алевриты) и при спаде воды осаждаю тся даже тяжелые
суглинки с очень большой примесью пылеватых частиц (в том числе г р у ­
бой пыли с диаметром частиц 0 ,1 0 —0,05 хш), в глубине поймы образуется
крайне маломощный наплок глинистого состава, в котором из пылеватых
фракций присутствует в основном более тонкая 0 ,0 5 —0,01 мм.
81)
Т а б .ч и ц а 2
Результаты м еханического анализа наилка с острова у с. Белый Яр
С о д ер ж а н и е м ех а н и ч е с к и х ф р ан ц и й , в % (ан ал и з по м е т о д у С абаш ш а—Р оби н сон а)И/и
М есто в зп т и п о б р а зц а
5\2
0 ,5 —0,25 мм
0 ,2 5 —0,10 мм 0 , 1 0 - 0 ,0 5 мм_ 0,05 —0,0
мм 0 ,0 1 —0,005 мм
0,005 —
—0,001 мм
С редн ий
(м е д и а н ­
ны й) ди а­
< 0 ,0 0 1 мм м етр ч ас­
т и ц , в мм
К о эф ф и ­
ц и ен т н е ­
однород­
н о с т и (1111
Т раску)
1
C oper
I норхн и й слой
он. И з у м о р \ н и ж н и й с л о й
0 ,2 0
0 ,2 0
(1 ,5 0
2 ,4 ,2 0
1 8 ,2 0
2 2 ,9 0
2 8 ,5 0
1 (1 ,8 0
2 2 ,5 2
1 2 ,5 5
7,1)0
2 ,8 1 .
1 5 ,2 1
5 ,4 4
0 ,0 1 2
0 ,0 8 0
2 ,8 0
2 , 94:
2
Грина и з ц е н т р а л ь н о й части
о ст р о н а . у с. Б ел ы й Я р
0 ,0 0
1 ,4 0
I ,2 0
1 2 ,9 0
4 8 ,1 1
1 4 ,0 4
21,12
0 ,0 1 0
2,12
Т аб л и ца 2
Результаты м еханич еского ан ал иза наилка из о кр ест но ст ей
дер. Аннино
С о д ер ж ан и е м еха н и ч еск и х ф р а к ц и й , в % (а н а л и з по м ет о д у С абан ин а—Р оби н сон а)
с
с
М есто Паатин о б р а зц а
0 ,5
0,25 мм
0,25
0,1 мм
0,1
0,05 мм
7,
1
2
2
Ложбина между дну- / перхний слой
ми снежими прирус-!
.лоными налами н |
210 м от русла
(, шшший слой
Гребень прируслового йала н 250 м
о т р у с л а ...............................................
Г р и н а в н у т р и п о й м ы н 2000м о т р у с л а
0,05 -0,01 мм
0,01 ■-0,00-5 мм
К ооф ф н С редн и й
(м е д и а н ­
о
дпородн
ы
й)
д
и
а
­
0,005 ■
0,001 мм < 0 ,0 0 1 мм м етр ч ас­ 1IOCTH (по
т и ц , в мм Т р аск у)
0,20
9,10
27, 10
29,10
18,45
2,45
15,00
0,028
2,78
I ,10
21 ,90
24,00
25,80
12,29
0 ,9 2
12,88
0,042
2,1)7
0 ,2 0
0,90
I 1 ,80
1 ,00
22,20
0,5 0
25,70
9,10
14,91
52,70
2,24
10,95
10,7а
24,19
0,040
0,008
2,78
2,02
1
Совершенно такую же картин у дает сравнение образцов н ап лка нз
окрестностей дер. Аннино (ниже г. Сызрани по левому берегу р. Волги).
Здесь на поверхности свеж их прирусловы х валов мощность н аи л к а ко­
леблется от 0,05 м на их гребнях до 0 ,3 —0,5 м в лож бинах между ними на
расстоянии 210—250 м от меженного уреза р. Волги. П ри этом в л о ж ­
бинах ясно выделяется верхняя более глинистая часть, соответствующая
спаду воды (на гребне в ал а она отсутствует). Н а расстоянии около
1500—2000 м в глубине поймы мощность годичного н аи л ка не превышает
уже 0,002 м. Н и ж н я я его часть, переполненная сухими стеблями про­
шлогодней травы и опавшими листьями тополей и ив, нами не а н а л и зи ­
ровалась. В зята л и ш ь верхн яя часть толщиною около 0.0001 м, л е г к а
отделяющаяся в виде тонкой корочки. Изменения механического состава
по мере удаления от русла совершенно аналогичны приведенному выше
примеру, что видно из табл. 3.
Принципиально те ж е соотношения мощностей и механического состава
наилка на разны х .расстояниях от русла констатированы были А. Я . Б рон ­
зовым (1927) д л я нижнего течения р. Мологи. Его наблю дения очень
показательны, поскольку хорошо иллю стрирую т быстрое падение ско­
рости накопления осадка. Скорость уменьшается в 8,5 раз на расстоянии
всего около 100 м, к а к показываю т нижеследующие данные измерения
мощности н аи лка, осевшего во время половодья 1924 г. на пойме Мологи
у с. Иловня, б. Моложского района, ныне находящ егося на дне Рыбинского
водохранилища:
Р а с с т о я н и е от р ек и ,
В
Т олщ и н а н а и л к а ,
в ом
-VI
1 2 -2 0
В
2 0 -2 5
25—40
40—70
70—90
5
3
1— 2
0 ,7
Изменение механического состава иллю стрируется следующими дан­
ными анализов по методу В. Р . В ильям са, относящ ихся к тому же н аи л ку
1924 г. (табл. 4).
Т абли ца 4
М еханический состав наилка на п о й м е р. М ологи
С о д ер ж а н и е м е х а н и ч е с к и х ф р а к ц и й , в %
i
М есто в зя т и я о б р азц а
> 0,25
мм
1
0
о
4
о
6
С. Станово 1-я от реки
грива ................................... 0 ,4 5
Луг Ветелышк у с. Иловия, 1-я от реки грива . 0 ,1 2
Там же, ложбина между
_
1-й и 2-й гривами . . .
Там же, ложбина меж ду
3-й и 4-й гривами, 100 м
от р е к и ............................... 0,01
Там же, вершина высокой
(9-й по счету) гривы в
ближнем к реке конце . 1,15
Там же, вершина 9-й гриi
вы в 200 м от реки . . 0 ,2 0
0 ,2 5 — 0 , 0 5 -0 ,0 5
-0 ,0 1
мм
мм
0.01 —
0,0 0 5 — < 0 ,0 0 1
—0 ,0 0 5 —0,001, мм
мм
мм
С умм а
86,53
4 ,0 3
3,47
0 ,8 6
5,12
100,46
88,98
3 ,8 5
2 ,8 0
0 ,5 5
3,71
100'01
24,37
19,05 31,17
6 ,4 0
19,19
100,18
80,82
4 ,8 0
5,77
1,36
7 ,5 9
100,36
30,26
19.22 29.97
4 ,0 6
14,84
99,47
15,98 25,64 36,51
4,3 6
16,69
99,35
Общее возрастание тонкозернистости н ап л ка выступает из этой табли­
цы совершенно отчетливо. К сожалению, А. Я. Б рон зов не собирал све91
жего н аи л ка из внутренних частей пойменного массива. Но некоторое
представление о его гранулометрическом составе может дать приводимый
им ан али з образца старого пойменного аллю вия, взятого с поверхности
пойменной гривы недалеко от с. Леонтьевского (также затопленного ныне
водами Рыбинского водохранилища) в большом удалении от реки. В нем
содержалось частиц Д>0,25 мм диаметром 1,71% , от 0,25 до 0,05 мм —
5,76 % , от 0,05 до 0,01 мм — 12,89% , от 0,01 до 0,005 мм — 51,46% , от
0,005 до 0,001 мм — 8 ,9 0 % н < 0 , 0 0 1 мм — 18,88% . Надо, однако, заметить,
что такие высокоглинистые осадки для поймы Мологи мало характерны.
Д л я . нос более обычны разности, значительно обогащенные пылеватыми
и тонкопесчаными фракци ям и и относящиеся к категории тонких суглин­
ков и суглинистых алевритов.
Мы видим, что действительно скорость н акопления пойменного аллю­
вия быстро убывает по мере удаления от русла, а его состав постепенно
становится все более глинистым. Надо, однако, подчеркнуть, что такая
подкупаю щ ая по простоте схема изменения мощности и состава осадка,
образующегося на пойме, отраж ает суть яв л ен и я лишь в самом грубом
приближении, lie н ел ьзя рассматривать даже в качестве точного момен­
тального снимка хода осадкообразования на пойме во время паводка и тем
более н ельзя механически принимать за единственную ведущую закономер­
ность, определяю щую строение всей толщи пойменного ал л ю вия в целом.
Первое осложнение в к арти н у вносят боковые протоки и р у к а в а реки,
влияние которых особенно резко сказы вается иа реках с сильно развитой
фуркацней, но долж но учитываться н па реках меандрирующих. Каждый
боковой р у к а в it проток, даже если он ф ункционирует только в высокую
воду, есть такое ж е русло, к а к п главное русло реки, только включающее
менее мощный и менее загр уж ен ны й наносами поток. К берегу каждого
из них мощность образующегося н а и л к а долж на, следовательно, в той
или иной степени н арастать, а средний диаметр слагающих наилок частиц
увеличиваться, что и происходит в действительности. Конечно, в одних
сл уч аях наблюдается при этом вся гамма переходов от тоненького покрова
глины до мощных накоплений песчаных п рирусловы х валов, в других,же
сл уч аях, на берегу какого-нибудь третьестепенного протока, затерявше­
гося среди обширной заливной равнины и плохо связанного с руслом
реки, имеет место лиш ь некоторое увеличение содерж ания пылеватых
и тоиконесчаных частиц в осадке, а мощности его вырастают всего на
несколько сантиметров пли даже на доли сантиметра. Но в принципе
изменения всегда носят аналогичный характер.
Сходным образом могут вл иять и пересекающие пойму русла притоков,
хотя и далеко не всегда. Дело в том, что сроки и высота паводка
притоков п главной реки могут резко разн и ться. В особенности велико
это отличие на кру п н ы х водных артериях Р у сской равнины, текущих на
юг, например на Волге. Т ак , паводок левых притоков Нижней Волги
(Самара, Волынок И ргиз, Е р у с л а н и т. д .)п р и х о д и тс я на апрель,-тогда как
на самой Волге он захваты вает вторую половину мая н июнь. Паводковые
расходы притоков оказываю тся при этом, к а к правило, не настолько
большими, чтобы переполнились р усла их приустьевых частей, глубоко
врезанные в высокую и еще не залитую водой волж скую пойму. В итоге
и их полые воды практически вовсе не участвуют в накоплении осадка на
пойме главной реки С
1 И евнзп с описанными соотношениями стоят любопытные особенности морфо­
логии приустьевых частей левых притоков Волги, особенно ярко бросившиеся мне в
глаза при исследованиях м еж ду устьями Камы и Самарской Лукой в 1931 г. Большие
расходы, пропускаемые весной их руслами в пределах полжской поймы, обусловли­
вают интенсивную эрозию. Р усла расширяются в настоящие долины, вырезанные и
пойме главной реки я имеющие спою более низкую пойменную террасу, но высоте
Я2
По i t вдалеке от зотш возмущающего в л и я н и я боковых протоков, во
внутренних частях круп н ы х массивов поймы, осадок распределялся да­
леко не равномерно по ее поверхности, подчиняясь весьма сложной дина­
мике движения полых вод. Х отя вся масса последних движется в общем
вниз по долине, согласно с общим уклоном ее дна, но только на узких
обвалованных поймах возникает при этом более или менее единый поток.
Правда, если ограничиться только наблюдениями над поверхностными
скоростями, то и на более ш ироких п араллельно-грпвнеты х и сегментных
поймах бросается в гл аза то же общее преобладающее направление тече-
Фш. 19. Течения по пойме р. Дона у хут. Кумопского но время половодья, по Б. И. По­
лякову (1930).
С трелки— век торы ск о р о стей : цифры у с т р е л о к — ск ор ости течени я в м /еск .
ния. Хорошим примером может служ ить приводимая Б . В. Полнконым
(1930) схема течений на пойме Дона у хут. Кумовского во время поло­
водья (фиг. 49). В екторы скоростей на всех изображенных на ней попе­
речинках либо п арал л ел ьны друг другу, либо образуют только неболь­
шие углы и лишь кое-где в непосредственной близости от р усла или над
глубокими и изогнутыми в плане затонами п староречьямн резко откло­
няются в сторону. Но эта карти н а еще не отраж ает внутренней динами­
ческой структуры движущ ейся массы воды, о которой приходится судить,
к сожалению, главным образом по косвенным соображениям.
Как показывают эксперименты и полевые наблюдения М. В. Потапова
(193л). даже в меженных русл ах рек, с типичными для них сравнительно
соответствующую паводку притока. Эта дополнительная пойма прослеживается н выше
по притокам уж е пне заливной долины Волги, вплоть до места иыклшшиапия подпора
со стороны паподков последней. Н ад ней можно проследить пойму более высокого
уровня, заливаемую лишь по время разлнпоп главной реки. Подобная картина харак­
терна для низовьев рек Утки, Манны, Калмаюра, отчасти Большого Черемгаана.
большими скоростями, тип поперечной ц и р к у л я ц и и воды, установившийся
в естественных у слови ях, оказывается легко поддающимся изменению.
Достаточно соорудить весьма легкие по своей кон струкци и системы дере­
вянны х нап равл яю щ и х лопаток, отклоняю щ их либо только поверхност­
ные, либо только придонные струи от их первоначального направления
в одном лишь поперечном сечении потока, чтобы добиться обращенной
ц и р к у л я ц и и на значительном отрезке ниж е по течению. Необходимо
подчеркнуть-, что речь идет в данном случае о потоке, настолько мощном,,
что он активно воздействует на свое русло, приспосабливая его к своей
внутренней динамической структуре. Полые воды, движущ иеся по пойме,
обладают несравненно меньшими скоростями и не только не оказывают,
к а к правило, деформирующего воздействия на лож е, но пассивно под­
чиняю тся его скульп тур е. Неровности пойменного рельефа долж ны воз­
действовать поэтому на них подобно н ап равляю щ и м лопаткам М. В. По­
тапова, т. е. изменять динамическую стр у к туру покрова движущ ейся воды,
приводя ее в соответствие со своей формой и взаимным расположением.
В итоге с каж д ой круп н ой межгривной ложбиной, с каж д ой старинной
депрессией оказывается связанным, по существу говоря, отдельный поток
со своей особой отличной системой поперечной ц и р к у л я ц и и , противопо­
ставляющей его потоку соседней ложбины. Индивидуальность этих по­
токов сохраняется п тогда, когда меж ду ними не остается каких-либо
пезатопленных п ромеж утков и они вплотную соприкасаются свонмп
водными массами. Известная устойчивость поперечной ц и р к у л я ц и и при­
водит к тому, что даж е по выходе из лож бин на совершенно ровный учас­
ток поймы эти потоки могут продолж ать свое полунезависимое состояние.
С другой стороны, к а ж д а я вновь встречаю щ аяся на пути движения воды
неровность поверхности поймы, каж дое ветвление нлн, наоборот, соедине­
ние лож бин воедино вызывают н аруш ени я в ранее сложившейся динами­
ческой структуре, распадение существовавших ранее систем циркуляции
и возникновение новых, слияние или дробление элементарных потоков,
из которых слагается покров полых вод
О типе внутренней динамической структуры элементарных потоков,
н а которые подразделяется покров полых вод в пределах поймы, можно
судить пока только путем экстраполяции экспериментальных данных
А. И. Лоспевского (1934), упомянуты х выше. Судя по тому, что лощины
пойменного рельефа, к а к правило, характери зую тся резким превышением
ширины над глубиной, подавляющее большинство долж но обладать
поперечной ц и р к у ля ц и ей , аналогичной I тппу его схемы, т. е. с господ1 Академик В. Р. Вильямс (1939) при излож ении своей концепции формирования
поймы исходил из существования в ее пределах сложной системы завихрений полых
вод, при которых течение иной раз оказывается направленным на значительном от­
резке даж е поперек или вверх по долине. Никаких данных ни описательного харак­
тера, ни основанных на измерениях им не приводится в подтверждение этой точки зре­
ния. Н ет их и в гидрологической литературе. Вполне вероятно, что в первые моменты
паводка, когда пойма еще не полностью перекрыта водой, в отдельных пунктах и имеют
место явления подобного рода, связанные с прихотливостью рельефа затопляемой
поверхности. Н о они, во всяком случае, не играют роли основной закономерности,
которой можно было бы приписать решающее значение в распределении осаждающихся
в паводок взвешенных наносов. Картина, рисуемая В . Р . Вильямсом, оставляет впе­
чатление надуманной теоретической схемы, в основе которой леж ат к тому ж е невер­
ные, как мы могли убедиться, представления о генезисе и морфологии пойменного
рельефа. Что касается правильной системы завихрений, изображенны х у него на чер­
теже по обеим сторонам русла, то идея об их существовании, несомненно, навеяна ре­
ально наблюдающимися многочисленными водоворотами у берегов реки, особенно
там, где стрежень жмется к ним. Эти водовороты, однако, не являются течениями в
собственном смысле слова. Они представляют мелкие вихри, движущ иеся вдоль струи
главного течения и имеющие лишь эфемерное существование, то возникая, то исчезая.
Такие вихри существуют во всей толще воды на всем поперечном сечении потока, яв­
ляясь неизбежным следствием турбулентности его движения.
ством нисходящих токов на стрежне и расходящимися придонными те­
чениями. Можно поэтому с достаточным основанием не принимать во вни­
мание иных типов ц и р к у л я ц и и вообще. Но и при таком упрощении задачи
влияние разных элементарных потоков на накопление осадка будет весьма
различным в связи с различием их продольных скоростей, а значит и
интенсивности поперечной ц и р к у л я ц и и .
Прежде всего, хотя и сравнительно редко, встречаются
довольно
быстрые потоки, по своей динамике сходные с главным руслом или боковы­
ми протоками реки. Их существование обусловливает возможность воз­
никновения на пойме эрозионных форм в виде описанных выше бочагов и
рытвин, выноса далеко от русел значительных масс песков и т. п. Особенно
благоприятны д ля подобного рода явл ен и й ложбины, пересекающие
суженные шейки меандров и намечающие возможные пути будущего их
прорыва.
Гораздо чаще, однако, скорости значительно меньше, что исключает
возможность эрозии и, наоборот, способствует накоплению осадка. Но
и при этом следует разли чать два теоретически возможные случая, з а­
висящие от некоторого определенного, хотя и не поддающегося пока
цифровому выражению предела продольных скоростей и скоростей
поперечной ц и р к у л я ц и и . Е сли скорости больше этого предела, то нисхо­
дящие токи на стрежне элементарного потока будут препятствовать н а­
коплению осадка и все частицы его мельче некоторой, неодинаковой в р а з ­
ных случаях, величины будут сноситься расходящ имися придонными
струями в стороны, подобно влекомым наносам в меженном русле реки Г
В итоге в «пристрежневой зоне» элементарного потока, обычно совпадаю­
щей с тальвегом лощ ины пойменного рельефа (фиг. 50, А ), ак кум у л яц и я
либо вовсе не происходит, либо здесь н акапливается маломощный покров
сравнительно крупнозернистого, обычно тонкопесчаного н аи лка. Основная
же масса пылеватого или глинистого осадка покрывает склоны п ч а ­
стично гребни прил еж ащ и х грив.
Повпдимому, подобными соотношениями следует объяснить формиро­
вание вторичных п ли н алож енны х грив, нацело сложенных пойменным
аллювием мелкопесчаного или суглинистого состава. Подобные вторичные
грпвы, не имеющие значительной высоты, обычно сл уж ат к а к бы продол­
жением более резко вы раж енны х первичных ак ку м у л яти в н ы х грив,
содержащих внутри песчаное яд ро погребенного прируслового вала.
Если представить, что два п ар ал л ел ь н ы х элементарных потока выходят
из зоны гривистого рельефа на сравнительно ровный участок поймы, то,
как указывалось выше, их индивидуальность некоторое время сохраняет­
ся н между ними, в зоне восходящих токов воды, продолжается преиму­
щественная ак к у м у л я ц и я осадка, п риводящ ая к образованию пологого
повышения поверхности (фиг. 50, Б ) . Т а к начинает расти на продолжении
сгладившейся первичной гр и вы гри ва вторпчная. По мере ее повышения
создаются все более благоприятны е условия для сохранения самостоя­
тельности обоих элементарных потоков на большем расстоянии от конца
первичной грпвы, ибо п ояв л яетс я разделяю щ ий пх положительный эле­
мент рельефа дна. Тем самым и вторичная грива начинает расти не только
в высоту, 110 п в длину.
1 Надо подчеркнуть, что понятия «взвешенные» п «влекомые» наносы не следует
отождествлять со строго определенными категориями обломочного материала по его
механическому составу. В меженном русло быстро текущей реки, например, не только
глинистые и пылеватые, но и тонкопесчаные (а порою и мелкопесчаные) частицы не­
сутся во взвешенном состоянии. Д ля медленно дннжущ ихся полых под поймы тонкий
песок п песчаная пыль, после их осаж дения на дно, начинают играть у ж е роль «вле­
комых» наносов. В некоторых случаях, особенно в старицах, волочением по дну пере­
двигаются, повпдимому, даже глинистые частицы, о чем будет сказано ниже.
95
Вторичные или наложенные гривы могут возникать и как самостоя­
тельные новообразования, пне связи с гривами первичными. Чащ е всего
такие случаи наблюдаются, когда по мере суж ения шейки меандра ток
полых вод, н ап равляю щ и хся наперерез ей, усиливается. В итоге нало­
женные гривы оказываются сложенными несколько более грубым тоикопесчапым, алевритовым или супесчаным материалом, контрастирующим
с более глинистыми отложениями подстилающего пх горизонта поименного
аллю вия. Именно такие соотношения характерны , например, для описан­
ного ниже участка поймы р. Свпяги у с. Б у р у н д у к и (см. фиг. 54), где на­
ложенные гривы ясно выражены в рельефе в виде очень пологих волно­
образных повышений до 0,75 м относительной высоты.
й
Фиг. 50. Схома накопления нанлка па пойме пол плнятшем
поперечной лиркуляини полых вод при умеренных скоро­
стях течения.
Л — при гривистом рельеф е; J>— при вы ходе полы х под ив мел;грпипы х л о ж б и н на ровны й участок поймы.
I
Совершенно иное влияние на распределение осадка должны оказывать
элементарные потоки полых вод, когда их скорости становятся крайне
малыми, а поперечная ц и р к у л я ц и я чрезвычайно слабой. П ри этом нисхо­
дящ ие токи на «стрежне», если можно вообще применять этот термин
к данному случаю, не только но препятствую т осаждению взвешенных
Фиг. 51. Схема накопления нанлка на пойме пол влиянием
поперечной циркуляции полых под при очень малых ско­
ростях течения (наибольш ая аккумуляция и межгрппных
лож бинах).
наносов, по, к а к заметил М. А. В еликанов (1946), наоборот, благопри­
ятствуют ему, а придонные расходящ иеся струи не могут у ж е передви­
гать выпавших в осадок частиц в заметном количестве. В итоге «пристрсжневая зона», т. е. дно лощины, становится главной ареной аккумуляции
(фиг. 51), тогда к а к склоны и гребень прил еж ащ и х грин покрываются
лиш ь крайне тонкой пленкой н ан л ка. Е сли в первом случае имело место
повышение грин и сохранение резкости первичных ак ку м у л яти в н ы х форм
пойменного рельефа, то при рассматриваемых сейчас условиях лощины
из года в год заполняю тся осадками, а гребни гри в сохраняют свои аб­
солютные высоты почти неизменными. Поверхность поймы постепенно
выравнивается. Морфологический результат осадконакопленнн прибли­
жается к тому, который характерен для стоячих водоемов. Разрезы , иллю­
стрирующие подобный ход процесса накопления пойменного аллювия,
очень обычны на всех реках Русской равнины, с которыми мне удалось
познакомиться. Прекрасным примером может служить хотя бы приводимое
9(1
ниже обнажение поймы р. Суры у г. Я дрпна (см. фиг. 53). Кс.ти исключить
.молодой песчаный нанос, покрывающий здесь узку ю полосу вдоль русла,
то основная часть пойменного аллю вия (слон 2 н 3) закономерно меняется
в мощности, уменьшаясь до 1,8— 2 м на гривах п возрастая до 4 м и межгрн вн ых .ложбинах.
Выше были намечены два гипотетических случая влияни я динамики
движения полых вод на ход отложения пойменного аллю вия: нарастание
грив л выполнение ложбин осадком. Оба они не могут иметь равноценного
значения. Исходя пз того, что пойма яв л яе тся преимущественно ареной
аккумуляции осадка, второй пз них должен быть распространен шире
и играть большую роль. Действительно, преобладает постепенное сгл а­
живание первичных элементов рельефа поймы, н е е более древние участки,
как правило, отличаются более ровной поверхностью, чем участки более
молодые. 11а фоне этой общей нивелировки рельефа образованне вторич­
ных грив представляет лиш ь преходящую деталь, сменяясь, к а к правило,
сравнительно быстро заполнением разделяю щ их их лож бин новыми
слоями наилка.
Мне приходилось наблюдать много разрезов, подтверждающих справед­
ливость этого тезиса. Остановлюсь подробно на одном из них, расположен­
ном в обрыве левобережной поймы р. Оки в 2,5 км выше устья р. Прони
близ г. Снасска Р язан ск ого (фиг. 52). Здесь основание берега сложено
русловыми и старинными отложениями (слои 5 н 4), почти ровная кровля
которых поднята над меженным урезом реки на 3 —3,5 м. Выше распола­
гается довольно мощная толща пойменного аллю вия, которая целиком
слагает серию наложенных грив, рассеченных обнажением вкрест про­
стирания. На протяж ении около 300 м можно насчитать три таких грины
с расстояниями между гребнями от 30 до 100 м и относительной высотой
над разделяющими ложбинами до 1,5 м. Две из них изображ ены в сечении
на нашем профиле (пункты А и В на фиг. 52). При этом видно, что из трех
нодгорнзонтов, на которые делится толща пойменного аллю вия (слои
1, 2 в 3), нижний вс лее не отраж ает в своем залегани и рельефа поймы.
Он соответствует последним фазам заполнения древней старинной депрес­
сии осадками и выравнивания ее поверхности, превративш ейся в мокрый
луг, на котором сформировалась плохо дифференцированная и ныне п о ­
гребенная лугово-болотная почва (слой За). Мощность этого подгоризонта,
сложенного переслаиванием супесей, суглинков .и тонкозернистых песков,
всюду почти одинакова и колеблется лишь в узки х пределах от 1,8 до 2,2 м.
Вышележащий подгоризоит оглеенных суглинков (слой 2), наоборот,
резко меняется в мощности. Под ложбинами он не превышает 0 ,4 —0,5 м,
под гривами утолщается до 1,6—2,8 м, образуя пх ядро. Очевидно, гривы
п явились результатом его ак к у м у л яц и и , заверш ивш ейся формированием
нового горизонта луговой почвы (слой 2а). В ерхний подгоризонт поймен­
ного аллювия (слой 1), в основном сложенный супесями и венчаемый
плохо оформленной современной луговой почвой, залегает принципиально
иначе. На гривах он не превышает нигде 2 м, п адая порою до 0,7 м мощ­
ности, в ложбинах же утолщается до 3 м. В итоге его н акопления н ал о ж ен ­
ные гривы, достигшие было 2 —4 м относительной высоты, вновь сгладились
до их современных размеров, очевидно в силу коренного изменения режима
осадкоиакопленин.
Приведенный пример яв л я е т с я , к а к мы подчеркнули, достаточно ти­
пичным, и мы воздержимся от рассмотрения других, аналогичны х ему,
поскольку они не внесли бы ничего принципиально нового. Этот пример
вместе с изложенными ранее общими соображениями дает основание ут­
верждать об ошибочности представлений В. Р . В ил ьям са, который, ка к
было указано выше, приписывал всем или, но крайней xiepc, большинству
поименных грив вторичное происхождение. В этом случае-нм , ка к и во
7 Труды ЛГИ, ими. 13т
97
Фиг. 52. Обнаженно левобережной поймы р. Оки в 2,5 км иыше устья р. Прошт. Продольный профиль части
и поперечные профили п пунктах Л, В , В.
оонажения
1 —
пески мелкозернистые; 2 — пески тонкозе рни ст ые ; 3 — еунгеп; Г — суиесн гу м у еп р ав аи ны е; 5 — су гли нки ; в — су г л и н к и оглеснные; 7
суг­
л и н к и г у м у с п р о в а н п ы о ; 8 — ч е р е д о в а н и е с у п е с е н н е у г . т н н к и в ; 9 — е у н е о н и т о в а т ы е , б о г а т ы е о р г а н т е с н и м п с щ с е т и о м ; 1 0 - - с у г л и н к и п л о ‘я т ы с ,
б о г а т ы е о р г а н и ч е с к и м и е ц т г ю ч ; 11 — гам ю о к р л . п е ч н ы : п и о н гг ыа п о р о л ы р ы л лч нн' о с о с т а в а ( п е с к и , с у и е е и , c y i л и п к и ) , Гс к о п л е н и и Р а с ти
T c 'f i. o i o летшггуса
I м ш в . в ч
«ах — п о м а р . о п . ,»• / я .» - т|> г г о р с ю и т а п о П ч а п п о г о а л л . о в ч п ; 4 — о т а р и ч п ы н а л л ю в и й ; . 5 - - р у с л о в о й ал л т о
’
!r,,l
' ^ '7 .
..V
а !п-.
и . ill .it*. I
. . . . . р у с л о , . . , it „т .м .- л и ) .
П о р т . „ „ а . ...
о и еорп ион та л ы .ы Н
масш табы
равны.
всей теории генезиса рельефа поймы в целом, опять-такп верно подменен­
ный частный тип грив был неверно истолкован к а к господствующий.
В действительности наложенные гривы не играют круп н ой роли в морфо­
логии пойм. Следует подчеркнуть такж е, что на значительных участках
поймы полые воды практически являю тся застойными. Вместе с тем расти­
тельность, одевающая поверхность поймы, особенно леса и кустарники,
столь резко замедляет течение даж е там, где оно ясно выражено, и так
резко осложняет динам ику движения воды, что во многих случ аях н ари ­
сованная выше схема п равильно построенных элементарных потоков
вообще теряет реальное значение. П ри этом осаждение осадка во многом
начинает походить на выпадение его из стоячих вод, и образование вто­
ричных грив становится абсолютно невозможным.
Итак, из двух намеченных нами возможных видов режима осадконакопления на пойме только второй, приводящий к сглаж иванию ее рельефа,
имеет в большинстве случаев действительно ведущее значение в образо­
вании толщ пойменного ал л ю вия. Надо, однако, заметить, что в «чистом»
виде они, по сути дела, редко встречаются в природе. У ж е пример р азр еза
окской поймы выше устья П рони показывает возможность неоднократной
смены одного типа реж им а полых вод другим. П р и ближ айш ем ан али зе
оказывается, что гидрологическая обстановка поймы весьма непостоянна
даже в течение сравнительно к р а т к и х промеж утков времени.
Динамика движения полых вод существенно меняется у ж е на п ротяж е­
нии одного и того ж е паводка. Пойма заливается не сразу, а постепенно.
По мере подъема уровня воды происходит заполнение водой все новых "а
новых лощин, затопление все более повышенных участков и увеличение
общей мощности водного покрова. П а р ал л ел ьн о растут средние и абсолют­
ные скорости течения, следовательно увеличивается и интенсивность по­
перечной ц и р к у л я ц и и в существовавших с самого н ачала элементарных
потоках, на которые этот покров распадается Ч В одной и той же лощине
поймы меняются условия осаждения и состав отлагающ егося осадка.
Наряду с этим постепенно вступают в действие новые элементарные
потоки в ранее сухих лощинах, а некоторые из преж них сливаются в одно
целое, если разделяю щ ие их повышения поверхности поймы невелики и
оказываются перекрытыми очень большой толщей воды. Н а спаде паводка
начинается обратный ц и к л изменений, хар актери зую щ и й ся, однако, и
некоторыми своеобразными особенностями. К этому времени пик паводка
уже сместился вниз по реке и его подпруживаю щее влияни е сказывается
на общем уменьшении скоростей на пойме в первые моменты спада воды.
Создается обстановка наиболее б лаго при ятная для массового осаждения
наиболее тонких глинистых частиц, остававш ихся до сих пор взвешенными
в воде с самого н ачала паводка. Н акон ец , когда река у ж е входит в свои
берега, начинается заклю чительная фаза половодья. Задержавш иеся
на нойме массы воды, отставшие от общего потока в силу малых скоростей,
постепенно сливаются через наиболее глубокие ложбины в главное русло.
Этот слив идет у ж е в виде совершенно разобщенных друг от друга ручьев,
вырывающих себе узкие русла, а кое-где создающих небольшие овраж ки
на краях пойменного массива. В то же время часть вод задерживается
в замкнутых и п олузамкнуты х депрессиях поверхности, о б разуя времен­
ные и постоянные водоемы озерного типа, лишь крайне медленно поннжаю-
1 Из гидрологии известно, что при прохож дении паводка вначале наступает мак­
симум скоростей, затем максимум расходов и, наконец, максимум уровней. Однако
это относится к реке в целом и преж де всего к меженному р усл у. В момент начала раз­
лива максимум скоростей в последнем у ж е миновал и паводок вступил в максимум
расходов. Для поймы, однако, только с этого момента пачипается движение воды вооб­
ще, нарастающее по интенсивности по мере подъема уровня.
7*
St)
щи с свои уровень благодаря поверхностному стоку и инфильтрации в грунт.
В них осаждается практически вся оставш аяся еще в воде тонкая муть.
Такого рода периодические изменения реж има оеадконакопленин по­
вторяю тся ежегодно во время паводка, обусловливая возникновение сло­
истости поименного аллю вия, то более, то менее крупной и четкой в раз­
ных его фациях. Но поскольку в разные го дыпаводкп имеют разную высоту,
приносят с собою несколько неодинаковое, а норою п весьма различное
количество наносов и длятся несколько разные сроют, то на фоне правиль­
ной периодичности в чередовании слоев часто выделяются резкие со
наруш ения, приводящие к появлению то особенно мощных и песчанистых
прослоев, то очень маломощных и более глинистых.
Под-влиянием накопления осадка, к а к мы видели, не остается неизмен­
ным рельеф поймы. Возникают местами новые вторичные гривы, старые
ак ку м у л яти вны е формы сглаж иваю тся. Это, в свою очередь, влияет па
реж им полых вод, меняя постепенно схему их движ ения. В итоге, после
более или'менее длинной серии паводков, осаждение наносов в одном п том
же пункте начинает протекать существенно иначе, чем ранее.
Все значение изменчивости гидрологической обстановки, к а к фактора,
определяющего облик формирующегося пойменного аллю вия, выступает
особенно -ясно, если учесть, что речь идет о выпадении из взвешенного
состояния очень мелких частиц. Н а ход последнего существенно влияют
д аж е такие небольшие перемены во внешней среде, которые могли вовсе
не учитываться при анализе образования аллю вия руслового. Отсюда
вытекает, во-первых, невозможность построения в данном случае столь
же простой и универсальной схемы динамики процесса, к а к у ю мы поло­
ж и л и в основу при рассмотрении руслового аллю вия. Во-вторых, это
делает вполне понятным, почему пойменный аллю вий характеризуется
сравнительно большим диапазоном отличий механического состава, тек­
стуры и мощностей входящих в ого состав пород и значительным разно­
образием их соотношений друг с другом. Этим он отличается от более
-однородно построенного аллю вия руслового.
Роль миграции русла в накоплении и строении
пойменного аллювия
Мы постарались обрисовать механизм осадконаконлення на нонме
возможно полнее, н асколько это позволяет современное состоящее знаний.
При этом все внимание умышленно было сосредоточено на гидрологиче­
ской стороне вопроса, имеющей наибольшее значение д л я понимания хода
процесса в течение относительно ограниченного промеж утка времени. 11о
к а к только мы переходим к задаче расшифровки истории формирования
толщ пойменного аллю вия в целом, т ак ая ограниченная база становится
явно недостаточной. П а первый п ла н начинают выступать факторы иного
п орядка и среди них, прежде всего, блуж дание р усла по дну долины,
играющее главную роль в образовании всех аллювиальных отложений
вообще. По мере удаления или приближ ения русла к данному участку
поверхности поймы, меняется кардинальны м образом динамика движения
полых вод в его пределах, а т ак ж е количество if состав приносимых на­
носов. Эти изменения нередко во много кр ат превышают по своему масштабу
сезонные if многолетние колебания, обусловленные часто г и д р о л о п г а ^ ш м и
причинами. Они-то и определяют все существенные черты строения раз­
резов пойменного аллю вия.
Пояснить сущность последних и их связь с миграцией русла удобнее
всего на анализе конкретных разрезов совремеш!ых пойм, особенно наи­
более быстро изменяющихся пойм сегментно!о типа. В F^anecTBe одного
100
из таких примеров я изберу очень типичное обнажение поймы р. Суры,
вскрытое правой стойкой ее р усла ниже моста шоссейной дороги
сечет под оольу гор. Ядрина (фиг. оЗ). Здесь оереговоп
1
т
Е
На Горький
План
Профили
ШI
к- г
-- з
Фиг. 53. Обнажение поймы р. Суры у г. Ядрина Чуваш ской АССР.
I — продольный проф иль части о бн аж ен и я (схем ати зи р о ван н ы й ) и поперечные профили в
пунктах A, JS, В . 1 — п ески м елко- и среднезернисты е диагон альн о-слоисты е; 2 — п ески м ел­
козернистые линзовндно- и плойчатослоисты е; 3 — п ески тонкозерни сты е и супеси л егки е; 4 —
темпоокрашепные иловаты е породы (мелкие пески , супеси, су гли н ки ); о — сугли н ки и тяж ел ы е
«■упесн коричневатых и буры х тонов; 6 — су гл и н к и оглеенны е; 7 — суглп.чкн гум уенроваины е;
s — морфологически слабо диф ф еренцированная почва; 9 — осоково-лесной торф. Ц ифры в к р у ж ­
к а х — номера слоев: 1 — м олодой песчаны й п а н о с — о тл ож ен и я нал ож ен н ого п ри руслового в ал а;
2 , 3 — собственно пойменны й аллю вий ; 4 — отл о ж ен и я погребенны х первичны х прирусловы х в а ­
лов; .5— отлож ения п р и русл овы х отм елей (п огребенны й русл овой аллю вий ). Г ори зонтальн ы й и
вертикальный масш табы равны . I I — схема р асп ол ож ен и я обн аж ен и я; ITT— схем а усл о ви й з а ­
легания молодого песчаного наноса н а поверхн ости поймы (н алож енны й п ри русловы й вал ).
1 — пески налож енного прируслового вал а (густота точек на плане п роп орци он альна мощ ности);
2 — гребни первичных пойменны х гри в; з — днищ а первичны х м еж гривиы х лож би н ; 4 — линии
проф илей.
ишм углом серию пологпх первичных поименных грив, пересекающих
поперек еуженную ш ейку современного меандра. Гривы отстоят друг
от друга на 30—40 м (считая между гребнями) и поднимаются на
1—1,5 м над днищами межгривиых ложбин. Н а протяж ени и 250—300 м
вдоль реки основание обрыва слагается погребенным русловым горизон­
том аллювия, представленным типичной фацией прирусловы х отмелей
101
(слой 5). Это толща светлых, хорошо отмытых мелкозернистых песков,
обычно содерж ащ ая только редкие и тоненькие (0,02—0,05 м) прослойки
светлосерого слабо иловатого песка. Местами, однако, появляю тся много­
численные прослои серых сильно оглеенных иловатых пород (мелкопесча­
ных супесей и суглинков) в 0 ,1 —0,5 м мощностью, наклоненных вниз по
реке под углами 8 — 15° и выклиниваю щ ихся вверх по течению на высоте
от 1,5 до 3,5 м над меженным уровнем реки. Они указываю т на довольно
сильное сезонное заиление отдельных участков прирусловы х отмелей,
которое можно и сейчас наблюдать на Суре. Описанная толща достигает
видимой мощности 2 —4 м и в я д р а х рассеченных обрывом грив постепенно
сменяется характерны ми для свежих прирусловы х валов мелкозернистыми
песками с тонкой лпнзовидной плойчатой слоистостью (слой 4).
Выш е.располагается толща пойменного ал л ю вия в собственном смысле
слова. Е сли исключить пока из рассмотрения самый верхний ее член —
молодой рыхлый песчаный нанос, прикрываю щ ий поверхность поймы
в полосе, примыкающей к бровке обрыва (слой 1), то в целом она образует
довольно компактный горизонт, четко выделяющийся в разрезе, образуя
крутой, часто почти вертикальный обрыв. Он имеет мощность 1,8—2 м
на грпвах, утолщ аясь до 3,5—4 м в межгривных лож бинах, где ложится
прямо на отложения фации прирусловы х отмелей (слой 5). В свою очередь,
его можно подразделить на две хорошо обособляющиеся части. Нижняя
часть, более мощная (слой 3), слагается из чередования прослоев желто­
вато-серых тонкозернистых слеж авш ихся песков и серых и бурых супесей
и суглинков. Пески слабо пылеватые с тонкой волнистой слоистостью.
Супеси н суглинки (последние преобладают) обычно несколько оглеены,
особенно в межгривных лож бинах, часто с ржавы ми пятнами и с редкими
углистыми примазками. В целом прослои песков н суглинков залегают
волнисто, п овторяя гривистый рельеф поверхности поймы. П ри этом
на гривах толщина прослоев песков достигает всего около 0,1 м в среднем,
а в лож бинах возрастает до 0,7 м. Т а к ж е точно меняется и толщина про­
слоев суглинков, оставаясь, однако, всегда значительно меньше, чем
прослоев песка. Н а гривах она не превышает 0,02 м, в лож бинах 0,2 м.
В ер х н яя часть описываемого горизонта (слой 2) построена существен­
но иначе. Н а гри вах она целиком сводится к маломощному (0,2—0,25 м)
гумусовому горизонту темноцветной луговой почвы, налегающему непо­
средственно на пески и суглинки подстилающего слоя (слоя 3), лишь
слабо уплотненные и лишенные обычно ясной слоистости в верхних 0,3—
0,6 м. В неглубоких межгривных лож бинах мощность растет до 0 ,5 —0,8 м,
иногда даже до 1 м. П ри этом только верхние 0,3 м представляю т собой
более или менее четко оформленную луговую почву с характерной мелкой
ореховатой и ореховато-призмовидной отдельностью. Н и ж е наблюдаются
2 —3, реже 4, слабо окраш енных гумусом суглинистых прослоя с неясны­
ми границами, которые разделены почти лишенными гумуса супесями.
В нижнем из этих прослоев местами замечается некоторая оторфованность,
сопровождаемая ясными п ризнакам и оглеения подстилающих пород па
0 ,1 —0,2 м по вертикали. В более глубоких межгривных лож бинах, где
постель слоя опущена на 1,5, порою на 2 м ниже, чем на прилежащих
гривах, значительная его часть оказывается замещенной иловатой лугово­
болотной почвой или же лесным торфом до 0,35—0,4 м мощности, подстпл аем ы м 0,3—0,5 м сильно оглеенных супесей. В обоих случ аях выще иногда
можно выделить еще п ач ку супесей в 0 ,3 —0,5 м, состоящую из чередова­
ния тоненьких прослоев, то обогащенных углистыми частицами и гу­
мусом, то лишенных их.
Образование луговых почв и торфяников верхней части толщи поимен­
ного аллю вия знаменует собой завершение ц и к л а осадкообразования,
соответствующего законченному этапу в истории рассматриваемого участка
102
поймы р. Суры. Этот этап, начинающийся накоплсчшем песчаных п риру­
словых отмелей на отлогом намывном берегу реки (слой 5), проходит
под знаком неуклонного роста площ ади формирующегося сегмента поймы,
в силу чего тот его пункт, строение которого вскрыто обнажением, после­
довательно оказывается расположенным все дальш е и д ал ьш е от отступаю­
щего русла. Отложения прирусловы х валов, образую щие я д р а современ­
ных пойменных грив (слой 4), возникли еще у самого берега, на окраине
прирусловой отмели. В их накоплении значительную роль и гр ал вынос
наносов, влекомых донными течениями из прпстрежневой ложбины
речного плеса. Они имеют в своем составе и текстуре много общего с ал л ю ­
вием русловым, несмотря на то, что долж ны у ж е считаться одним из чле­
нов свиты пойменного аллю вия. Только поверх них начали отлагаться,
пойменные осадки в строгом смысле слова, за счет осаждения взвешенных
наносов из разливов полых вод. Вначале, когда русло реки проходило
относительно недалеко, из него заносился в довольно большом количестве
тонкопесчаный материал, преобладающий в низах пойменного аллю вия,
л только в моменты спада паводков образовывались многочисленные су­
глинистые прослои (слой 3). Затем, по мере того к а к русло отходило все
дальше в сторону, наносов приносилось все меньше и состав пх менялся
до пылевато-глинистых. Соответственно уменьшались мощности отлагаю ­
щихся осадков, целиком состоявших теперь из супесей и суглинков
(слой 2). В то же время, пропорционально уменьшению скорости осадконакопления, все более круп н ую роль в диагенезе стали играть процессы
почвообразования. Н а гривах, где отлагалась ежегодно лиш ь тончайшая
пленочка глинистого н аи л ка, сформировалась хорошо дифференциро­
ванная луговая почва..Н ескол ько и н ая обстановка хар а к тер и зо в ал а межгривные ложбины. П ри малых скоростях полых вод, свойственных внут­
ренним частям пойменного массива, именно в лож бинах локал и зовал ась
аккумуляция аллю вия, мешавшая нормальному развитию почвы. Послед­
няя поэтому и расщ епляется здесь на несколько плохо оформленных
гумусированных прослоев, соответствующих временному ослаблению
аккумуляции в течение тех серий лет, которые отличались малой высотой
паводков. Отдаленность от русла, яв л яю щ егося главной дреной поймы,
привела к общему повышению уровня грунтовых вод н замедлению по­
верхностного стока. Последнему благоприятствовало т ак ж е и выравни­
вание рельефа, прогрессировавшее по мере заполнения лож бин осадками.
Грунтовое увлаж нение и застой полых вод в пони ж ени ях, затянуты х почти
водонепроницаемым суглинистым покровом, привели к развитию явлений
заболачивания и к торфообразовапню в наиболее глубоких межгривных
ложбинах.
Мы видим, таким образом, что все главные особенности разреза, опи­
санного выше, и подавляющее большинство его деталей находят вполне
естественное объяснение в миграции р усла по дну долины, в данном случае
в его постепенном удалении от рассматриваемого участка поймы р. Суры
а в росте площади заключающего его пойменного сегмента. Подобно тому
как, двигаясь от русла внутрь долины, мы переходим постепенно от зоны
мощной ак ку м ул яц и и песчаных наносов к зоне накопления тонкого гл и ­
нистого наилка, так и во времени стадия отложения песков сменяется ста­
дией осаждения маломощных суглинков. К а к в пространстве, т ак п во
времени, по мере ослабления процессов ак ку м ул яти вны х , растет роль
процессов элювиальных и все более вступает в свои п р ав а почвообразова­
ние. Если бы развитие продолжалось неограниченно долго в том же н ап р ав ­
лении, нетрудно было бы цредсказать главнейш ие его последствия. Они
свелись бы к дальнейшему выравниванию поверхности поймы, еще боль­
шему ослаблению ак ку м у л яц и и и сплошному развитию хорошо сформи­
рованного почвенного покрова.
Однако в действительности наступил новый этап в истории сегмента
поймы, который распознается по слою молодого песчаного наноса, венчаю­
щего разрез (слой I). Его появление связано с миграцией русла в обратном
направлении и с размывом созданного ранее сегмента поймы. Когда
наступающее русло подошло вплотную к современному положению, вдоль
бровки его крутого борта вновь начали отлагаться песчаные осадки, вы­
носимые в паводок струями жмущегося к подмываемому берегу главного
течения. К нашем конкретном случае эти струп нашли себе наиболее бла­
гоприятные пути вдоль межгрпвных ложбин, пересекающих поперек су­
женную ш ейку современного меандра (см. фиг. 53). Они сливались здесь
в сравнительно мощные потоки полых вод. В силу этого отложение наноса
не протекало равномерно в пределах всей прирусловой полосы. В ложби­
нах он достигает 1,5—2 м мощности и образует ясно выделяющиеся в рель­
ефе повышения в форме гривок, ориентированных перпендикулярно к бе­
регу и постепенно сходящ их на-иет вглубь поймы, п роникая в ее пределы
па 20—50 м. Н а склонах пойменных грив покров молодого наноса утонь­
шается, а на наиболее высоких гребнях последних он выклинивается
вовсе. Вместе с тем постепенно уменьшается и ш ирина полосы, перекрытой
наносом.
Описываемый нанос состоит из довольно ры хлы х светлосерых мелко­
зернистых песков с тонкой косой лпнзовидной слоистостью; обычно хорошо
отмытых и только кое-где обогащенных пылеватыми частицами. По своему
облику он очень напоминает отложения пернпчных прирусловы х валов,
образующих яд ра пойменных грпв. Н есколько сходны и пх условия обра- '
зования. Поэтому, хотя полоса, в которой развит нанос, не образует кон­
солидированной .песчаной гряды, ее по аналогии можно так ж е назвать
н р и р у с л о в ы м в а л о м, по только налом вторичным, пли лучит
н а л о ж е н н ы м, возникш им поверх пойменного аллю вия.
Н ачало отложения молодых наносов наложенного прируслового вала
относится в данном случае к совсем недавнему прошлому. Об этом сви­
детельствует то, что растущие на пойме дубы 30—50-летнего возраста ко­
ренятся целиком в погребенной под ним луговой почве и ниж ние части
их стволов засыпаны песком. Н а поверхности песка успела развиться
только молоденькая поросль и вн як а, почва отсутствует п плохо сформи­
рован даже дерновый слой, не всюду сплошной н очень ры хлы й. В ряде
пунктов берега видны свежие выносы песка, указываю щ ие на то,
что его ак к у м у л я ц и я продолжается и поныне, только зона, в которой
она протекает, медленно смещается вглубь поймы по мере подмыпа
берега рекой.
Итак, строение пойменного аллю вия, к а к п всей аллю виальной толщи
в целом, вскрытой обнажением в пойме р. Суры у г, Ядрина, находит
исчерпывающее объяснение в блуж дании р усла реки по дну долины. Это
последнее с полной очевидностью выступает к а к главны й фактор, регули­
рующий ход осадконакоиления на пойме на всех его этапах. Если обра­
титься к ан ал и зу разрезов поим других рек Русской равнины, то станет
ясным, что за малыми исключениями и для их истолкования нет нужды
прибегать к привлечению каких-либо иных дополнительных причин.
Очень поучительны в этом отношении, например, обнажения поймы
р. Свпягп несколько выше с. Б у р у н д у к и В у рл ати нского района Татар­
ской АССР (фиг. 54). Здесь больш ая излучи на на протяжении около
1000 м подмывает последовательно два разновозрастны х сегмента поймы,
несколько различны х по своей морфологии п истории формирования.
Н и зо вая ветвь излучины рассекает сравнительно более молодой сегмент
поймы, вскры вая его в виде непрерывного р азреза почти в 700 м длиной
(пункты А и В на фиг. 54). В нижнем по течению конце р азр е з дает воз­
можность изучить строение повышенной части сегмента, поверхность
которой лежит в настоящее время на 5,5—6 м над меженным уровнем реки.
В этом месте (пункт А ) в береговом обрыве обнажается следующая серия
слоев. С) самого верха располагается молодой нанос, на котором почвенный
покров, за исключением дернового слоя, совершенно отсутствует. Он
состоит из п ереслаивани я светлых грязносеро-желты х мелкозернистых
песков н сходных с ними супесей с лин.эовндпымп прослоями бурых и
темносерых слабо гумусированных суглинков (слой 1). 15 суглинках
встречаются единичные ракови н ы пресноводных (L im na ea) п наземных
(Helicidae) брюхоногих моллюсков. Мощность молодого наноса варьирует
от 0,6 до 1,0 м в силу неровности постели, ибо он выполняет пологие оста­
точные ложбины первичного аккум уляти вного рельефа, в значительной
мере сглаженного при отложении н иж ележ ащ ей части пойменного аллювия
(слой 2). П оследняя слагается суглинками общей мощностью до 1,5 м
н подразделяется на три хорошо выдерж иваю щ ихся слоя. Верхний слой
(2а) представляет собою гумусовый горизонт луговой почвы, окрашенный
и темный коричнево-серый цвет и обладающий мелкой ореховато-комковатон отдельностью. Н а 0,25 м ниже кровли он сменяется серо-коричневым
слабо гумуенрованным суглинком с довольно ясно выраженной слоисто­
стью, в некоторых просл оях почти бесструктурным, в других имеющим
плохо выраженную комковатую отдельность. Этот слой (26), достигающий
(1,75 м мощности, несет, таким образом, .лишь слабые следы влияния
почвообразовательных процессов, чередовавшихся но времени со сравни­
тельно быстрым накоплением осадка. Н аконец, низы пойменного аллю вия
(слой 2в) сложены бурыми мелкопесчаными суглинками с тонкими .линзоч­
ками песка. В постели' располагается толща мелкозернистых
песков
в 3,5 м мощности (слой 3) с раковинами P alu d in a и P isid iu m , я в л я ю щ ая с я
уже отложениями прирусловы х валов и отмелей. Описанное обнажение
настолько близко напоминает разрезы у Я дрина, что вряд ли имело бы
смысл специально останавливаться на его истолковании. Единственное
существенное отличие состоит в несколько ином составе молодого наноса.
По оно понятно тоже без особых пояснений, поскол ьку мы имеем дело
с рекой иного масштаба и с участком ее берега, занимающим иное положе­
ние по отношению к главны м струям полых иод.
Вверх но течению строение поймы быстро н резко изменяется. Всего
на протяжении около 15 м высота берегового обрыва понижается до 5 м,
а за вычетом возросшего в мощности молодого н ан о са,— до 4 м, сохраняя
эту величину почти до самой вершины излучины. Это явление стоит в связи
с тем, что река вскрывает здесь старую заиленную старинную депрессию,
косой срез которой и представляет собой современное обнажение (пункт Б
на фиг. 54). Н и ж н я я его часть образована выходами типичного старинного
аллювия (слой 3), выклиниваю щегося вниз но реке и прислоняющегося
гам к песчаной свито отложений прирусловы х отмелей и налов, образую­
щей основание предыдущего р азр еза. Старинный аллю вий сложен в основ­
ном из иловатых суглинков, оглееных, богатых органическим веществом,
окрашенных н темносерый, почти черный цвет и имеющих характерную
тончайшую узловатую слоистость. Среди них располагаются прослои
светлосерых уплотненных илистых мелкозернистых песков в 0 ,1 —0,15 м
мощностью. В су гл и нк ах, реже в песках, встречаются скопления раковин
Anodonla и реже раковины Lim naea п P isidium , а такж е много послойно
распределенных обломков коры, прутьев, древесины и отдельные полуогорфованные стволы деревьев. Основание этой толщи уходит иод уровень
поды, кровля же располагается на высоте 1,3— 1,4 м над последним. Выше
лежит толща поименного аллю вия, доходящая до 2,8 —3,3 м мощности
(слой 2), не считая молодого наноса. Н изы ее (слон 2в) носят еще переход­
ный характер и сложены слоистыми сильно ог.тсеннымн суглинками мощ­
ностью около 0,6 м. Н ад ними следует 2— 2,5 м серовато-коричневых
суглинков (с л о й 26) с тонкими линзочкам и светлого мелкозернистого
песка и несколькими прослоями, слабо окраш енны м и гумусом. Вверх
они сменяются темноцветной луговой почвой (слой 2а) в 0,25 м мощностью
с сильно оглеешхым горизонтом в основании. Эта почва погребена под
молодым наносом, вполне подобным описанному выше, по более мощным
(0,75— 1,5 м).
Х отя русловой аллю вий в данном случае и замещен старинным, но
смысл разреза полностью сохраняется. К а к сами старинные отложения,
так и вы ш ележ ащ ая часть пойменного ал л ю в и я , вплоть до луговой почвы
включительно, очевидно соответствуют накоплению осадков в условиях
все большего удаления меженного р у сл а и все меньшего поступления
обломочного м атериала. Молодой нанос, п окры ваю щ и й почву, связан
с новым приближением р у сл а и усилением т о к а полы х вод через заилив­
шуюся у ж е старинную депрессию. П р и этом полые воды, в соответствии
с неровностями л ож а, образовали к а к бы н еск о ль ко п а р а л л е л ь н ы х струн
с обособленными системами внутренней поперечной ц и р к у л я ц и и . Только
так можно объяснить тот факт, что молодой нанос об разует не совершенно
ровный покров, а три п арал л ел ь н ы х д руг дру гу и ух о д ящ и х вглубь
лоймы наложенных гривы, с гребнями, поднятыми до 0,75 м над промежу­
точными ложбинами. Этим и объясняю тся колебан и я мощности наноса. Г1о
мере п риближ ения русла мощность потока полых вод, устремляющегося
вдоль древней старинной ложбины, возрастал а и на краю поймы акку­
м ул яц и я молодого наноса сменилась его размывом. В настоящее время
он уничтожен почти целиком в полосе, ш ириной от 5 до 45 м, примыкаю­
щей к бровке обрыва. Здесь сохранились только отдельные небольшие
его останцы, обычно ж е прямо на поверхность выведена подстилающая
луговая почва. В связи с этим по краю поймы выделяется к а к бы структур­
ная ступень высотой оке ло 4 м, отделенная довольно круты м уступом
в 0,75— 1,5 м от более повышенной внутренней части, сплсш ь покрытой
молодым наносом. Д алее вглубь вдаются только отдельные быстро сужи­
вающиеся и сходящие на-нет эрозионные рытвины вдоль межгривных
ложбинок вторичного наложенного ак кум у л яти вного рельефа. Интересно,
что почти против них в подмываемом борту р усл а вырезаны циркообразиые
у гл у б л е н и я с заходящ ими в них глубокими омутами реки, в которых
в межонцее время наблюдаются медленно движ ущ иеся кругообразные
противотечения н отлагается тонкий илистый материал (фиг. 54, план).
У вершины излучины старинные отложенпя выклиниваю тся, круто
прислоняясь к более древнему сегменту поймы. Последний вскрыт на
протяж ении около 300 м (пункт В на фиг. 54), причем береговой обрыи
рассекает повышенный его участок, поднимающийся па 5 ,5 —6 м над уров­
нем реки. Поверхность, прим ы каю щ ая здесь к бровке берега, на первый
взгляд совершенно пло ская. Однако, внимательно присмотревшись, на
ней можно различить сильно сглаж ен ную систему первичных грив, вы­
тянутых приблизительно вдоль борта современного р у сл а. Вершины хрип
поднимаются в настоящее время над днищами разд еляю щ и х их ложбин
всего-навсего на 0 ,3 —0,6 м. К сожалению, береговой обрыв вскрывает
вдоль одну из реликтовых гри в и в нем н ел ьзя наблюдать особенностей
строения ложбин. Но вряд ли можно сомневаться, что они долж ны характе­
ризоваться увеличением мощности пойменного аллю вия и что современная
сглаженность рельефа в значительной мере объясняется именно усилен­
ной ашеумуляцией в лож бинах.
Пойма в этом пункте почти лиш ена молодого н аи л ка, имеющегося тольххо в реликтовых лож бинах, где его мощность, однако, тоже не превышает
0 ,0 0 5 —0,01 м. Обычно же непосредственно на поверхности располагает­
ся хорошо дифференцированная черноземовидная луговая почва, в отли­
чие от ранее описанных обладаю щ ая рядом признаххов широко распроi06
^храненного в этой части лесостепной полосы зонального не пленного типа
(слой 1). Из одного метра ее общей мощности 0 , 5 —0,7 м приходится па
темноокрашенный гумусовый горизонт с довольно совершенной мелкоореховатой отдельностью. Н и ж е идет сильно уплотненный желто-бурый
суглинок, распадающийся на мелкие ореховато-прпзмовпдные или столб­
чатые отдельности. В верхней половине он лишен карбонатов, внизу
Профили
ЕПЙ ЕЗЗг S 3
Н*
^ 7
ш
Фиг. 54. Строение поймы р. Спияги у с. Б урундуки Татарской АССР.
П о п с н е и и л к. п р о ф и л я м : 1 — песок м елкозерни сты й , ди аго н ал ьн о - и лп нзовндн оолоистый; 2 — пески очень м елкозернисты е: 3 — п ески тон козерни сты е; 4 — тем поокраш енны е и л о ­
ватые породы (пески, супеси, суглинки}; 5 — су г л и н к и темные иловаты е с тон кой узловатой слои­
стостью; 6 — прослои расти тельн ого детритуса; 7 — су гл и н к и кори чневаты е и буры х тонов; 8 —
то же, яснослоистые; 9 — су гл и н к и слабо гум уси рован ны е; Ю — су гл и н к и гум успроваины е; 11—
почпа лугового типа; 1 2 — почва, б л и зк а я по ти п у к вы щ елоченном у чернозем у. Цифры в к р у ж ­
к ах — номера слоев. Д л я
п роф и ля А : 1 — о тл о ж ен и я н ал ож ен н ы х гри в; 2 — собственно
пойменный аллю вий; 3 — о тл о ж ен и я п ри русл овы х вал ов и отм елей. Д л я п роф иля Б : 1 и 2 — то ж е,
что в А; 3 — старинны й аллю вий . Д л я п роф и ля В :— 1 и 2 — пойм енны й аллю вии ; 3 — отлож ен и я
ггР11Рус дошл х валов и отм елей. П о я с и е п и гг к п л а н у : 1 — уступ I надпойменной тер­
расы; 2 — повыш енный у часток древнего сегмента поймы; 3 — д р ев н я я стари н н ая депрессии у
крап попмы; 4 — п о к р о в молодого н ан оса на молодом сегменте поймы; о — налож енны е гривы
из молодого нанося; 6 — у ч а сто к , где молодой нанос смыт; 7 — выходы старинного аллю вия;
8 — современные п ри русловы е отм ели; 9 — заи лен н ы е у ч а стк и при русловы х отмелей; Ю -- б е ­
реговые обрывы у м еж енного р у сл а; 11— эрози он ны е уступы , ры твины и бочаги вн утри поймы;
г ? — течения в м еж енном ру сл е; 1 3 — п ункты , описанны е в тексте и изображ енны е па п роф и лях.
Масштаб произвольны !!.
же бурно вскипает с соляной кислотой и содержит скопления угл еки сл о ­
го кальция в виде беловатых пятен и редких мелких дутиков. Т аким
образом, почва эта приближ ается по многим своим п р и зн ак ам к выще­
лоченным черноземам.
Если исключить своеобразный облик почвы, то в остальном разрез
ничем существенным не отличается от обычного для пойм типа. Под поч­
вой залегает толща пойменного аллю вия, сложенная желто-бурыми суглин­
ками мощностью 1,2— 1,5 м (слой 2). В верху они обладают тонкой волни­
сто-чешуйчатой, почти горизонтальной слоистостью, очень характерной
иообщо для суглинистых субаэральны х образований водного происхожде­
107
ния и, кроме поименного аллю вия, свойственной многим разностям делю­
виальны х н пролю впальны х отложений. В ниж ней половине слоистость
вы раж ена резче, становится более п равильной и появляю тся все более
возрастающие в количестве тоненькие линзовпдпые прослойки светлого
очень мелкозернистого песка. Суглинки по довольно резкой границе на­
легают на толщу светлых мелкозернистых песков с тонкой косой слои­
стостью, уходящ ую под урез воды и имеющую около 3,5 м видимой мощ­
ности (слой 3). Пи з ы этой толщи, несомненно, яв л яю тс я отложениями
прирусловы х отмелей. В них наблюдаются и тонкие наклонны е прослойки
серых иловатых пород, по составу очень сходных с илистыми корками,
покрывающими некоторые участки современных прирусловы х отмело’!
но соседству (см. фиг. 54, план). В ерхи толщи, невидимому, следует рас­
сматривать • уж е ка к отложения прируслового вала, но отделить пх в
разрезе очень трудно. Только на самом верху, па 0 ,5 —0,7 м ниж е кров-<
ли, в них появляю тся отдельные гонкие прослои желто-бурых суглинков,
намечая переход к пойменному аллювию.
Из приведенного описания видно, что единственной крупной! особен­
ностью разбираемого разреза, необъяснимой па первый взгляд одним толь­
ко влиянием миграции русла по дну долины н резко отличающей его от
всех приведенных до сих пор примеров, я в л я е т с я наличие хорошо диффе­
ренцированной почвы, приближаю щ ейся к нормальному зональному типу.
Действительно, ее развитие требует, во-первых, достаточно длительного
срока развития почвообразования, не нарушаемого ак ку м у л яц и ей осадка,
а во-вторых, реж има влажности, приближаю щ егося к нормальному
для данной почвенной зоны. Оба условия на первый взгл яд противоречат
обычным представлениям об обстановке, господствующей на заливной
пойме. Поэтому может возникнуть предположение — не имеем ли мы дело
с таким участком дна долины, который в настоящее время уж е не является
поймой в собственном смысле этого слова, но долж ен рассматриваться как
часть особого «второго уровня» ее, т. с. по существу к а к часть особой тер­
расы, у ж е вышедшей из сферы в л ияни я половодий. Надо сказать, что это
предположение не оправдывается фактами, ибо при той же высоте в 5,5—
(5 м над меженным уровнем реки многие соседние площади поймы, к а к мы
видели выше, несут ясные следы затопления и перекрыты молодым иаплком. Несомненно поэтому, что и в данном случае затопление имеет
место, хотя быть может п не каж ды й год и на кратки е сроки. Слабое разви­
тие н ан л ка объясняется при этом скорее не высотою поймы в данном месте,
а неравномерностью распределения осадка на пойме в связи с прихотли­
востью движения полых вод по ее поверхности. Т а к а я неравномерность
распределения осадка вообще хар а ктер н а для многих (но не для всех)
повышенных участков любой, несомненно, современной поймы.
Может возникнуть и предположение, что развитие почвы зональною
типа связано с каким-то моментом недавнего геологического прошлого,
когда высота паводков, в силу изменивш ихся климатических условии,
стала слишком малой, чтобы поймы зали вались во время половодий. При
такой постановке вопроса, по существу говоря, зональные или близкие
к ним почвы пойм долж ны рассматриваться к а к образования реликтовые,
не формирующиеся в настоящее время. Это положение требует внима­
тельного рассмотрения, п оскольку зональные п р и зн ак и в почвенном
покрове пойм большинства рек Русской равнины в той или иной степени
резкости констатированы многими нашими почвоведами п луговедамн
(Вальтер и Алехин, 1936; Елененскпй, 1927, 19363).
Д л я формирования хорошо дифференцированной зональной почвы
элювиального ряда на пойме необходимы, очевидно, прежде всего, кроме
отсутствия заметного накопления осадка, нормальные для дайной зоны
условия у вл аж н ен и я, по крайней мере в течение большей части года.
Временное затопление может наруш ить их только при уелонпп достаточной
длительности. Если после очень кратковременного покры тия водой сразу
устанавливается нормальный режим влажности, существенных нарушении
в ходе почвообразования ожидать нел ьзя. Они нозинкпут, однако, п усло­
виях близкого залегани я грунтовых вод, когда почва из элювиальной
перейдет неизбежно в ш дроморфную . Если вдуматься в эти очевидные
положения, то станет ясным, что ночвы зонального тина могут воз­
никнуть в определенных условиях на лоймах при неизменных условиях
климата и гидрологического режима реки. Мы видели уже, к а к по мере
удаления русла от формирующегося участка поймы постепенно выравни­
вается и повышается за счет накопления осадков поверхность этого участка,
как затем надает интенсивность ак к у м у л я ц и и и нее более вступает в свои
права почвообразование. Н а этом основании нами было высказано пред­
положение, что если развитие будет длиться в этом нап равлен ии доста­
точно долго, то должен наступить этап почти полного прекращ ения на­
копления аллю вия и сплошного развития почвенного покрова. Добавим
теперь, что к этому времени поверхность поймы повысится настолько,что
затопление станет заметно более мелким н кратковременным, особенно
на повышенных п унктах. П равда, одновременно поднимется уровень
грунтовых вод, но этот процесс лимитируется всегда имеющимися иа пойме
в значительных количествах ложбинами староречий, играющими роль
местных дрен. В силу этого, на повышениях грунтовое увл аж н ен и е может
н не чувствоваться заметно в эту стадию разви тия, и если в депрессиях
даже возникнет заболачивание, то вне их обстановка неизбежно прибли­
зится к той, в которой к а к раз возможно формирование нормальной зо­
нальной почвы. Д л я этого потребуется лишь необходимое время. Судя
по морфологии, описанный нами сегмент снияжской поймы достиг в своем
развитии именно этой стадии, п оскольку в его пределах первичный а к ­
кумулятивный рельеф почти новее сглаж ен и от него сохранились лишь
ничтожные реликты. Н еподалеку можно распознать и ту дрену, которая
могла поддерживать уровень грунтовых вод на достаточной глубине.
Это древняя плоская старинная лож бина, зан я та я лугом и п р о тяги ва ю щ ая­
ся во нагорному краю поймы в основании склона 1 надпойменной террасы.
Хотя она и полностью заилена, но ясно вы раж ен а в современном рельефе
(пункт Г на фиг. 54, план). Ее дно лежит на 1,5—3 м ниж е соседних участ­
ков поймы и вдоль нее весной нап р авл яется достаточно мощный ток полых
под, в связи с чем почва перекрыта здесь молодым супесчаным ианлком
до 0,1 м толщиною. Местами имеются даж е свежие четкообразно распо­
ложенные эрозионные бочаги с крутыми стенками, в глубоких частях
которых стоят большие непросыхающие л у ж и воды.
Итак, развитие хорошо дифференцированной почвы с ясными п р и зн а­
ками зонального типа, по крайней мере в нашем конкретном примере,
не требует для своего объяснения ни допущ ения н аличия древнего «второго
уровня» поймы, ныне уж е переставшего быть поймой в строгом смысле
слова, вп допущения колебаний климата в прошлом. Оно с полным осно­
ванием может быть принято за итог постепенного длительного р азв и ти я
сегмента поймы в неизменных усл ов и ях климата и гидрологии в силу одно­
го блуждания русла но дну долины н накопления н аи л ка. Отсюда следует
сделать вывод, что и вообще факт н аличия почв зонального типа, а тем
более развитого почвенного покрова вообще, без дополнительны х ар гу ­
ментов не может служить достаточным доказательством колебаний климата
или иных событий, резко изменявших режим п эрозионную активность
рек я течение н акопления аллю вия, слагающего ноймы.
Разобранные разрезы сурской и свпяжской нойм позволили с исчерпы­
вающей полнотою показать то громадное значение, которое имеет б л у ж д а­
ние русел рек для формирования пойменного ал л ю в ия. Ограничимся
поэтому еще только одним примером, иллю стрирую щ им строение поймы
р. В олги. Она отличается, к а к мы видели, рядом особенностей от сегмент­
ных пойм меандрового типа, с которыми мы пмели дело до сих пор. Очень
удачным в этом смысле я в л я е т с я , н ар яд у со многими другим и, обнажение
на левом берегу крупного бокового р у к а в а В олги у Нижне-Сызранских
ху то р о в, против гор. С ы зрани (фиг. 55).
Здесь, начин ая от п ричала перевозного парома вниз по течению, вскры­
ты две крупны е грядообразны е гривы и ш и рокая разделяю щ ая их ложбина,
по типу отн осящ аяся к описанным выше лож бинам -протокам , но занесен­
н ая в настоящ ее время пойменным аллю вием и превращ енн ая в сухой луг
с разбросанны м и среди него небольш ими рощ ами тополей, крупны х ив
и кустарниковы м и порослям и. Строение гри в вы ясн яется двум я совершен­
но идентичными обнаж ениям и у паром а и в 300 м ниж е него. В обоих
сл у ч аях с поверхности залегает молодой н аи л о к (слой 1), лиш енный поч­
венного п окрова и прикры ты й лиш ь тонким слоем дерновины. Он состоит
из чередую щ ихся горизонтальны х прослоев очень светлосеры х или слегка
буроваты х тонкозернисты х пы леваты х песков и грубы х алевритов, с одной
стороны, и серых и коричневаты х супесей и сугли н ков с крупны м и верти­
кальны м и порами и вертикальной ж е трещ иноватостью , с другой стороны.
Толщ ина прослоев колеблется от 0,03 до 0,04 м при общей мощности слоя
около 0 ,6 —0,8 м. Н и ж е следует толщ а более древнего пойменного аллю­
в и я , достигаю щ ая 2 ,2 —2,5 м мощности (слой 2) и подразделяю щ аяся
на три части. В верху располагается горизонт погребенной луговой почвы
мощностью в 0,6 м (слой 2а), из которы х больш ая часть п риходится на
гумусовы й горизонт. Это— почти черный сугли нок с мелкоореховатой
отдельностью , теряю щ ейся кн и зу. В низ он переходит в коричневато­
бурый слабо гум усированны й сугли нок без хорошо вы раж енной отдель­
ности (26), постепенно сменяю щ ийся следующим слоем. П оследний (слой 3]
имеет мощность около 1,2 м и слож ен ж елто-буры м и мелкопесчаными лег­
кими суглинкам и с неясной горизонтальной слоистостью и вертикальной
трещ иноватостью . Н акон ец , ниж е
следуют отлож ен и я, переходные
к фации прирусловы х валов (слой 4), которы е представлены волнистонаслоенными желто-буры ми тонкопесчаными супесями и очень мелкозер­
нистыми глинистыми песками с тончайш ей плойчатой слоистостью . Среди
них располагаю тся прослои коричневого сугли н ка до 0,05 м толщиной,
отстоящ ие д руг от друга на 0 ,1 —0,3 м по верти кали . Н и ж н я я половина
обоих обнаж ений представляет выходы песчаной толщ и, уходящ ей под
уровень реки и имеющей видимую мощность до 4 — 5 м (слои 5 и 6).
В ерхи ее (слой 5) слож ены светлож елты м и мелкозернисты м и песками с тон­
кой, линзовидно-плойчатой слоистостью . Эти пески, мощ ность которых
колеблется от 0,8 до 1,5 м, являю тся^ видимо, отлож ениям и погребенных
элементарны х прирусловы х валов, из которы х составлены обе крупные
гривы . П од ними л еж ат сн ачала мелкозернисты е, затем среднезернистые,
прекрасно промытые пески с великолепной диагональной и линзовидно­
диагональной слоистостью — типичные отлож ения прирусловы х отмелей
(слой 6). Т аким образом, разрезы круп н ы х грядообразн ы х гри в волжской
поймы ничем не отличаю тся от обычных разрезов пойм других рек.
Н екоторы е особенности, не встречаю щ иеся в предыдущ их примерах,
можно подметить только в строении лож бины , имеющей в данном случае
около 160— 170 м ш ирины . Здесь к р о в л я русловы х песков (слой 6), зале­
гаю щ их в основании обры ва, нпгде не поднимается выше 2—2,5 м над
уровнем реки. В ней, особенно в низовом конце р азр еза, наблюдаются
у гл у б л ен и я, иногда довольно резкие, в связи с чем видимая мощность
песков падает порою всего до 1 м. В этих у гл уб л ен и ях нетрудно распознать
гомологов тех ры твин и бочагов, которы е зачастую создаю тся полыми
водами в свеж их песчаных пересы пях, загром ож даю щ их отмирающие
110
■Уровень р. Волей -
6.
7h
I
ЕЕЗ"
I
81 ® @ 1
(S Jf2
Фиг. 55. Обнажение поймы р. Волги у Ново-Сызранских хуторов. Схематазнрованный продольный профиль и разрезы п
пунктах А , Б , В (левый берег против г. Сызрани).
И о и с в ии и н н
н Г о ф м л ю : 1 — м олодой т ш о с (тон и к е п есн и , плевриты, сул сгн ); 2 — суглинистый, гори зон т поим енного аллю вия с
п очвой па нем; 3 — суп есчан ы й го р и зон т пойменного аллювия; 4 — в ер х н я я часть отло'кений п огребен ны х п ри русловы х в а л о в — гонкнзс-рнисты е песн и с прослоям и сугл и нк ов ; s — шнь-ння часть о тл ож ен и й п огр ебен ны х п рирусл овы х в н л о в — м елпоаернисты е пески; 6 — р у с ­
л овой а л л ю в и й — м ел к о- и ср еди еа ер ш п т ы с пески; 7 — п рослои плавника и растительного детр и туса в пш кней части п ой м ен н ого аллю вия;
S — н ом ера сл оев (н ум ер ац и я со о тветствует р азр езам ). II о п с п е н п я к р а з р е з а м А , Б , В: 1 — песн и средн езерн и сты е; 2 — пески
мелкозернисты е; .3— пески то н к озерн и сты е, алевриты и л егк и е суп еси ; 4 — суп еси ; 5 — су п еси оглеен н ы е; 6 — сугл и нк и ; 7 — сугл и н к и о глеепные"; S — су гл и н к и рум усированны е, 0 — почва (гум усовы й гори зон т); 1 0 — ск оп л ен и я раковин моллю сков; И — растительны й детритус:
1 2 — с к о п л е н и я , п лавн и к а.
боковые протоки В олги. Вся толщ а песков в разрезе лож бины сходна
с отлож ениями прирусловы х отмелей я по составу, и по текстуре. Обра­
зо в ан и я , которые можно было бы истолковать к а к н акоп лен и я прирусло­
вых валов (слон За предыдущ его обнаж ен и я), здесь соверш енно отсутству­
ют. Выше непосредственно залегает заметно возросш ий в мощности' сло­
женный, главны м образом, суглинкам и п окров пойменного аллю вия (слон 2
п 3). В депрессиях кровли русловы х песков, особенно в более крупных
н глубоких, в его основании располагаю тся оригинальны е отложении,
возникш ие, несомненно, еще в усл ови ях очень длительного затоплении
и сравнительно бурного течения полых вод. Это — толщ а ллн.зовидно пере­
слаиваю щ ихся серых оглесниы х м елких песков п супесей с рж авы ми пят­
нами, вни зу часто содерж ащ их гнездообразны е скопления раковин Лпоdon/a, P a lu d in a , реж е Unio и довольно мещ ные прослои, сплош ь перепол­
ненные сучьям и н ветвями деревьев, облом кам и древесины и коры , а иногда
вклю чаю щ ие целые стволы до 0 ,2 —0,3 м в диаметре. В этих скоплениях
древесн ы х 'о статков легко узн а ть н авалы п лавн и ка, нанесенного полыми
«одами в густы х п орослях и вн як а, покры ваю щ их тс же песчаные пересыпи,
о которых было только что сказан о. М естами такие н авал ы образуют
нагром ож дения до 2 —3 м выш ины при ш ирине в 8 — 10 м и более и длине
в десятки метров. Выше в р азр езе, супеси и пески постепенно уступают
первое место суглинкам , раковины пресноводны х м оллю сков становятся
реж е и представлены уж е, главны м образом, P is id iu m и мелкими брюхо­
ногими: линзы с древесными остаткам и становятся менее мощными и
содерж ат только мелкие сучья и ко р у . Н а повы ш ениях кроили русловых
песков описанные образовании вообще отсутствую т, и толщ а пойменного
аллю вия начинается прямо с более обычных для него осадков. В отличие
от осадков гри в, они состоят здесь по преимущ еству из светлы х золено вато­
серых или зеленовато-буры х сугли нков, в которы х слоистость сильно
м аскирована интенсивным оглеением и возникаю щ ими в итоге при высы­
хании и аэрации многочисленными рж авы м и пятнам и и неправильнокомковатой отдельностью . В ерхи старого поименного ал л ю ви я, страти­
графически соответствующ ие погребенной луговой почве в р азр езах грин,
достигают здесь 1,5 м мощности. Т олько верхние 0 ,2 м представляют
гумусовый горизонт с о рехо ватой отдельностью , иногда интенсивно чер­
ный и слабо оторфонанный. О стальную часть слагает гр язн об уры й комко­
ватый сугли нок с 3 и /| полосами, слабо окраш енными гумусом . Н а склонах
гри в можно видеть, к а к луговая почва постепенно переходит в эту толщу,
причем она к а к бы ветвится, зам ещ аясь нескольким и слабо гумусирован­
ными прослоям и. Самым верхним членом р азр еза и в лож бине является
молодой пылевато-песчаны й нанос, возрастаю щ ий до 1 ,8 —2 м мощности,
т. е. в 2 —3 р аза по сравнению с гривам и (слой J). Его состав сохраняется
в общем неизменным и только слоистость становится круп н ее.
11с будем подробно разб и рать описанны й р азр ез. У ж е беглое знакомство
с ним достаточно, чтобы убедиться, что и в данном случае, несмотря на
некоторые его особенности, все детали строения пойменного аллю вия с ион­
ным успехом могут быть объяснены лиш ь м играцией р у сл а. Можно было
бы привести бесконечное количество обнаж ений пойм самых разнообраз­
ных рек Р усской равнины , аналогичны х по своей сути и в то же время
всегда чем либо отличаю щ ихся д руг от д р у га. По этого незачем делать.
Мы нарочно дали возможно более детальны й ан ал и з трех приведенных вы­
ше примеров, ибо он более убедительно, чем беглое перечисление десяткоь
и сотен фактов, доказы вает п равильн ость наш их полож ений. Блуждание
рек по дну долин есть основной ф актор, регулирую щ ий ход осадконакоплсния на поймах в течение длительны х отрезкой времени и тем самым
определяю щ ий историю и строение пойменного а л л ю в и я .— таков наш
выиод.
Г л а в а VI
ПОЙМ ЕННЫ Й АЛЛЮ ВИЙ Р А В Н И Н Н Ы Х Р Е К
(Фации п о й м е н н о г о а . ь г ю в и я и и х с м е н и в п р о с т р а н с т в е и в р е м е н и )
Основные фациальиые зоны поймы и группы фации
пойменного аллювия
Пестрота ландш афта поймы и довольно больш ая мозапчность осадкопакоплснпя на многих ее участках делают теоретически возможным
выделение десятков', а быть может и сотен дробных фаций, субфаций и
микрофаций пойменного ал л ю ви я. Несомненно, что это и удастся сделать
после глубокого и всестороннего изучени я пойм. В полне вероятно, что
некоторые из так и х м икроф аций ок аж у тся настолько типичными и легко
распознаваемыми в ископаемом состоянии, что приобретут сущ ественное
значение для расш иф ровки истории ф орм ирования древнеаллю впальны х
свит, несмотря на малую роль в строении последних. Но столь дробное
фацпалыюе расчленение — дело будущ его. П ри современном состоянии
иашнх знаний попы тка его осущ ествления вряд ли может увенчаться
успехом, который оп равдал бы в долж ной мере затраченны е на его дости­
жение усилия. Д л я настоящ ей ж е работы, п оскольку она ставит своей
иелыо лишь вы явление основны х, ведущ их законом ерностей строения
аллювия, чрезм ерная д етали зац и я в разработке этого вопроса вообще
п.члшшш, так к а к она без нуж ды ослож нила бы общую картину- Д ля
нас гораздо важ нее дать ясную хар актер и сти ку круп н ы х фаций и их групп,
макрофаций, если можно так вы рази ться, к а ж д а я из которы х соответствует
целой большой области поймы. Т аки е круп н ы е фации, по сути дела, уж е
намечены были в предш ествующ ей гл аве. Т ам ж е были освещ ены и многие
вопросы их смены в пространстве и времени. Тем самым облегчается сто­
ящая перед нами задача, которая сводится в значительной мере к обобще­
нию н систематизации у ж е знаком ого м атери ала.
В начале предыдущ ей главы было показано, что в качестве закона рас­
пределения осадка на пойме можно в первом приближ ении принять
прогрессивное ослабление ак к у м у л яц и и по мере удален и я от русла реки.
Это простое правило и следует теперь п рин ять за основу. Оно позволяет
выделить в пределах поймы несколько зон осадконакоп лени я, концентрич­
ных руслу и отличаю щ ихся друг от друга качественной и количественной
характеристикой хода н акоп лен и я пойменного ал л ю ви я. П ервая из них —
з о н а ф о р м и р о и а н и я п р и р у с л о в ы х в а л о в — пролега, ет вдоль гр ан и цы , р у с л а . В ее пределах еще в значительны х разм ерах
I чувствуется вынос илеком ы х донных наносов со стороны стреж ня реки,
S которые и составляю т основную массу формирую щ ихся отложений. О сталь­
ное пространство поймы мож но, в свою очередь, разделить по крайней мере
на две зоны: приречную и внутрипойменную . П р и р е ч н а я
зона
поймы — это гл ав н ая область осаж дения взвеш енных наносов из полых
вод. В н у т р е н н я я з о н а поймы, наоборот, отличается резко за ­
медленным, а порою почти равны м нулю осадконакоплением , в силу чего
становится ярко заметным почвообразование, порою м аскирую щ ее оса­
дочный процесс и делающее его почти незаметным для гл аза. К аж дой
из этих трех зон свойственны своп характерн ы е литологические типы
осадков, которые можно поэтому с полным правом объединить в соответ­
ствующие три группы фаций. Ч етвертой группой фаций будут о т л о ж е н п я в т о р и ч н ы х в о д о е м о в п о й м ы , которы е будут, однако,
из соображений удобства и зл ож ен и я, рассмотрены позж е, вместе с литологически к ним близким старинным аллю вием. П оскол ьк у эти отложения
8
Т р у д и И Г П , n u ll. 135
11 3
стоят несколько особняком среди остальны х фаций поймы, то такой поря­
док их рассмотрения не н аруш ит целостности картины .
Необходимо подчеркнуть, что выделенные нами три зоны осадкон акопления не соответствуют строго определенным геоморфологическим
элементам поймы и не имеют ничего общего с таким и понятиями, как
«прирусловая» или «центральная» пойма в общ епринятом упрощенном
толковании учения В. Р . В ильям са. Они смещаются во времени вместе
со смещением ру сл а, охваты вая в разны е моменты участки, самые различ­
ные по скульп туре поверхности. В силу этого одна и та ж е зона может
последовательно пересекать и пониж енны е ровные части пойменных сег­
ментов и повышенные и гривисты е пространства. Это зоны чисто лптогенетические, а не геоморфологические.
Один и тот же участок поймы в ходе ее разви ти я оказы вается распо­
лож енны м в разны х зонах, что приводит к смене фаций в его пределах
и к тем явл ен и ям изменения облика отлож ений в вертикальном разрезе,
которые были проиллю стрированы выше конкретны ми прим ерам и. Анализ
последних дал нам возможность различить в истории формирования от­
дельны х сегментов поймы два сущ ественно различны х этапа. Первый
этап — этап роста пойменного сегмента — я в л я е т с я обязательны м для
каж дого из них. IIа его протяж ени и , в силу н арастан и я площ ади ноймы,
через каж ды й участок ее поверхности последовательно п роходят: сначала
зона прирусловы х отмелей и валов, затем приречн ая и, н аконец, внутрен­
н я я зона поймы. Соответственно и свойственные им фации сменяются снизу
вверх в р азрезе образую щ егося покровного гори зонта. В торой этап —
этап р азруш ен и я поймы боковой эрозией наступаю щ его русл а — не яв­
л яется обязательны м для каж дого из ее сегментов. В том случае, когда
он имеет место, зоны проходят через данны й участок поверхности в об­
ратной последовательности, что приводит и к обратной смене фаций в верх­
ней части р азр еза покровного горизонта. П оследние образую т к а к бы по­
кры ш ку поверх законченной серии отлож ений пойменного аллю вия и
могут быть н азван ы поэтому ф ациями н а л о ж е н н ы м и
в отличие
от п е р в и ч н ы х
фаций первого этап а.
Д алеко не всегда все выделенные нами зоны седиментации одинаково
хорошо развиты . В зависимости от реж им а реки, от морфологии долины
(преж де всего — от ш ирины поймы) некоторы е из них могут испытывать
редукцию , тер яя свою индивидуальность или вовсе и сч езая . Поэтому,
в строении пойменного аллю вия разны х рек и соответствующ ие этим зо­
нам фации играю т далеко не одинаковую роль, вплоть до полного выпаде­
ния их из общего парагенезиса. Мало того, часто сущ ественно меняется
их относительное значение и на разны х стадиях эволю ции одной и той я;е
поймы. Именно этим вопросам мы и посвятим в дальнейш ем основное
внимание.
Фации и осадки зоны формирования прирусловых валов
В пределах
зоны
ф о р м и р о в а н и я
приру с л о вы х
в а л о в ясно выделяю тся две главны е фации: ф а ц н я и е р в н ч н ы \
и ф а ц и я н а л о ж е н н ы х п р и р у с л о в ы х
в а л о в, общее
представление о литологическом облике и усл ови ях зал еган и я отложений
которы х было достаточно полно дано выше. И з н и х, к а к мы у ж е могли
убедиться, наибольш ее значение имеют первичные прирусловы е валы,
образую щ ие в типе к а р к а с рельеф а поверхности поймы, сл агая яд ра пер­
вичных пойменных гри в, llo сущ еству говоря, именно этот признак и
яв л яе тся единственным надеж ны м критерием для выделения фации в раз­
резах , ибо генетически и по составу отлож ений она очень б ли зка к отло­
ж ениям прирусловы х отмелей, с которыми св язан а тесными переходами,
■114
занимая к ак о ы п ром еж уточ н ое полож ение меж ду собственно пойменным
1Гр^Т1бдаш-аг1лювне5г. Ф ан и я налож енны х п рирусловы х валов пользует­
ся меньшим распространением и редко сохраняется в ископаемом состоянии
в древнеаллю виальны х свитах, ибо приурочена, к а к было подчеркнуто,
главным образом к бровкам круты х подмываемых берегов рек и чащ е всего
имеет довольно эфемерное сущ ествование. Ее отлож ения слож ены в общем
такими же тонкозернистыми н мелкозернистыми пескам и, к а к . и первич­
ные прирусловы е вал ы , по венчают, а не подстилают покровны й горизонт
пойм и имеют некоторы е другпе особенности, отраж аю щ ие своеобразие
обстановки н акоп лен и я. Н аиболее сущ ественной из нпх яв л я е тся наличие
в некоторых сл у ч аях слабо гум уснровапны х п слабо глинисты х прослоев,
практически отсутствую щ их в отлож ен и ях первичных прирусловы х валов.
Это связано с тем, что налож енны е валы разви ваю тся на поверхности
старых участков поймы, относительно вы соких, хорош о дренированных
н заселенных обильной растительностью .
Тесная связь отлож ений прирусловы х валов с русловы м аллювием
выражается в больш ом литологическом сходстве с последним: Поэтому
в разрезах пойм выделить фацию первичны х п рирусловы х валов, н ап ри ­
мер, далеко не всегда удается достаточно четко. В низ слагаю щ ие ее пески
обычно соверш енно постепенно сменяю тся отлож ениям и п рирусловой
отмели п только их. залегани е в яд р ах первичны х пойменных гри в, да х а ­
рактерная линзовпдно-плойчатая слоистость позволяю т отбить условную
нижнюю гран и цу. Н аоборот, от крою щ их собственно пойменных отло­
жений они отделены весьма резко. Т аб л . 5 дает представление о степени
Таблица
5
Гранулометрический состав песков из р азр еза я д р а первичной п о й м ен н о й гривы
у с. К р асны й Я р на р. В о л г е , нияге г. У л ь я н о в ск а
С о д ер ж а н и е м е х а н и ч е с к и х ф р а к ц и й
(а н а л и з по м е т о д у С абан и н а)
15»
СЭт-
я "" *-
Н1-1Е
О2°
йоа
1
2
3
4
Фацпн
>1,0мм
1,0— 0,5
мм
0,5-0,25
мм
0,25-0.1
мм
0,1-0,01
мм
>0,01
мм
Ка
Е-г <*
ЙДО
О я S ®
Отложения
прируслового
вала
Отложении
прирусловой
отмели
7
5,5
5,0
4,5
3,5
3,0
2,5
2,0
S
1,5
1I
—
9
1,0
)
1,18
(i
в
1
/
J
1
—
—
—
—
—
—
—
0 ,0 4
0 ,0 9
0 ,0 9
0,11
8 ,2 2
1
0 ,0 5
(
—
15,40
8 ,8 0
60,00
80,00
60,77
48,93
91,51
91,90
77,30
82,40
85,00
35,80
18,30
38,00
48,83
7,4 0
7 ,6 0
13,56
1,7 0
5 ,7 0
3 ,8 0
1,5 0
1,0 0
2 ,0 0
0 ,8 0
0 ,2 0
0 ,5 6
0 ,5 0
0 ,5 0
0 ,4 0
0 ,2 0
0,1 9
0,1 0
0,2 0
0 ,1 9
0 ,1 8
0 ,2 4
0 ,2 4
0 ,2 5
0 ,2 6
0 ,2 6
0,25
0 ,2 9
0,29
0,31
1,03
1,07
1,05
1,04
1,05
1,06
1,05
1,08
1,16
сходства гранулометрического состава отлож ений первичных п рирусл о­
вых валов и прирусловы х отмелей. В ней даны результаты механического
анализа нссков из р азр е за поймы В олги близ с. Красный! Я р (ниже
Ульяновска), вскрываю щ его ядро первичной пойменной гривы . В ерхние
2 м песчаной толщи здесь относятся к прирусловом у в ал у , ниж ние 4,5 м
к погребенной п рирусловой отмели. В осадках прируслового вал а преоб­
ладают топкозернистые пески с содерж анием ф ракции 0 ,2 5 —0,10 мм более
80%. Н иж ележ ащ ая часть толщ и слож ена м елкозернисты м и пескам и, в ко­
торых господствует ф ракци я 0 ,5 —0,25 мм (от 60,77 до 91,9% ). Переход
между ними постепенен, так что средняя (медианная) крупность зерна
8*
115
непреры вно нарастает сверху вниз с 0,24 мм до 0,31 мм. Бросается в глаза
соверш енно однотипный х ар актер сортировки м атери ала, выражающийся
в очень б ли зких значениях коэффициента неоднородности (по Траску),
колеблю щ ихся от 1,03 до 1,16 у разн ы х образцов Б Т а к а я совершенная
степень сортировки связан а с господствую щ ей ролью в составе осадка
влекомых наносов, из которы х п рактически полностью удалены пылеватые
и глинистые частицы и круп н ость зерна которы х строго соответствует
скорости придонного течения.
Р езко и ная сортировка свойственна собственно пойменному наплку,
возникаю щ ем у за счет осаж дения взвеш енных наносов. К а к мы виде
ли из данны х, приведенных в н ачале предыдущ ей главы , коэффи­
циент неоднородности у так и х н аи лков на пойме р. В олги колеблется
от 2,78 до 3,57 при медианной крупности зерна в 0 ,0 8 —0,046 мм. Такие
резкие отличия в гранулом етрическом составе отлож ений прирусловых ва­
лов от осадков внутренних частей поймы особенно яр к о иллюстрируют
переходный, промеж уточный х арактер этой фацнн, цитологически тяго­
теющей еще к р усл у, морфогонетпчеекп принадлеж ащ ей уж е пойме.
П рпрусловы е валы , в особенности первичные, присутствую т на боль­
ш инстве рек Р усской равнины , но далеко но всюду одинаково хорошо
развиты , к а к и прирусловы е отмели, с которыми они тесно связан ы . Часто
даж е на разны х о трезках течения одной и той ж е реки наблю дается раз­
личие в степени разви тия этих образований. Я рким примером может
служ ить р. О ка. Здесь выше К асимова и особенно выше устья р. Пары,
в районе С пасска, Р я за н и и т. д ., бросаю тся в гл а за больш ая мощность
покровного суглинистого горизонта поймы, ограниченны е размеры я
небольш ая высота песчаных прирусловы х отмелей и относительная мало­
численность н м алая величина свеж их, активно ф ормирую щ ихся первич­
ных прирусловы х валов. Н алож енны е валы здесь вообще не встречаются
в наиболее я р к и х своих формах, подобных тем песчаным холмнкам-косам,
которые описаны были выше для поймы р. Суры у гор. Я дри н а. Наоборот,
ниж е по течению, особенно после впадения р. М окш и, и прпрусловые
отмели, и прпрусловы е валы , к а к первичные, так и вторичные достигают
громадного р азви тия. В то ж е время мощ ность покровного суглинистого
горизонта поймы заметно сниж ается и подстилаю щ ие его пески слагают
почти всюду более половины береговы х обрывов. Эти отличия находят
свое отраж ение и н общей морфологии поверхности поймы, обладающей
в ниж нем течении О кн более резко выраж енным гривистым рельефом,
чем иод Спасском пли Р язан ью .
В дум ы ваясь в смысл у казан н ы х разли чи й , ср азу ж е приходится от­
бросить предполож ение о связи их с увеличением разм ера реки по мере
движ ения к устью . В самом деле, можно н азвать немало .рек, имеющих
те ж е масш табы, что п О ка у Р я за н и , или даж е во много к р ат меньших,
чем она (М олога, С ура, К ерж енец, м елкие п ритоки ниж ней Оки, вроде
рек Тоши, У ш ны и т. д.), но отличаю щ ихся мощным развитием дрирусловых отмелей, первичных и налож енны х валов и резко гривисты ми поймамп.
П ричина, очевидно, зал ож ен а в другом, и ее нетрудно найти, если учесть
больш ие разл и чи я в геоморфологии и геологическом строении разных
частей окского бассейна. В ерхнее течение Оки собирает воды с пло­
щади, слож енной в основном карбонатны ми и глинисты ми породами, даю1 Метод лыпода коэффициента неоднородности, принятый нами, разработав
11. Д. Траском (Trask, 1932). Краткое его излож ение можно найти н русском переводе
книги У. X . Твенхофела (1936, стр. 781— 782). II. Д . Траск предложил в качестве коэф­
фициента неоднородности принять корень квадратный от деления ординаты третьей
квадрили на ординату первой квадрили на графике гранулометрического состава,
в котором но оси абсцисс откладываются проценты, а по оси ординат (снизу вверх)
крупность зерна.
116
щпми мало песка в ходе эрозии. Н аоборот, расчлененны й рельеф, особенно
и пределах С редне-Русской возвы ш енности, обеспечивает достаточно боль­
шую напряж енность поверхностного смыва, поставляю щ его громадные
массы преимущ ественно глинисты х частиц. С равнительно ограниченное
питание влекомыми донными наносами и обилие наносов взвеш енных и есть
причина относительно малого разви тия прирусловы х отмелей и валов
па верхней я частично средней Оке при больш ой мощности суглинистого
покрова поймы. Н и ж е по течению О ка вклю чает в состав своего бассейна
обширные плоские песчаные п ространства Мещеры и водосборов М окши и
Цны, в значительной части заняты е лесными и болотными массивами.
Эрозия п оставляет с этих пространств довольно много песчаного матери­
ала, по смыв почтц не дает глинисты х частиц. Соответственно растет масса
донных наносов, влекомы х рекой, нз них строятся обширные прирусловы е
отмели и валы , но одновременно мощ ность суглинистого пойменного
аллювия падает.
Таким образом, мы св яза л и сравнительно слабое развитие прирусловы х
валов в некоторы х отрезках долины такой круп н ой реки, к а к О ка, с гео­
морфологией и строением ее бассейна. Ещ е резче эти факторы сказы ваю тся
па малых р ек ах , которы е уж е в си лу небольш их расходов воды, незначи­
тельных скоростей течения и слабости поперечной ц и р к у л я ц и и в русле
вообще не в состоянии строить круп н ы е отмели и прирусловы е валы . П ри
условии ж е преобладания глинисты х пород в бассейне, зона формирования
прирусловых валов редуц ируется полностью , а свойственные ей фации
исчезают пз состава ал л ю ви я. М ожно привести много прим еров подобного
рода. Мы изберем небольш ие левы е притоки среднего течения р. Свинги,
реки Бию ,-Ч еремш ан, Б у л у и д р ., к а к один из наиболее типичны х случаев.
Их нижние течения заклю чены в узки е, извилисты е и глубокие русла,
напоминающие овраги , с круты м и стенками высотой 4 —6 м, врезанными
в почти соверш енно плоскую поверхность дна долины . В стенках русел
па всю их высоту вскры та однообразная толщ а сугли нков и дажо на к р у ­
тых и злучи нах у поднож ия вогнутого берега только кое-где встречаю тся
узенькие и еле поднимаю щ иеся над водой песчаные площ адки. Подобный
же случай наблю дался В. В. Л ам аки ны м (1948) на р. Северной Кельтме
(приток р. Вычегды). Зд есь, видимо, с самого н ач ал а разви тия поймы
не накапливались настоящ ие прирусловы е валы . Н а первоначально низкой
ее поверхности у ж е в непосредственном соседстве от русл а пз сравнитель­
но медленно текущ их вод разл и вов могли вы падать взвеш енные глинистые
частицы. Постепенно они н аращ и вал и пойму в высоту, тем самым делая
русло все более и более глубоким и вместе с тем загл аж и в ая всякие следы
н без того слабо заметных зачаточны х форм первичного аккум улятивного
рельефа. Этот процесс, вероятно, может длиться до тех пор, пока высота
попмы не станет настолько больш ой, что глубоко врезанное в нее русло
будет умещать в себе почти полностью паводковы е расходы и пойма
начнет зал и ваться лиш ь н а короткое время очень тонким слоем воды.
К этой стадии р азви ти я, повндимому, уж е бли зки некоторые из уп ом ян у­
тых речек, «канавообразны й» тин русел которы х в таком случае но может
толковаться к а к свидетельство недавнего врезан и я их в дно долины в силу
оживления ранее почти зам ерзш ей донной эрозии. Н е н астаи вая катего­
рически на таком заклю чении в силу беглости наш их нолевы х наблюде­
ний, мы считаем заслуж иваю щ им внимания подобную гипотезу генезиса
русел «канавообразиого» типа в применении ко многим мелким речкам
п ручьям, хотя и не собираемся придавать ей универсальное значение.
Для описанных незначительны х притоков С впяги отсутствие фации
прирусловых валов есть, видимо, явлен и е первичное. И ряде случаев
оно возникает, однако, лиш ь к а к итог то более, то менее длительного
развития поймы. Это касается, н априм ер, ряд а степных рек с почти пе­
ресыхаю щим на лето руслом. Т аковы , скаж ем , реки Ч а гр а , Большой
И ргиз и многие аналогичны е им водотоки Н изового З а в о л ж ь я . Наличие
на них кое-где довольно хорош о оформленных песчаных прирусловых
отмелей не позволяет отрицать и возмож ности ф ормирования настоящих
прирусловы х валов, особенно в ранние этапы разви ти я нойм; на современ­
ной же стадии последнего, когда поймы сильно повышены мощными сугли­
нистыми н акоплениям и, а русл а речек достигают большой глубины,
песчаный материал даж е на бровку русла почти не выносится.
Р асплы вчатое ш ирокое и плоское валообразное повыш ение, отмечающее
здесь во многих местах приречны й кр ай поймы и поднимающ ееся всего
на 0 ,5 — 1 м над внутренними частям и ее массива, оказы вается сложенным
теми ж е суглинками, лиш ь с отдельными линзовидны ми прослойками
песка. Эти-то. прослойки и следует рассм атривать к а к незначительные
реликты фации прирусловы х валов, соверш енно потерявш ей свою инди­
видуальность.
В несколько иной форме редукц и я фацнн прирусловы х валов и соответ­
ствующей ей зоны осадконакопления наблю дается на многих, даже до­
вольно значительны х р ек ах средней полосы Р усской равнины в узких
о трезках нх долин с почти не смещающ имся руслом и поймой обвалован­
ного типа, наприм ер на верхней Оке, в н и зо в ьях М осквы и т. н. В более
разработанны х участках тех ж е долин с ш ирокой сегментной поймой
н меандрирую щ им руслом достаточно хорош о оформлены и отмели и прп­
русловы е валы . Очевидно, онп долж ны были возникать и в суженном
отрезке, в то время, когда русло испытывало смещение н ш ла разработка
нынеш него дна долины . Т аки м первичным прирусловы м валом следует
считать песчаное яд ро, обычно образую щ ее основу естественной прирусло­
вой дамбы, обрамляю щ ей обвалованную пойму. Однако в дальнейшем
русло осталось на долгое время почти неподвижным. Постепенно повы­
ш авш ийся новыми и новыми порциям и осадка прирусловой вал достиг,
наконец, такой высоты, что на его верш ину не могли уж е более выно­
ситься влекомые песчаные наносы со стороны стреж н я. Вместо этого
стали выпадать взвеш енные наносы. Иными словами, услови я седимента­
ции стали п рибли ж аться к таковым в глубине поймы. Зон а формирования
прирусловы х валов фактически исчезла, а первичный вал , все более выполаж иваю щ ийся н расш иряю щ ийся по мере погребения под пойменным
аллю вием, стал превращ аться в полого вы пуклую в профиле естественную
прирусловую дамбу. П оследн яя, при достаточно длительном развитии,
может достигнуть такой высоты, что перестанет зал и ваться ежегодно.
Тогда и накопление осадка на ней п рактически почти п рекрати тся, начнет­
ся энергичное почвообразование, иными словами, обстановка станет
напоминать внутреннюю зону поймы, хотя дамба п леж ит иа самом краю
русла. Естественные прпрусловы е дамбы обвалованны х пойм и по своему
строению ближ е всего напоминаю т первичные гривы удаленны х от русла
участков поймы, но особенности их полож ения и морфогенетического
значения заставляю т рассм атривать их к а к самостоятельную категорию
элементов пойменного рельеф а.
Особенности осадконакопления в приречной
и внутренней зонах пойм равнинных рек
в зависимости от различий гидрологического режима
Зон а формирования прирусловы х валов — это пограничная полоса
между руслом и поймой, характери зую щ аяся и промеж уточными, пере­
ходными условиям и осадконакоп лени я. С этой точки зрения ей решительно
противостоит остальн ая часть поймы, к а к пойма в собственном смысле
этого слова, к а к гл ав н ая арена осаж дения п диагенеза взвешенных на­
носов, формирую щ их покровны й горизонт аллю виальной свиты. Де­
ление поймы на две зоны осадконакопления — п р и р е ч н у ю и в н у т ­
р е н н ю ю — в значительной мере условно. Обе зоны связан ы настолько
тесными переходами, что становится невозможным ни строгое их терри­
ториальное разграничение, ни реш ительное противопоставление свой­
ственных им ф аций, часто очень б ли зких генетически и прихотливо чере­
дующихся в ш ирокой пограничной полосе в зависимости от неровностей
аккумулятивного рельеф а. Поэтому мы рассмотрим их совместно.
Обстановка осадконакопления далеко не одинакова на поймах разны х
равнинных рек н даж е в разн ы х отрезках течения одной и той ж е реки.
13 этом отношении, преж де всего, резко обособленную груп пу составляю т
реки с чисто озерным питанием. В силу того, что крупны е озерные бас­
сейны являю тся мощными регуляторам и стока, уровни и расходы выте­
кающих из них рек отличаю тся незначительной амплитудой сезонных
колебаний. В итоге паводки на так и х рек ах очень невы соки и поймы
с самых ранних стадий своего об разован и я слабо затапливаю тся полыми
водами. Еслхг учесть, что озера представляю т, кром е того, прекрасны е
отстойники и вытекаю щ ие из них воды почти лиш ены взвеш енных наносов,
то станет ясно, что на озерны х р ек ах накопление пойменного аллю вия
не может достигать больш их размеров. Поймы в этих сл уч аях часто
оказываются лиш енными покровного гори зонта и сложенными исклю чи­
тельно русловым аллю вием и тесно связанны м и с ним отлож ениям и при­
русловых валов. П ри этом, очевидно, не приходится и говорить о при­
речной или внутрипойменной зон ах осадконакопления в том смысле,
какой был придан им выше, п оскольку на поверхности поймы вообще не
вдет осадконакопление Ч
Реки с чисто озерным питанием представляю т редкое явление на земном
шаре. К ним можно отнести б уквальн о единичные случаи, к а к , наприм ер,
Неву, годовой расход которой в 11 раз меньше объема Л адож ского озера.
Естественно поэтому, что Н ева действительно не имеет весеннего половодья.
Обычно же ниж е и стока из озера располагается настолько значительная
часть площ ади бассейна, лиш енная озер, что ее влияни е реш ительным
образом трансформ ирует реж им расходов реки. В н изовьях появляю тся
достаточно высокие п аводки, приводящ ие хотя бы к кратковременному
затоплению поймы, а мутность полы х вод возрастает настолько, что ста­
новится возможным осаж дение взвеш енных наносов. Н о даж е и в таких
случаях сток оказы вается относительно зарегули рован н ы м . Р оль озера
в бассейне реки к а к р егу л ято р а ее расходов хорош о иллю стрируется при­
водимыми Д . Л . С околовским (1935) данными по рекам К убрь и В екса,
притокам р. В олж ской П ерли . Обе реки имеют практически совершенно
одинаковые среднегодовые модули стока 2 и бассейны их располож ены
в одинаковых клим атических и геоморф ологических услови ях, но р. К убрь
не имеет озер, а р. В екса вытекает из озера П лещ еева. Из приводимой
табл. 6 видно, что колебан и я месячных расходов р. К убрь в течение года
в 2—2,1 р аза превыш аю т колеб ан и я месячных расходов р. В ексы и если
на первой в течение двух весенних м есяцев, на которые приходится п а­
водок (апрель — май), проходит 58,6— 7 6,8% всего годового расхода,
то на второй на эти ж е месяцы падает всего 44,8—52,4% . А налогичны м
1 На эту особенность рек с чисто озерным питанием, насколько мне известно,
впервые обратил внимание Н. М. Финмен (Fennem an, 1906) в статье под наз­
ванием «Поймы, образованные без разливов». В ней он описывает пойму р. Уайт-Ри­
вер, вытекающей из Ж еневского озера в штате Висконсин в США. Колебания уровня
этой реки достигают всего 27 дюймов (ок. 65 см) в год. За 70 лет пойма затоплялась
только один раз и то в связи с прорывом дамбы у истока. Она надело слож ена русло­
выми песками.
2 Средний годовой модуль стока для р. К убрь в 1930/31 г. равнялся 8,9 л /сек .,
в 1931/32 г. 6,1 л/сек., для р. Вексы соответственно 8,7 л/сек. и 5,9 л/сек.
119
образом влияет и присутствие не одного больш ого, а многих малых озер
или значительное количество болот, так ж е уменьш аю щ их паводковые
расходы . В той ж е работе Д . Л . Соколовского приводятся обобщеннее
данные по рекам Л ен и нградской области и Б елорусси и, показывающпе
снижение высоты п и к а весеннего паводка при увеличении процента озерности п болотистости бассейна, воспроизводимые нами ниже:
Процент озерности б а с с е й н а ..................
О
10
Снижение пика п ан одк а........................... 1 ,0 0 0 ,4 4
20
0 ,2 9
30
0 ,2 0
Процент заболоченности бассейна 0 10
20
50
75
100
Снижение пика паводка . . . 1 ,0 0 0 ,5 6 0 ,4 6 0 ,4 3 0 ,3 8 0 ,3 0
Таблица О
В н ут р и год ов ое расп р едел ен и е сток а притоков р. В о л ж ск а я
К убрь. П о Д . Л . С околовском у
Н ерль рек Векса и
(1935)
Реки
Годы
X
XI
XII
Средние
I
II
III
IV
V
VI
месячные
и средний
ходы
в ма/с е к .
VII VIII IX
годовой
За год
рас-
Векса
»
1930 31
1931/32
3 ,6 9 3,27 2 ,3 5 1,68 1,32 1,291 8 ,3 8 11,78 4 ,8 4 2,51 2,21 1,60 3,71
1,25 1,00 0 ,7 5 0 ,9 3 0 ,9 2 0 ,8 8 6 ,7 0 8,7 3 4 ,5 0 1,80 1,53 1,08 2,50
Кубрь
»
1930/31
1931/32
8 ,5 9 9 ,9 3 4 ,0 8 1,19 0 ,7 9 1,10 42,78 9,01 2,39 6,56 1,00 1,16 7,38
2,2 3 2,77 1,07 1,25 0 ,3 9 0 ,9 0 37,60 8,5 0 3,44 0,77 0 ,5 4 0,56 5,00
Процентное
отношение
к годовому
месячных
2 ,9 2 ,9 18,6 2 6 ,2 10,8 5 ,6
3 ,0 2 ,9 2 2 ,3 29,1 15,0 6 ,0
Векса
»
1930/31
1931/32
8 ,2
4 ,2
7 ,3
3 ,3
5 ,2
2 ,5
3 ,7
3 ,0
Кубрь
»
1930/31
1931/32
9 ,7
3 ,7
11 ,2
4 ,7
4 ,6
1 ,8
1,3 0 ,9 1 ,2 48,5
2 ,1 |0 ,75 1 ,5 62,6
10,1
14, 2
расходо
4 ,9 3 ,6
5,1 3 ,6
100,
100,
2 ,7 7 ,4 1,1 1 ,3
5, 7 1. 3 0 , 9 0, 9
100,
100,
В том ж е самом направлен ии , хотя и в менее резкой степени, влпяег леси­
стость бассейна. В лияни е леса на сток долгое время яв л я л о сь предметом
ож ивленной дискуссии (В ы соцкий, 1938; Д убах, 1936; Соколовский,
1935). В настоящ ее время можно считать твердо установленным, что лес
сниж ает н ап ряж енн ость паводка и вообще способствует более равномер­
ному распределению расходов реки в течение года. Д . И. Кбчериным
(Соколовский, 1935) п риводятся следующ ие значения коэффициента умень­
ш ения высоты м аксим ального весеннего паводка в зависим ости от ле­
систости бассейна по данным В ей рауха для нем ецких рек:
Процент лесистости
б а ссей н а ......................
0
Коэффициент уменьшения
высоты пав одк а. . . . 1 ,0 0
10
0 ,9 7
20
0 ,9 4
30
40
оО
60
70
80
100
0 ,9 1
0 ,8 8
0 ,8 5
0 ,8 2
0 ,7 9
0,76
0,70
Необходимо, конечно, учесть, что во всех этих с л у ч аях уменьшение
высоты паводка сопровож дается увеличением его длительности в силу
зам едления поверхностного стока в бассейне. В итоге ум еньш ается глубина
затопления поймы, но продолж ительность затоп лен и я, если только высота
120
пика паводка не сниж ена до миним ума, не ум еньш ается, а порою даже
возрастает. Однако даж е это обстоятельство не приводит к заметному
нарастанию скорости н акоп лен и я пойменного ал л ю в и я. Д ело в том, что
при значительной озерности, болотистости и лесистости бассейна сильно
ослабляется поверхностны й смыв и ли , во всяком случае, его конечный
эффект — поступление в рек у взвеш енных наносов. П олы е воды стано­
вятся мало мутными и даж е при продолж ительном затоплении поймы
из них может осесть лиш ь небольш ое количество осадка. П оэтому для
рек нашей лесной зоны, особенно текущ их в областях с больш им к о л и ­
чеством озер и болот, характерн о относительно слабое развитие поймен­
ного аллю вия и некоторая ред укц и я покровного горизонта по сравнению
с реками лесостепной и степной полосы. М алая интенсивность осадкопакопленпя даж е в сравнительной близости к р у сл у обусловливает узость
приречной зоны осадконакоп лени я и п реобладание на больш ей части
площади поймы условий, п рибли ж аю щ и хся к обстановке внутрипойм епной зоны.
Особенно резко ослаблено осаж дение взвеш енны х наносов в тех сл у ­
чаях, когда вдобавок бассейн реки имеет слабо расчлененны й или совсем
плоский рельеф и преимущ ественно песчаный поверхностны й покров.
Влияние этих ф акторов уж е было частично оттенено выше н а примере
Оки при рассмотрении причин различного разви ти я фацпй прирусловы х
валов в разны х частях ее долины . Ещ е резче, чем н а Оке, оно сказы вается
на целиком леж ащ ей в лесной зоне р. М ологе, собираю щ ей свои воды
с обширных плоских и болотистых песчаны х низин. Н а ее пойме п рисут­
ствует только маломощ ный п окров тонких пы леваты х супесей, суглини­
стых алевритов и частично л егки х сугли нков, обычно не превыш ающ ий
1—1,5 м мощности. Д аж е на такой больш ой реке, к а к Д непр, облик
покровного гори зонта поймы обнаруж и вает явн ое влияни е обширных
плоских и лесистых песчаны х п ространств П ол есья, составляю щ их зн а­
чительную часть общей площ ади бассейна. М ощность покровного горизонта
здесь значительно меньш е, чем н а О ке или В олге, а главн ое он сложен
гораздо более песчанистыми и пылеватыми отлож ениям и, на что обратил
впервые серьезное внимание Р . А . Е лен евский , соверш енно верно истол­
ковавший этот ф акт. В одной из его работ (Е леновские, 1927) приведены
данные механических ан ал и зов, из которы х видно, что песчаные п пыле­
ватые фракции ( > 0 ,0 1 мм в диаметре) в пойменном аллю вии среднего
Днепра составляю т до 36— 97% и преобладаю щ ими породами являю тся
супесчаные алевриты и пы леваты е супеси и сугли нки, тогда к а к в покров­
ном горизонте волж ской поймы, наприм ер, нередки, к ак мы видели,
даже глины или тяж елы е сугли нки с содерж анием глинисты х фракций
более 40% и до 8 8 % .
Так обстоит дело на поймах кр уп н ы х рек. Н а поймах жо таких сравн и ­
тельно небольш их и чисто лесных рек , к а к К ерж енен, Б ол ьш ая и М алая
Кокшаги, пересекаю щ ие почти сплош ь песчаные пространства, покровны й
горизонт практически вовсе отсутствует н здесь прямо за свежими п ри ­
русловыми валам и начинается обстановка осадконакопления, х а р а к те р ­
ная для внутренней зоны поймы.
Влияние преобладан ия песчаны х пород на развитие пойменного аллю ­
вия сказы вается очень резко и само по себе даж е вне пределов лесной зоны
н при отсутствии болот и озер. Одним пз наиболее я р к и х прим еров может,
пожалуй, служ ить в этом отношении р. С ы зран, бассейн которой целиком
располагается в п ределах разви тия песчаных толщ поволж ского палеоге­
на. Несмотря на довольно больш ую расчлененность рельеф а, поверхност­
ный смыв почти не поставляет здесь взвеш енных наносов. Н и зк а я пойма
Сызрана, в связи с этим, практи чески лиш ена суглинистого п супесчаного
покрова; она целиком слож ена русловы ми пескам и и песчаными ж е иа-
коплениям и прирусловы х валов и резко отличается этими признакамп
от пойм многих речек, текущ их по соседству, но в области развития гли­
нистых пород. Д аж е незначительны е притоки С ы зрана, вплоть до времен­
ных ручьев, соверш енно не отлагаю т глинистого м атери ала, и днища
боковы х о врагов и б алок занесены здесь песками, в которы х пролегают
ш ирокие и плоские сухие русл а.
П олной противополож ностью этого типа пойм явл яю тся поймы рек,
бассейны которы х располож ены в рай он ах п реобладания глинисты х пород,
особенно в лесостепной и степной зон ах и при расчлененном рельефе, бла­
гоприятствующем поверхностном у стоку и смыву. В таких условиях,
во-первы х, паводки достигают больш ой высоты и поймы регулярн о за­
топляю тся; во-вторы х, полые воды несут больш ие массы взвешенных
наносов, даю щ их начало мощному покровном у суглинистом у горизонту.
Т ако вы описанные уж е частично случаи м елких левы х п ритоков Свиягн
пли стопных рек Н изового З а в о л ж ь я . Н аско л ько велики отличия в строе­
нии этого типа пойм от пойм лесны х рек песчаны х пространств, показы­
вает следующее сравнение разрезов на рек ах К ерж енц е и Больш ом Иргизе.
Пойма р. К ерж еиц а имеет высоту 3— 5 м над меженным уровнем реки
или до 7—8 м над дном ру сл а. С лож ена она обычно целиком песками,
судя по их текстуре и услови ям зал еган и я являю щ им и ся отложениями
русловы ми и отчасти отлож ениям и прирусловы х валов. Т олько в еди­
ничных п у н к тах можно выделить очень непостоянны й и маломощный по­
кров собственно пойменных фаций, но тож е представленны х почти исклю­
чительно песчаными породами. П римером р азр еза подобного рода может
служ ить обнаж ение в левом борту р у сл а в 1 км к зап ад у от пос. Перерывы,
что в 25 км выше устья реки (фиг. 56). Высота поймы здесь 4 —5 м. Сверху
располагаю тся отлож ения налож енного прируслового вал а в 1— 1,3 м
мощностью (слой 1) со слабо разви той почвой на них, в которой хорошо
вы раж ены только лесн ая подстилка и гумусовы й горизонт общей мощно­
стью 0,05 м (слой 1а). Н и ж н и е 0,25 м слоя (слой 1в) оглеены и текстура
в них м аски рован а. О сновная ж е часть толщ и (слой 16) слож ена очень
мелкозернистыми светложелтыми песками, вни зу с диагональной, вверху
с м елколпнзовидиой тонкой слоистостью . Н и ж е идут собственно поймен­
ные отлож ения (слон 2) в 0 ,7 —0,8 м мощности, обогащ енные пылеватыми
и глинистыми частицами п дающие в обнаж ении почти вертикальны й обрыв.
В верху (2а) это темпобуры й м елкий глинисты й песок с тончайш ей гори­
зонтальной слоистостью . Н а 0,05 м н иж е кровл и он сменяется прослоем
тоже всего в 0,05 м мощности зеленовато-серой оглееной тяж елой супеси,
вклю чаю щ ей лппзовпдно вы клиниваю щ ую ся п рослой ку почти черной
суглинистой торфянистой породы с больш ой примесью детритуса обуглен­
ной древесины. Местами на том ж е уровне залегает тон кая прослойка
лесного торфа, целиком состоящ его из сучьев, хвои н листвы и очень на­
поминаю щ ая лесную подстилку, покры ваю щ ую внутренние, сплошь
заросш ие лесом участки поймы. Н и ж е следует 0,35 м песчано-глинистых
пород (2в). Здесь можно разли чи ть р яд прослоев глинисты х песков, су­
песей и даж е л егки х сугли нков с отдельными углисто-гумусовы ми пятнами
и кусочкам и п олуобугленноп древесины. Д алее, после прослоя буро­
серого тонкозернистого песка в 0,15 м мощ ности (2г), идет слой светлосе­
рой оглееной супеси (2д), в верхней части облаковидно окраш енной гу­
мусом. Ее мощ ность 0 ,1 5 —0,3 м. Н а ней п закан чи вается собственно пой­
менный аллю вий. Н и ж е следует толщ а ры хлы х песков (слой 3), в состав
которой входят, несомненно, к а к русловы е отлож ен и я, так и отложения
прирусловы х валов; однако, в связи с оглеением верхн их горизонтов,
эта последняя фация не поддается достоверному отграничению , ибо пер­
вичная текстура оказы вается сильно м аски рован ной . К ней, видимо, от­
носятся но только подгоризонты За и 36 с неясной мелколинзовидной
122
слоистостью п тонкими слабо глинистыми корочкам и, но н часть подгоризонта Зв, низы которого обладаю т уж е типичной диагональной сло­
истостью, свойственной отлож ениям п рирусловой отмели. В идимая мощ­
ность слоя 3 около 1,6 м, но русловы е пески уходят и под урез воды, про­
должаясь, видимо, до самого дна реки, глубина которой здесь не менее
4 м (плесовая лож бпна), а дно песчаное.
Совершенно иную к ар ти н у дают разрезы поймы р. Б ольш ого И рги за.
Она поднимается над дном п олусухого русл а больш ей частью иа 7— 7 ,о м.
Стенки русла полузадернованы и хорош их обнаж ений м ало. Ч ащ е всего
Фиг. 56. Обнажение в пойме р. Корженеп у пос. Перерывы.
1 — песок мелкоягртшетый; .?— п есок тон к озерн и сты й ; 3 — суп есь ; 4 — сугли нок ; 5 — гум успровашшй су гл и н ок и суп есь; 6 — л е сн а я п одсти л к а; 7 — торф;
S — растительны е остатки;
9 — о гл еен и е; ю — н ом ера сл оев .
обнажены оползневы е ц и рк и , приуроченны е к верш инам меандров и связанпые с выходами грунтовы х вод в основании склона. В одном из таких
цирков в километре ниж е районного центра П естравка К уйбы ш евской об­
ласти, в естественном обнаж ении, дополненном небольш ими копаны ми
ямами, записана ниж еследую щ ая серия аллю виальн ы х образований
(фиг. 57). Сверху располагается слой молодого н ап л ка (слой 1) в 0 ,2 5 —0,3 м
мощностью, состоящ ий из грязн оп алевого мелкопесчаного легкого су­
глинка, сильно карбонатного, с тонкой горизонтальной слоистостью , по
которой порода довольно хорош о слап дуется, и с тоненьким и, слабо о к р а­
шенными гумусом линзочкам и. Д алее следует серия первичны х пойменных
осадков. В ерхн яя ее часть слагается сильно гум усироваины м и суглинкам и
(слой 2). Сначала это явно почвенный горизонт (2а) черноземовидного об­
лика, представляю щ ий нсчерна-серы й сильно гумусовы й суглинок, вверху
с м елкоореховатой и круп н чатой отдельностью , ниж е с ореховато-прнзмовидной, лиш енной карбон атов. М ощность его 0 ,5 —0,6 м. Затем он пере*ходит в намывной, гораздо более бедный гумусом сугли нок темнобурого
ц вета, очень слабо реагирую щ ий с соляной кислотой и обладаю щий пршмовидной отдельностью (26). Он достигает около 1,5 м мощности. Облако­
видно расплы ваю щ аяся н и ж н я я гран и ц а отделяет гумусированную часть
пойменного аллю вия от подстилающ ей ее безгумусовой частп. Последняя
начинается двухм етровы м слоем ж елто-бурого сильно карбонатного су­
гл и н ка (2в), в котором не заметно н а-гл аз ни слоистости, ни ясной отдель­
ности. С углинок этот имеет довольно хорош о развитую систему вертикаль­
ных м акроп ор, содерж ит кальц итовую лж егрн бни ц у и дутики. Вниз он
см еняется переходной толщ ей около 0,7 м мощ ностью (2г), сложенной сход­
ными по составу, но тонкослоисты ми сугли нкам и с многочисленными тон­
кими линзам и и гнездам и темнобуры х уплотненны х пористых и мелкозер­
нистых песков, довольно сильно карбон атн ы х. Н акон ец , еще ниж е в дне
м
Фиг. 57. Обпажеппе п стопке русла р. Большой Нргпз у сШ еетрапка Куйбышевской обл.
1— почва
черн озем н ая; 2 — су гл и н о к гум усовы й ; з — сугл и н ок ; 4 — игсок толкоэсринстыи;
5 — осыпи; 6 — тело о п о л зн я ; 7 — н ом ера сл оев обн аж ен и и .
Г о р и зо н т а л ь н ы й м а сш т а б н е ск о л ь к о с о к р а щ е н .
ямы вскры ты сходные пески, но сильно влаж ны е (слой 3). Из них сочатся
воды, обусловивш ие возникновение оползття, бугристое и заросш ее тра­
вой и кустарником тело которого, к сож алению , соверш енно закрывает
нижнюю часть склон а. Выход п еска слоя 3 леж ит здесь на 2 м над дном ру­
сла, заболоченного и затянутого вязки м илом. Судя по другим выходам п
по тому, что местами к стенкам русла прислонены отмели, слож енны е сход­
ными песками и поднимаю щ иеся до 1,5 м над его дном, песчаные породы
преобладаю т всюду в строении основания аллю вия, я в л я я с ь в больш ей своей
части уж е отлож ениям и русловы ми. О днако те ж е наблю дения показывают,
что даж е внизу в них встречаю тся прослои, а иногда довольно мощные линзовпдные зал еж и сугли нков, то светлых карбон атн ы х, то темных, илова­
тых, тоже карбонатны х, но окраш енны х органическим веществом.
И так, на К ерж енце, в толщ е ал л ю в и я, слагаю щ его пойму, почти все
7—8 м (считая от дна русла) приходятся на хорош о отмытые пески, и соб­
ственно пойменные отлож ения, возникш ие в итоге осаж дения взвешенных
124
наносов на вод разли вов, встречаю тся только и зред ка, не превыш ая 0 ,7 —
0.8 м мощности , т. е. 10% мощности свиты. Н а Больш ом И ргизе, в толще ■
тоже порядка 7—8 м, наоборот, не более 2 м приходится на русловые,
существенно песчаные отлож ен и я, а 5 —6 м, т. е. 70—75°/0, составляю т пой­
менные суглинки и переходные к ним об разован и я. А ллю ви альн ая свита
в основном возни кла, следовательно, за счет осаж дения взвеш енных н а­
носов пз вод р азли вов. Таково влияни е различии в усл ови ях поверхност­
ного смыва в пределах бассейна реки, обусловленны х совместным воздей­
ствием клим ата, растительного п окрова, рельеф а н геологического
строения.
Естественно было бы ож идать, что при столь мощной ак кум ул яц и и взве­
шенных наносов, к а к а я имела место во время ф ормирования пойм рек,
подобных Больш ом у И рги зу, зн ачительн ая часть их площ ади но обста­
новке осадконакопления долж на п риб ли ж аться к выделенной нами при­
речной зоне седиментации, внутрипойм енная ж е зона долж на быть реду­
цирована до минимума, а быть может и отсутствовать вовсе в случае малой
ширины поймы. Н есомненно, что именно таковы и были соотношения
в первые фазы того эрозионного ц и к л а , с которы м связано было врезание
долин данного речного бассейна до уровн я современных водотоков и вы ра­
ботки пх днищ. Но необходимо учесть одно ослож няю щ ее обстоятельство.
Как было отмечено, уж е выше, при рассмотрении условий ф ормирования
прирусловых валов, поймы небольш их и временных рек, не несущ их много
донных наносов, первоначально заклады ваю тся в виде сравнительно низ­
ких намывных террас, основной ж е рост их в высоту св язан с позднейшим
накоплением взвеш енных наносов из полы х вод. Это полностью подтверж ­
дается анализом приведенного р азр еза на Больш ом И рги зе. По мере повы­
шения поймы образую щ имся суглинисты м покровом все более и более
глубоким становится русло. П лохо разм окаю щ ие плотные суглинисты е
толщи, из которы х слож ены теперь но преимущ еству его борта, при срав­
нительно малой мощности потока, оказы ваю тся очень больш им п реп ят­
ствием для размываю щ ей его работы. Б связи с этим русло к а к бы закреп ­
ляется, его м и грац и я по дну долины становится очень медленной или вовсе
прекращается. П равд а, совсем скинуть со счетов роль бокового подмыва
и возможность Дальнейшего разви тия м еандров при этом н ел ьзя. В осо­
бенности это касается так и х степных рек, к а к Больш ой И рги з, Ч а гр а
н др., имеющих больш ую дли н у течения и обш ирные бассейны. Х отя ле­
том они либо вовсе пересыхаю т, либо превращ аю тся в ничтожные, еле
переливающиеся из одного плеса в другой ручейки, но весной это довольно
внушительные потоки. Н адо учесть, однако, что эти реки обладают сквоз­
ным течением, по сути дела, лиш ь в паводок, длящ и й ся всего около ме­
сяца, а м аксимальны е расходы , когда русло действительно наполнено во­
дой целиком, п роходят в течение всего около недели. З а такой короткий
срок боковая эрозия даж е на вогнуты х сторонах круты х излучин не
успевает не только серьезно н аруш и ть устойчивость береговых отко­
сов, по и сорвать дерновый п окров на сколько-нибудь больш их
площадях. Русло Большого И ргиза, наприм ер, сплошь заросло травам и
п кустарниками и свеж их естественных обнаж ений в нем почти пет.
Меандры здесь к а к бы зам ерли в своем развитии или эволю ционирую т
необычайно медленно; молодых, энергично растущ их сегментов поймы нет;
она производит впечатление мертвой поймы Е Эта особенность приводит
1 Особенности развития меандров Большого Иргиза и подобных ему степных рек,
а также многих небольших водотоков, протекающих по дну балок, заставляют считать
их до известной меры аналогами врезанных меандров. В самом деле, излучины Боль­
шого Иргиза достигают размеров несоразмерно больших для этой сравнительно неболь­
шой реки. Их амплитуда доходит иной раз до 2— 3 км при длине периметра в 6— 8 км.
тогда как ширина русла измеряется всего тремя-пятыо десятками метров меж ду бров125
к очень длительному н ничем не наруш аем ом у увеличению мощности
суглинистого п окрова, повышающего пойму н астолько, что, к а к мы уже
у к азы вал и выше, паводковы е расходы почти целиком умещ аю тся в углу­
бившемся русле, длительность р азл и вов сокращ ается, глуби н а затопления
такж е, а тем самым зам едляется постепенно и скорость накоплении
новых порций наи лка.
К излож енном у надо добавить прогрессирую щ ее уменьш ение количе­
ства наносов, поступаю щ их в реку в силу постепенного выполажпвашш
продольны х уклон ов, зам ирани я овраж н ой эрозии п общего сглаживании
рельефа н а всей площ ади бассейна, ослабляю щ его н ап ряж енн ость поверх­
ностного смыва. О бращ аясь к тем ж е бассейнам Б ольш ого И ргп за или
Ч агры , невольно приходиш ь к выводу, что иа современной стадии их мор­
фологического р азви тия, когда пологие склоны водораздельны х сыртол
н плоские ш ирокие б ал ки сплош ь одеты плотным дерновым покровом ко­
вы льной степи, вряд ли могли накопиться в долинах такие мощные толши
суглинков. Это, несомненно, следы уж е пройденного этап а развитии.
П равда, в Настоящее время все реки Низового З а в о л ж ь я в паводок несут
больш ие массы взвеш енных наносов. По данным Б . Д . З а й к о в а (1935),
мутность некоторы х из них во время половодья доходит до 1 кг сухого
вещества на 1 м3 воды. Ч а г р а у Н овотулки в резул ьтате проносит за год
26,8 тыс. т .взвеш енны х наносов, Больш ой И рги з у Б ы ковки 34,6 тыс. т,
Е р у сл ан у К расного К ута от 29,0 до 112,8 тыс. т, а Б ольш ой У зен ь у Новоузен ска в особо многоводные годы даж е до 248,1 тыс. т. Это величины до­
вольно заметные для р ек такого м асш таба и не уступаю щ ие многим рекам
средней полосы Р усской равнины с продолж аю щ имся в них процессом
н акоп лен и я н аи л к а. Н о, во-первы х, л ьви н ая доля из суммарного количе­
ства наносов проносится вдоль русл а и не попадает на пойм у. Свежий наилок, описанны й в выш еприведенном разр езе у П естравки , разви т здесь
только у самой бровки р у сл а и далеко вглубь поймы не распространяется.
У ж е на расстоянии п олутора-двух сотен, а то и н ескольки х десятков мет­
ров от реки здесь с самой поверхности располагается прекрасн о дифферен­
цированны й и ничем не прикры ты й гумусовы й горизонт почвы обычного
черноземовидного типа с соверш енной почвенной структурой , указываю­
щий на п рактически полное отсутствие ак к у м у л яц и и . В о-вторы х, что са­
мое важ ное, гл ав н ая масса взвеш енных наносов происходит за счет смыва
с распахан ны х склонов и роста свеж их промоин по бороздам и межам,
созданным человеком. Зем ледельческая к у л ь ту р а в этих м естах получила
больш ой разм ах лиш ь в относительно недавнем историческом прошлом.
А до того сток взвеш енных наносов был, несомненно, во много к р ат мень­
ше, ибо наруш ение дернового покрова, к а к неоспоримо доказано совре­
менными исследованиям и по эрозии почв, уси ли вает смыв в десятки
и сотни р аз.
И так, мы приходим к выводу, что количество взвеш енных наносов,
поступаю щ их с площ ади бассейна, и темп их н акоп лен и я на пойм ах малых
и особенно степных рек, даж е при наиболее б лагопри ятны х услови ях смы­
ва в первые стадии разви ти я, с течением времени долж ны прогрессивно
ум еньш аться. П ервоначальное господство обстановки осадконакопления.
нами. Отношение ширины меандрового пояса к ширине русла доходит до 40:1, 80:1
п более, т. е. во много раз превосходит даж е норму, подсчитанную Джефферсоном п,
но всяком случае, норму, обычную для «свободных» меандров. Прорыв их шеек осу­
ществляется, как у врезанных меандров, исключительно путем постепенного сблпжспня
верховой и низовой ветвей, так как размыва шейки полыми водами, направляющимися
через пойму, в силу ее большой высоты, не может быть. Но и здесь точно так же, как
в случаях русел канавообразного типа, о которых была речь выше, нет, видимо, ника­
ких оснований искать причину в каком-либо оживлении донной эрозии в недаинем
прошлом. Этому допущению противоречит вся геоморфология бассейна. Оно совер­
шенно излишне и при учете изложенной нами теории развития пойм подобных рек.
126
характерной для приречной зоны, долж но уступ ать место обстановке,
свойственной внутрипоймснной зоне даж е на у ч астк ах , непосредственно
примыкающих к р усл у. П одтверж дением этому и я в л я е тся хорошо раз­
витой почвенный покров на всей площ ади поймы Больш ого И р ги за, а такж е
ц Чагры, Е р у сл ан а н многих д руги х рек наш ей степной полосы.
Эта постепенная ред укц и я осадконакоп лени я на поймах в ходе развития
речных долин н всего рельефа их водосбора, конечно, долж на в известной
мере сказы ваться и на всех р ек ах вообще. Но надо иметь в виду, что на
крупных р еках, с ш ирокими долинами и активно мигрирую щ ими руслам и,
пойма в значительной своей части непреры вно перестраивается заново.
Река уничтожает старые ее сегменты и строит вновь молодые. Идет непрекращающееся омолож ение поймы в п ределах всего современного меапдрового пояса. Т олько леж ащ ие вне его гранпц более древние сегменты,
шаг за шагом повы ш аясь путем н акоп лен и я пойменного аллю вия, доходят
до «дряхлых» стадий разви ти я, все более выбы вая из сферы в л и ян и я аллю ­
виального процесса. Е сли отвлечься пока от этого яв л ен и я, имеющего
большое значение для верного поним ания смысла так назы ваемы х «уров­
ней поймы», о которы х будет сказан о ниж е, то для круп н ы х рек , особенно
для таких мощных транзитны х водных артерий, к а к В олга, Д непр, Дон
ц им подобные, в первом и даж е более близком приближ ении можно с пол­
ным правом п рин ять более или менее постоянным соотношение разм еров
выделенных нами основных зон осадкон акоп лен и я. В то ж е врем я, по­
скольку бассейны таких рек охваты ваю т колоссальны е территории с р аз­
нообразными условиям и кли м ата, растительности, рельеф а и геологиче­
ского строения, то и отмеченные нами разл и чи я в ф ормировании поймен­
ного аллю вия, зависящ ие от своеобразны х ком бинаций этих ф акторов,
теряют большое значение при изучении их аллю виальн ы х свит. П оследние
по своему облику неизбеж но прибли ж аю тся в той или иной мере к некото­
рому осредненному типу, хотя, конечно, аллю вий любой кон кретной реки
всегда имеет свои особенности. П оскол ьку для геолога, изучаю щ его дров­
неаллювиальные отлож ения, наибольш ий интерес имеют именно отлож е­
ния больших транзитны х рек, в применении к такому осредненному
случаю мы и будем преимущ ественно вести излож ение в последующ ей
части настоящей главы .
Типичные фации осадков приречной и внутренней зон поймы
Обратимся теперь к реальны м литологичоекпм п ри зн ак ам наиболее
типичных фаций приречной и внутренней зон поймы.
Среди первичных фаций приречной зоны может быть выделена прежде
всего л е н т о ч н а я
ф а ц и я , к а к можно н азвать ее по наиболее х а ­
рактерному п р и зн ак у текстуры осадка. Э т о — накоп лен и я, состоящие пз
правильного периодического чередования прослоев мелких и тонкозерни­
стых песков и алевритов, с одной стороны, суглинков и супесей, с другой
стороны, отдаленно напоминаю щ ие ленточные отлож ения прнледнпковы х
бассейнов. К ней относятся породы, залегаю щ ие в основании покровного
горизонта аллю виальной свиты в приведенных выше разрезах па р. Суре
у г. Ядрина (см. фиг. 53, слой 3), на о. Застепном на р. Б ол ге (см. фиг. 15,
слой 3) и др. Н есколько приближ аю тся к этому типу и породы, описанные
в обнажении поймы р. К ерж енц а у нос. П ереры вы над слоем 2 (см. фиг. 56).
В разных случаях толщ ина песчаны х и алевритовы х прослоен может коле­
баться от 0,03 до 0 ,3 5 —0,4 м, вар ь и р у я в разны х гори зонтах одной п той
же пачки. Толщ ина суглинисто-супесчаны х прослоев всегда значительно
меньше, изменяясь от 0,01 до 0,2 м к а к максимум. П ри этом всегда заме­
чается, что граница суглинистого и выш ележащ его песчаного прослоя рез­
кая, а с ниж ележащ им песчаным прослоем он, наоборот, связан довольно
постепенным переходом. К а к п равило, породы светло окраш ены и лишены
примеси гум уса и заметных на гл аз количествах, но содерж ат иногда не­
больш ую примесь мелкого растительного детритуса и раковинки мелких
моллю сков, главны м образом брю хоногих. Среди последних из прес­
новодных форм преобладаю т мелкие Ы т паеа типа R a d ix ovata, мелкие же
представители рода Planorbis, V alvata piscinalis и т. п ., к которым присо­
единяю тся различны е P isid iu m из двустворок. Н а р я д у с этим в большом
количество попадаю тся и ракови н ки назем ны х моллю сков, главным обра:шх1 мелкие Succinea, Carychium, Zonitoides, P u n ctu m , Cochlicopa, Vallonia,
Vertigo и пр. В типичном своем развитии эта фация свойственна лишь ре­
кам с хорошо оформленной зоной прирусловы х валов, переходом к которой
она яв л я е т ся . Но даж е и на этих последних она никогда не образует сплош­
ной ленты вдоль п обереж ья, тяготея только к отдельным, наиболее благо­
приятны м в смысле выноса наносов со стороны русл а участкам растущих
частей молодых пойменных сегментов. В ландш афте площ ади со свежим
покровом осадков подобного типа приурочены к ближ айш им к руслу толь­
ко что закончивших! свое формирование и еще не одетым сплошным травя­
нистым покронох! прирусловых! валам и лож бинам между ними, поросшим
только ХЩЛ0ДЫХ1 ивняком.
По сущ еству говоря к ленточной фации бли зки более мощные накопле­
ния слоистых носков н супесей, чередую щ иеся с линзам и сплошного плани н ка, подобные описанным выше в разрезе волж ской поймы у Ново-Сызр аи скнх хуторов (cxi. фиг. 55). Эти н акоп лен и я занимаю т то ж е рядовое по­
лож ение среди осадков приречной зоны седиментации, но связан ы главным
образох! с ш ирокими лож бинам и-протокам и крупногривпетого рельефа
пойXI волж ского н близкого к нему типов. Г лавной особенностью их на­
л ается отсутствие п равильн ой периодической слоистости, вклю чения л и н з
в алеж н и ка и скоплений, частью н аход ящ и хся во вторичном залегании ра­
ковин моллю сков, среди которы х иногда много бывает таких типично реч­
ных форм, к а к Anodonta, Unio, P a lud in a (Vivipara), крупны е Planorbis
типа Coretus. В ландш афте они соответствуют пониженны м, но часто до­
вольно бугристым участкам песчаных пересыпей, загораж и ваю щ и х входы
в занесенные русловы м аллю вием и брош енные боковые протоки реки
и ш ирокие лож бины только что возникш их новых площ адей крупногрнннстого рельеф а. Здесь, среди густы х зарослей молодого и вн як а, между
наполненны ми водой бочагами и ям ам и, нагромож дены местами целые за­
валы из п лавн и ка, нанесенного теченпех!. Эти характерн ы е внешние черты
обстановки осадконакоп лени я дают право н азвать рассмотренную фацию
фацией
бочагов
и завалов.
Обе рассмотренны е фации очень типичны для той полосы приречной
зоны седиментации, ко то р ая ближ е всего прим ы кает к русл у. Но даже на
р ек ах с мощным выносом песчаны х наносов на пойму они никогда не раз­
виты повсеместно, тяготея к отдельны м, наиболее благоприятны м для их
о бразован ия пунктам . Во многих ж е сл у ч аях они вовсе отсутствую т, и не­
посредственно от самого берега начинается область н акоп лен и я более
тонкозернисты х осадков, чащ е всего охваты ваю щ ая у ж е более старые ча­
сти поймы, одетые сплош ным растительны м покровом . Среди относящихся
сюда осадков могут преобладать то легки е супеси, тонкозернисты е пыле­
ватые пески и алевриты , ю сугли нки и тяж ел ы е супеси, в зависимости от
состава взвеш енных наносов, несомых рекой. В связи с этим на разных
реках литологические их типы довольно сильно рознятся и при имеющем­
ся в нашем распоряж ен и и фактическом дштериале трудно дать достаточна
полный и цельны й очерк последних. Здесь мы ограничим ся только характе­
ристикой фаций, наиболее распространенны х на поймах с хорошо разви­
тых! и мощным суглинисты м покровом, подобных поймам Оки и Волги.
Т аки х фаций можно выделить минимум две: ф а ц и ю
линзовид-
ио-сл о и с т ы х
с у г л и н к о в
н с у п с с е й
и
фа ц и ю
скрыт о сл о и с т ы х супесей
и с у г л и н к о в.
П ервая на них пользуется очень ш ироким распространением в ниж ­
них частях покровны х горизонтов пойм, где к ней относятся толщи о кр а­
шенных обычно в монотонный темнобурый тон супесей п суглинков, на
первый взгляд почти однородных. П ри внимательном наблю дении в поле
удается, однако, заметить в них чащ е всего тонкую горизонтальную , сла­
бо волнистую слоистость с правильны м чередованном более глинистых
в более песчанистых прослойков. П оследние несколько более мощны п
то утолщаются, то утоньш аю тся, об разуя в разрезе к ак бы четковндно
следующие д руг за другом линзочки и гнезда. П ереход от песчанистой
прослойки к выш ележащ ей глинистой постепенен, и они проникаю т друг
в друга мелкими сосочками, язы кам и и карм анам и, образуя вместе тесно
связанную п ару. В ер х н яя гран и ца глинисты х прослоек гораздо более рез­
кая. Таким образом, налицо яв н ая периодическая сезонная слоистость,
только более м елкая и менее четко вы раж ен н ая, чем в ленточной фации.
11а 10 см толщи приходится в разны х сл у ч аях от 4 —6 до 10— 12 пар слоев.
Заметных-на гл аз следов воздействия почвообразования на состав и тек­
стуру породы, к а к п равило, не наблю дается. Общий бурый тон, несколько
Полос интенсивный в глинисты х п рослой ках, несомненно, обусловлен к о л ­
лоидами полуторной окиси же.леза, осевшей одновременно с пластическими
компонентами осадка из взвеси в полых водах. И ногда наблю дается только
вторичное раскисление породы, приобретаю щ ей зслсповато-ссры с тона.
Такие оглсеиные разности, испещ ренные на выходах рж авы м и пятнамп,
кажутся лиш енными слоистости, но, внимательно присмотревш ись,
всегда обнаруж иваеш ь, что последняя присутствует и лиш ь сильно ма­
скирована р аскраской .
Скрытоелоистыо супеси и сугли нки распространены не менее ш ироко.
Они гораздо болсо однородны по механическому составу и но содерж ат пес­
чанистых прослоев. Слоистость вообще, к а к п равило, незам етна и только
и отдельных участках поддается наблюдению . Она вы раж ается в тенден­
ция породы давать плохо оформленную отдельность в виде гори зонталь­
но ориентированных линзочек не более 5 мм толщ иной. Отсутствие ясно
различимой иа гл аз слоистости обусловлено не просто однородностью м еха­
нического состава и равномерной первичной бурой окраской окислам и ж е­
леза. Оно, несомненно, стоит в связи с относительно сильны м диагенетическим изменением под воздействием, главны м образом, почвообразования,
чувствовавшегося достаточно заметно в ходе образован ия этих медленно от­
лагающихся осадков. П равд а, заметной па гл аз окраски гумусом, исклю ­
чая редких полос с облаковпдно расплы ваю щ имися границам и, н в дан­
ном случае нет. Но уплотнение породы в отдельных участках, появление
вертикальной трещиноватости, редких, но достаточно хорошо заметных
вертикальных м акропор, а местами и слабо, но явно выраж енной призмонндпой и комковатой отдельности пначе к ак следами почвообразования
объяснить невозможно.
Описанные две фацнн отличаю тся бедностью растительны ми остаткам и.
Крупных скоплений п лавн и ка или линз торфа зд есьн е встречается. Т олько
в ннжних горизонтах свойственных им осадков попадаю тся и зред ка еди­
ничные обломки веточек н древесины деревьев и кустарн иков. Р акови н ки
моллюсков изредка образую т небольш ие скопления, но обычно они не­
многочисленны. Среди них реш ительно господствуют м елкие наземные
брюхоногие из HelLcidae ii бли зких к ним семейств P ulm onata, к а к , напри­
мер, Vertiginidae. Из проснонодных форм обычно встречаю тся лиш ь мел­
кие нодроды PLanorbis, населяю щ ие временные л у ж и п влаж ны е луга.
Такие формы, к ак Lim naea, Valvata, P isid iu m , редки п встречаю тся гл ав ­
ным образом в фации лннзовидпо-слоисты х сугли нков.
9
Т р у д и И Г П , вып. 133
129
Ф ац и я скрытослоистых супесей и суглинков связан а тесными пере­
ходами со сходными отлож ениям и, которы е следует уж е отнести к образо­
ваниям в н у т р е н н е й з о н ы п о й м ы . Это такие ж е скрытослонстые породы, но обычно более тяж елы е по м еханическому составу, менее
мощные и еще более измененные почвообразованием. В ерти кальн ая тре­
щ иноватость, м елкостолбчатая и призм овидная отдельность являю тся их
постоянными п ризн акам и . О краска отличается более темными и несколько
более грязны м и тонами в силу некоторого содерж ания гум уса, а на об­
щем фоне часто вы деляю тся то более, то менее мощные прослои, окрашен­
ные гумусом в серо-коричневы е и грязн об уры е тона. Т ак и е гумусовые го­
ризонты иногда обнаруж иваю т тонкую слоистость и носят облик намыв­
ных образований без ясно вы раж енной почвенной структуры . Чащ е всего
это наблю дается по склонам гри в. Но многие из них обладаю т признаками
настоящ их почв и под ними дифференцирую тся тонкие, по довольно силь­
но уплотненны е прослои с призмовидной или остроугольно-ореховатон
отдельностью . Это либо оглеенные горизонты лугово-болотны х почв с
осветленной зеленовато-серой окраской породы в свежем изломе п ржавыми
пятнам и и потеками по трещ инам, либо иллю виальны е горизонты луговых
почв с гумусово-ж елезистой поливой по плоскостям отдельности. В пони­
ж ени ях м еж грпвны х лож бин, к а к мы могли убедиться, наприм ер, из при­
веденного выше р азр еза сурской поймы у Я дри н а (см. фпг. 53), они порою
замещ аю тся более четко вы раж енны м и иловато-болотны ми почвами или же
линзочкам и торфа.
Т а к а я ф ация с у г л и н к о в и с у п е с е й
с гумусовыми
п р о с л о я м и , к а к ее можно н азвать, яв л яе тся переходом к настоящим
хорошо дифференцированным почвенным горизонтам , формирующимся
в обстановке край н е слабо идущ его или вовсе отсутствующ его осадкона­
коп лен ия, к ф а ц и и п о е м н ы х п о ч в , то луговы х, лугово-болотных
или иловато- и торфянисто-болотных, то приближ аю щ ихся несколько
к зональны м типам элю виального ряд а.
Сделанный нами беглый обзор наиболее распространенны х фаций пои­
менного аллю вия, конечно, далеко не охваты вает всего их разнообразия.
Мы у ж е подчеркивали, что нарочито ограничились только цитологическими
разностям и, типичными для пойм с хорош о развиты м суглинистым покро­
вом. Н о, даж е учтя эту оговорку, надо ск азать, что наш обзор еще не по­
лон. Т ак , в нем не уделено места разли чи ям облика сходных фаций на реках
разны х разм еров и реж им а и в разны х клим атических зон ах. А уже из
предшествующего излож ен и я некоторы е разли чи я такого рода нетрудно выя­
вить. Н априм ер, в описании р азр еза поймы Больш ого И рги за (см. фиг. 57),
приведенном нескольким и страницам и выше, легко узн ать и фацию лпнзовпдно-слоистых, и фацию скрытослоистых суглинков (слои 2в и 2г).
Но и та и д р у гая отличаю тся, преж де всего, сильной карбонатностью. Это
призн ак, крайн е типичный для пойменного аллю вия степных рек и вообще
рек областей с аридным и семиаридным климатом и совершенно не свой­
ственный рекам лесной зоны, больш ей части рек лесостепи и отрезкам
пойм крупны х транзитны х рек типа В олги, пересекаю щ им степную зону.
Таково первое замечание, которое надо учесть, чтобы избеж ать слишком
неумеренных аналогий при пользовании приведенными характеристиками.
Второе замечание, которое следует сделать, касается относительного
разви тия разны х фаций в различны х у ч астках одной и той ж е поймы. Мы
описали их в той последовательности, в которой они долж ны были бы сме­
нять д руг друга по мере удаления от русл а в идеальном случае. Но
эта последовательность н аруш ается очень часто по двум причинам.
В о-первых, осложнение вносит рельеф поймы. Н а леж ащ их близко к
руслу, но высоких и редко заливаем ы х гри вах порою прямо поверх от­
лож ений прирусловы х валов начинаю т формироваться осадки, свон130
ствеппые внутрнпоймениоп обстановке седиментации. В пониж ениях
поверхности, по лож бинам и заиленным старинным депрессиям, наоборот,
отложения типа линзовпдно-слопсты х суглинков могут образовы ваться
значительно дальш е в глубине поймы. В о-вторых, на распределение
фаций осадков сильно влияет неравномерность выноса наносов из
русла в разны х п унктах берега и неравномерность движ ения полых
вод па пойме. Это приводит к выпадению ряда фаций. Мы видели
уже, что ленточная ф ация, н априм ер, очень часто отсутствует и прямо близ
русла начинается область н акоп лен и я лпнзовидпо-слоисты х суглинков.
Могут выпадать и последующие члены ряд а и, скаж ем, непосредственно за
Фиг. 58. Зарисовка обнажения поймы р. Волги у с. Красный Я р, ниже
г. Ульяновска, вскрывающего одну пз первичных пойменных грив. В и д ­
но расщепление погребенных гумусовы х горизонтов в пойменном аллю­
вии при переходе с гребня грины на склон. Извилистые уступы песча­
ного склона, на переднем плане — волнобойные ступени, связанные
со спадом паводка.
зоной быстрой аккум ул яц и и суглинистого н аи л к а начинаться площ ади
с впутрппойменпой обстановкой седиментации и развитием хорошо диф­
ференцированных почв.
В связи с этим и в вертикальном разрезе смена одних типов первичных
пойменных осадков другими соверш енно не обязательно долж на строго
соответствовать намеченному идеальному фациальном у ряд у, многие члены
которого могут выпадать или оказы ваться крайн е недоразвиты ми. Д аж е два
соседних пункта иной р аз сильно отличаю тся д руг от друга в этом отноше­
нии. Очень типичным примером может служ ить приводим ая на фиг. 58
зарисовка одного из обнаж ений поймы р. В олги близ с. К расны й Я р,
ниже У льяновска. Это обнаж ение вскры вает в низовой (правой на ри­
сунке) части строение высокой пойменной гривы , в верховой (левой на
9*
131
рисунке) склон и дно лож бины . Н а гриве прямо поверх песков погребенного
прируслового вала леж ат скрытослоистые суглинки с рядом гумусовых
прослоев, носящ их характер плохо дифф еренцированных, но несомненных
почв. Это ф ацня, типичная скорее для внутрипойменноп, чем для при­
речной обстановки седиментации. Н а склоне грнвы н в днище ложбины
видно, к ак гумусовые прослои ветвятся, возрастая в числе, уменьшаясь
в мощности, приобретая тонкую слоистость. Они теряю т облик настоящих
почв п являю тся уж е скорее намывными образованиям и. В то же время
ниж е появляется отсутствовавш ая на гриве п ачка сильно оглеенных лнизовидпо-слоистых супесен и суглинков. Этого типа породы замещают здесь
частично и выш ележ ащ ую часть толщ и, в которой гумусовые прослои
исчезаю т, вы клиниваясь и расплы ваясь. Серия становится более полной.
О бращ аясь к ранее приведенным разрезам , мы н среди них находим раз­
ные случаи. В обнаж ении поймы Суры у Я дрина наблю дается, например,
почти полная серия литологнческих типов в толщ е первичны х пойменных
отлож ений, .начиная от ленточной фации в основании и кон чая хорошо
выраженной почвой, хотя п здесь часть горизонтов вы клинивается па гри­
вах (см. фиг. 53). В строении поймы С виягп у Б у р у н д у к о в (см. фиг. 54),
наоборот, ленточная фация практи чески отсутствует. Из этого, однако,
н ельзя еще делать вывода, что сурская пойма всюду отличается от свняжской так ж е резко. И па Суре можно встретить обнаж ения, вполне подоб­
ные описанному нами у Б у р у н д у к о в на Свняго или, во всяком случае,
очень похож ие на него.
Что касается до налож енны х фаций, то их, попятно, имеет смысл отли­
чать только среди отлож ений, свойственных приречной обстановке седи­
ментации. По своему .литологическому облику это либо линзовидно-слонстые, реж е скрытослоистые суглинки, вполне подобные описанным выше,
либо, что чащ е, своеобразные осадки, являю щ иеся переходом к фации на­
лож енны х прирусловы х валов, т. е. занимаю щ ие рядовое положение, ана­
логичное ленточной фации первичных пойменных отлож ений. Это супеси
и мелкие пы левато-глинисты е пески с суглинистыми прослоями, то желтобурымп, то окраш енными гумусом в грязносеры е топа. Мощность наложен­
ных отлож ений всегда н евелика, колеблясь от нескольких сантиметров
до 1 — 1,5 м максимум. У словия их зал еган и я достаточно хорошо были
освещены при описании конкретны х обнаж ений, приведенных выше, п
здесь мы на этом вопросе не будем вновь зад ерж и ваться.
О погребенных почвах в пойменном аллювии и их палеогеографическом
значении
Выше была нарисована общ ая картин а осадкообразования па поймах,
выяснены главны е закономерности его разви ти я во времени и обусловлен­
ные этим особенности строения покровны х горизонтов аллю виальных свит.
Сделанные при этом выводы п озволяю т в заклю ченно настоящ ей главы
специально остановиться на вопросе о причинах ш ирокого распростране­
ния в р азр езах пойм рек Р усской равнины вы держ анны х горизонтов по­
гребенных почв, которым в настоящ ее время больш инство исследователей
склонно приписы вать серьезное палеогеограф ическое значение. Разобрать
этот вопрос нас побуж дает, с одной стороны, больш ой его интерес с точки
зрения познания конкретной истории голопено вой эпохи, с другой стороны,
то, что критический ан ал и з сущ ествую щ их на этот счет представлений по­
может лиш ний раз обосновать правильность наш их взглядов п разъяснить
могущие возникнуть по их поводу недоразум ения.
П реж де всего позволим себе излож и ть свою точку зрения па затро­
нутую проблем у. Реш аю щ им фактором в э в о л ю ц и и осадкообразования
па пойме, к ак мы видели, яв л яе тся б луж дание русла по дну долины, прн1.42
водящее к уничтожению одних сегментов поймы и росту новых. По мере
увеличения разм еров вновь зародивш егося сегмента на каж дом его участ­
ке поверх отложении прирусловы х валов л ож атся последовательно сначала
фации приречной зоны седиментации, начиная с наиболее песчанистых,
ясно слоистых и наиболее бедных гумусом, затем фации впутрнпойменной
зоны, венчающиеся в типе горизонтом хорошо дифф еренцированной л уго­
вой почвы. П ри последующем разруш ении сегмента наступаю щ им руслом
возникшая таким путем серия первичных пойменных отлож ений перекры ­
вается наложенным!! фацпямп, вновь более бедными гумусом, более пес­
чанистыми п, к а к правило, яспослопстымп. П очва, заверш аю щ ая первый!
этап развития пойменного сегмента, переходит в погребенное состояние.
Поскольку естественные разрезы современных пойм располагаются всегда
на подмываемых 'берегах реки, т. е. в приречной зоне активно разруш аю ­
щихся сегментов, то вполне естественно, что в них, к а к п равило, присут­
ствуют погребенные почвы. Это лиш ь неизбеж ное следствие миграции ру­
сла. При этом погребенные почвы долж ны расп ол агаться в обнаж ениях
сегментов самых различны х генераций, самого различного возраста, всегда
примерно иа одной и той ж е высоте. Ибо при данном реж име реки, при
данной скорости ее течения, при дайной интенсивности поперечной ц и р­
куляции в русле и данной сродней высоте паводков песчаный к а р к ас лю­
бого вновь возникаю щ его сегмента будет достигать строго определенной
средней высоты, а покровны й горизонт так ж е определенной средней мощ­
ности. П оскольку и тип почв неизбежно будет сходным, то при сравнении
отдельных разр езов и даж е при непреры вном, но недостаточно внима­
тельном прослеж ивании их неизбеж но создается впечатление присутствия
одного единого погребенного почвенного горизонта, тянущ егося на много
километров и даж е на десятки километров. Однако это впечатление лож ­
ное. Фактически погребенные почвы в разны х частях одной п той же поймы
могут быть весьма разновозрастны м и. Они но могут рассм атриваться как
следы одновременного для всего речного бассейна пли для всей Русской
равнины изменения реж им а стока, к ак следы какой-то единой фазы в р а з­
витии климата. Они яв л яю тся свидетелями сходных стадий в развитии
осадконакопления, переж инаемы х разновременно разны ми пойменными
сегментами в зависимости от прихотливо протекаю щ его процесса б луж да­
ния русла по дну долины.
Такова наш а п ри н ц и п и альн ая установка. Бы ло бы неверным думать,
что из пес следует полное отрицание влияни я колебаний клим ата или д р у ­
гих причин, изменяю щ их реж им реки на ход н акоп лен и я пойменного ал ­
лювия. Наоборот, признанно такого влияни я отнюдь ей не противоречит.
Не противоречит ей, следовательно, и допущ ение сущ ествования клим ати­
чески обусловленных погребенны х почв в поймах. Но мы не вправе не
только считать, что подобного типа почпы преобладаю т, а даж е a prio ri
допускать самое их сущ ествование в пойме любой реки. Д ля его д оказа­
тельства требуются всякий раз неопроверж имы е фактические данные.
Мы еще будем иметь случаи привести дополнительную аргументацию
справедливости нашей точки зреп н я. П ока ж е обратимся к взглядам дру­
гих исследователей на этот счет. Их можно разделить на два н ап р ав л ен и я .
Первое представлено В. Р . В ильям сом (1939). Он считал, что погребенные
почпы в поймах явл яю тся следствием смены двух в корне разли чн ы х ста­
дии развития последних, стадий, связанны х с внутренними законом ерно­
стями эволюции почвенного л растительного покрова страны . Второе н а­
правление прямо противополож но. П ридерж иваю щ иеся его ученые, среди
которых упомянем В. П . С укачева (Сукачев, Т ю лнпа п Ф едорова, 1921),
Б. Б. В ольтова (1926), А. Д. Гож ева (1929), А. Г. Гас.гя (1929), Б . Ф . Зем ­
лякова (1931), Г. Ф. М ирчннка (1917), видят в погребенных почвах поим
аналоги пограничного горизонта торф яников и связы ваю т их образование
К’,:;
с послеледниковы м ксеротормпческпм периодом, т. е. именно климату
придаю т решающее зн ачен ие.
В. Р . В ильям с (1939) не упоминает, собственно говоря, о погребенных
почвах, к а к таковы х. Но их нетрудно узн ать в ниж нем нз двух выделенных
нм яр у со в покровного горизонта пойм, в так назы ваемой «зернистой пой­
ме». По его описанию слой «зернистой поймы» состоит нз выпавш пх «вме­
сте, в тесной смеси» глинисты х частиц п хлопьев коагелей органического
вещ ества, темно окраш ен и обладает зернистой структурой, распадаясь
па мелкие ком ки в 2 —3 мм диаметром. Эта х ар актер и сти ка вполне точно
соответствует гумусовому горизонту аллю виальн ы х луговы х почв лесо­
степной зоны, в которой В. Р . В пльям с в основном производил полевые
наблю дения, послуж ивш ие основой д ля его выводов. В ерхний я р у с —
«слоистая пойма» — состоит пз пылеватого обломочного м атериала, ли­
шен гумуса в основной своей толщ е н содерж ит лиш ь очень тоненькие гумуспрованные прослойки пли тонкие п ропластки дернины , подразделяю­
щие его н а'я сн о вы раж енны е слои. В нем без труда можно узнать наши
н алож енны е пойменные фации. Т аким образом, В . Р . В ильям с, не называя
пх прямо., говорит о тех ж е самых погребенны х почвах, которые нас
интерес уют.
К ак ж е он толкует пх происхождение? По его взгл яд ам в развитии пой­
мы надо р азли чать две стадии. П ервая из них — стадия «зернистой пой­
мы» — соответствует подзолистой стадии в истории почвенного покрова
речного бассейна, когда в его п ределах господствую щ ей растительной фор­
мацией яв л яется лес. П оследний, оказы вая мощное регулирую щ ее влия­
ние на поверхностны й сток, обусловливает медленный подъем и спад па­
водковой волны и небольш ую высоту п п к а п аводка. В силу этого полые во­
ды текут по пойме медленно, застаиваю тся на ней п осаж даю т только
глинисты й м атериал и коллоидальны е органические вещ ества. Этому спо­
собствует к и сл ая реакц и я поступаю щ их в р ек у почвенных вод и обилие
в них электролитов. В дальнейш ем подзолистая стадия почвообразования
сменяется дерновой. Л ес уступает место травянисты м растительны м фор­
мациям . Исчезновение леса приводит к резком у повыш ению пика весен­
него п аводка, быстро нарастаю щ его и так ж е быстро спадаю щ его. Увели­
чение скоростей течения полых вод на пойме и усиление выноса песка
пз русла приводит к тому, что глпипсты е частицы н гумусовы е коллоиды
уж е не могут выпадать в осадок н отклады ваю тся только пылеватые ча­
стицы. Ф ормируется «слоистая пойма», бедная органическим веществом
п погребаю щ ая под собою «зернистую пойму».
В наш у задачу не может входить разбор самой концепции смены под­
золистого процесса почвообразования дерновым, являю щ ей ся стержнем
всей гипотезы В. Р . В ильям са, ибо это вне наш ей ком петенции. Что ка­
сается до рисуемой им картин ы гидродинам ики и гидрохимии паводка, то
она почти целиком построена на допущ ениях, не опираю щ ихся на надеж­
ную фактическую базу, а кое в чем и не вяж ется с фактами. Но если даже
оставить в стороне эти теоретические вопросы, гипотеза В. Р . Вильямса
несостоятельна просто потому, что не соответствует реально наблюдаемым
соотношениям фаций пойменного аллю вия ни в р азр езе, ни в плане.
К ак было показано выше, в обнаж ен и ях пойм всегда можно видеть, что
хорошо дифференцированные погребенные почвенные горизонты , вместе
с непосредственно подстилающ ими их бедными гумусом глинистыми осад­
ками, не только покры ваю тся слоистыми налож енны м и осадками, но ниже
их, в основании покровного горизонта, располагаю тся слоистые же пер­
вичные пойменные осадки, тож е бедные гумусом и богатые песчаными
и пылеватыми частицами. Ф актически сущ ествует не один, а два горизонта
«слоистой поймы», разделенны х «зернистой поймой». У ж е это одно в корне
подрывает все построение В ильям са.
Кроме того, «слоистая» и «зернистая» поймы оказываю тся при ближ ай­
шем же изучении не резко выраженными горизонтами, но сосуществую­
щими фациями, на наш их г л азах продолжаю щ ими ф ормироваться одно­
временно в разны х п ун к тах дна одной и той ж е долины . Д остаточно срав­
нить слоистый песчанистый молодой н ап лок приречной зоны с темными
глинистыми и богатыми гумусом почвами, покры ваю щ ими поверхность
внутренних частей массива поймы, чтобы узн ать в них полны х гомологов
этих «стадий» В ильям са. Н едаром многие его последователи в настоящ ее
время фактически оставили его точку зрения и употребляю т термин «слои­
стая» и «зернистая» пойма лиш ь к а к эпитеты поверхностного покрова
«прирусловой» и «центральной» пойм в обычном их понимании.
Гипотеза В. Р . В ильям са оказы вается неверной в самой своей основе,
ибо она пытается объяснить историю поверхности поймы в отрыве от исто­
рии русла и всей долины в целом, рассм атривает покровны е породы поймы
изолированно от остальны х частей единой аллю виальн ой свиты и вместо
анализа динамики - реально наблю даю щ ихся процессов довольствуется
не проверенными на ф актах абстрактны м и схемами, дедуцированны ми
от чисто теоретических предполож ений. Эти-то недостатки, свойственные,
как мы видели, и геоморфологической части учения В . Р . В ильям са о
пойме, обусловили то, что фации ал л ю ви я, зависящ ие от зональности осадконакопления на дне речной долины, были п рин яты им за стадии развития,
следующие д руг за другом во времени. П оэтому его гипотеза принципиаль­
но не может быть призн ан а пригодной даж е для частичного объяснения
происхождения погребенны х почв в пойм ах.
Несколько иначе приходится оценить идею о связи их генезиса с коле­
баниями клим ата в голоценовую эпоху, к рассмотрению которой мы теперь
перейдем. Все упомянуты е выше приверж енцы этой идеи (Гаель, 1929;
Гожев, 1929; Зем л яков, 1934; М ирчинк, 1949; П олы нов, 1926; С укачев,
Тюлпна и Ф едорова, 1921) единодушно принимаю т, что с наступлением
послеледникового ксеротермического времени высота речных паводков,
к силу возросшей сухости кли м ата, долж на была ум еньш иться. Поймы,
ранее ежегодно покры вавш иеся разли вам и , перестали затапли ваться ре­
гулярно. О садконакопление на них п рактически почти прекратилось и,
как следствие, сформ ировались хорош о дифференцированные луговы е
почвы. В дальнейш ем, при новом увлаж н ен и и кли м ата, паводки опять
стали выше, возобновилось регулярн ое затопление пойм и поверх почвы
отложился новый слой бедного гумусом аллю вия.
Сама мысль о том, что изменения кли м ата долж ны влиять на режим
рек, а значит и н а накопление пойменного ал л ю ви я, конечно, не может
вызвать н икаки х возраж ени й . Выш е мы неоднократно подчеркивали су­
ществование этой связи и не склонны преуменьш ать ее значение. Вполне
вероятно, в частности, и такое полож ение, когда именно благодаря изме­
нению климата на время может п рекратиться осадконакопление п начаться
интенсивное почвообразование на больш ей части поймы, т. е. возникнуть
климатогенная погребенная почва.
Надо, однако, подчеркнуть, что, оставаясь на чисто теоретических
позициях, невозможно однозначно реш ить вопрос о характере и степени
воздействия ксеротермического периода на накопление пойменного аллю ­
вия. Если мы обратимся к современности, то без труда сможем убедиться,
что высота паводка зависит далеко не от одного лиш ь абсолю тного количе­
ства выпадающих за год осадков. Н е менее резко сказы ваю тся на ней рас­
пределение осадков по сезонам года, баланс осадков и и сп арен и я, к а к годо­
вой, так и по отдельным месяцам , характер растительного покрова, к а к
регулятора поверхностного стока и т. п. Самые высокие паводки вовсе
не свойственны поэтому областям с наиболее влаж ны м климатом . Н а­
оборот, на примере Р усской равнины можно зам етить, что их высота
135
н арастает при движ ении с северо-запада на ю го-восток по мерс увеличе­
ния сухости н континенталы ю стн клим атических условии. Н а Припяти
и Д непре она обычно колеблется около 5 —6 м п нигде не доходит до 7 м,
на Оке достигает 8 — 12 м, на В олге 10— 14 м (в округленны х цифрах).
Р ек а Б ерезин а, наприм ер, в бассейне которой выпадает около 550 мм осад­
ков в год, при годовом испарении около 400 мм имеет паводки высотой
порядка 4 —5 м. Р ек а Б ольш ой И ргиз, протекаю щ ая по территории с го­
довой нормой осадков около 300 мм и годовым испарением такж е около
300 мм, река, в связи с этим почти пересыхаю щ ая летом, имеет паводки
высотой до 9— 10 м. Можно ли при таких соотнош ениях утверж дать, что
относительная сухость и контпиентальность клим ата ксеротермичсского
периода обязательно долж на была вы звать уменьш ение амплитуды коле­
бания уровней воды в реках и прекращ ение затопления пойм? Очевидно,
н ел ьзя. С неменьшим основанием можно допустить и прямо противополож­
ный эффект. Но п на ого несомненности такж о нельзя настаивать, ибо
нам неизвестны ни возможные разм еры увеличения сухости климата, ни
температурный реж им его, ни масштаб изменений растительного покроиа
в течение этого предполагаемого ксеротермического периода.
С другой стороны, необходимо учесть, что интенсивность осадконакоп лен ия на пойме зависит далеко не только от высоты паводка, но также
и от количества взвеш енных наносов, поступаю щ их с полыми водами.
У влаж нени е кли м ата, повидимому, долж но было бы привести к увеличению
роли лесных формаций в растительном покрове и к а к следствие —
к уменьшению напряж енности поверхностного смыва. Иссуш ение климата,
наоборот, способствует отвоеванию больш их площадей, заняты х ранее лесом,
травянисты ми растительны ми формациями, а тем самым возрастанию напря­
ж енности смыва. А п оскольку смыв — это главны й поставщ ик взвешенных
наносов, то, при неопределенности вопроса о высоте паводков, нельзя от­
рицать возможности усиления темпов н акопления аллю вия на поймах именно в ксеротермическио периоды, а не после их окончания.
Е сли п рин ять еще во внимание, что блуж дание русла по дну долины
яв л яе тся но менее сущ ественным фактором, регулирую щ им ход аккумуля­
ции аллю вия, то станет очевидным, насколько осторож но надо подходить
к сопоставлению погребенных почв в р азр езах пойм с колебаниям и кли­
мата. Мы уж е но говорим о том, что само сущ ествование ксеротермпческого периода, аналогичного по своей климатической характери сти ке п точно
совпадающего во времени с ксеротермпческим периодом П рибалтики, для
территории средней полосы, а особенно юга н ю го-востока Русской рав­
нины, оспаривается в настоящ ее время рядом исследователей. Особенно
реш ительно вы сказы вается в этом отношении Г. Э. Гроссст (1933, 1937),
со многими доводами которого невозможно не считаться.
К каком у ж е выводу приводит нас теоретический ан али з вопроса?
Н ел ь зя, очевидно, только на основании общих палеоклпм атических пред­
ставлений, не только псе, но даж е больш ую часть погребенных почв в noiiмах принимать за следы определенной и одновременной для всей Рус­
ской равнины фазы в изменении послеледниковы х клим атов, нельзя, од­
нако, п отвергать a priori подобную возможность. Реш ить вопрос могут
только надежны е фактические аргументы.
В доказательство справедливости своей точки зрения сторонники
((ксеротермического возраста» погребенных почв в поймах приводят целый
р яд сображений.
В о-первых, у казы вается на больш ую вы держ анность почвенных гори­
зонтов в р азр езах , которую первым отметил В. II. С укачев (Сукачев,
Тю лина н Ф едорова, 1921). К ак мы уж е у к а зал и выше, это впечатление,
однако, в значительной мере каж ущ ееся, связанное с тем, что в силу дина­
мики роста пойменных сегментов в толщ е слагаю щ их их осадков фации
136
внутрипоймениой зоны седиментации всегда располагаю тся примерно па
одной и той ж е высоте, а к ним относятся и хорош о развиты е почвы.
Значит, чтобы объяснить рассматриваемое явлен и е, не требуется прибе­
гать к гипотезе изменений клим ата и оно правильность этой гипотезы
доказать не может.
Во-вторых, указы ваю т на то, что хорошо развитым я в л яе тся всегда одни
погребенный почвенный горизонт, а не ц ел ая пх серия, как этого можно
было бы, на первый взгл яд , ож идать, если бы пх образование было связано
с многократными смещениями русла по дну долины. Поэтому более есте­
ственным считается толковать погребенные почвы как образования, воз­
никшие в силу одновременных повсюду колебаний климата. Но и этот а р ­
гумент при ближ айш ем его ан ал и зе оказы вается не доказательны м. Мы
видели, что по мере роста пойменного сегмента осадконакоплепне во внут­
ренних его частях ослабевает постепенно, постепенно же нарастает и ин­
тенсивность п очвообразования. В начале в толщ е аллю вия появляю тся
поэтому отдельные тонкие гумусовы е п рослойки, отвечаю щ ие сериям
менее многоводных лет, и только позж е развитие почвы уж е более не пре­
рывается временными усилениям и темпа ак к у м у л яц и и осадка и возни­
кает возможность образования единого более мощного почвенного гори­
зонта. Последний заверш ает стадию роста сегмента и всегда венчает со­
ответствующую ей серию первичных пойменных отлож ений. Д лительность
истории пойм ограничена максимум десятью ты сячелетиями. У читывая
скорость смещения р у сл а, трудно ож идать, чтобы сколько-нибудь значи­
тельные площ ади пойм успели более чем один раз переж ить подобный цикл
развития. Значит и хорошо вы раж енны й почвенный горизонт, в пода­
вляющем больш инстве случаев, долж ен быть только один, и это вовсе по
говорит в п ользу его связи с ксеротерм ическим периодом.
В-третьих, приводятся археологические доказательства, на которые
особенно серьезное внимание обратил Б . Ф . Зем л яко в (1931). Их можно
разделить на две группы . П ервая исходит от самого ф акта наличия следов
древних поселений на затапливаем ы х н настоящ ее время участках поймы.
Отсюда делается вывод, что в новейш ее время клим ат стал влаж нее, а
паводки выше, чем тогда, когда на пойме ж и л человек и она, следовательно,
не затоплялась. Отсюда, в свою очередь, делаю т вывод о сущ ествовании
в прошлом ксеротермического периода с условиям и, благоприятны м и для
развития почвы на поймах. В торая груп па доказательств сводится к опре­
делению возраста археологических стоянок, залегаю щ их в погребенных
почвах пойм. Среди них действительно есть стоянки неолитические, судя
по стадии разви тия материальной кул ьтуры , примерно соответствующие
стоянкам П ри балтики, датируемым ксеротермическим периодом. Р а з ­
берем последовательно обе группы доказательств.
В настоящее время установлено ш ирокое распространение на зал и в ­
ных поймах рек Р усской равнины остатков временных стойбищ и более
постоянных поселений древнего ч еловека, больш инство которы х относится
к неолиту и эпохе бронзы. Много таких стоянок указан о В. А. Городцовым (1928) для долин Оки и ее притоков, П . П. Ефименко (1934) для Окп,
Дона п его притоков и т. д. П риведем данные по условиям зал еган и я двух
наиболее интересных для реш ения вопроса стоянок из числа многих,
описанных в работе В. А. Городцова (1928). П ервая из них располож ена
па песчаном возвыш ении в пойме О ки у с. Д убровичп, близ Р я за н и Е
Здесь располагалось несколько зем лян ок, вы лож енны х внутри камнем.
Возраст стоянки — неолит. Л еж и т она в настоящ ее время на уровне
около 0,6 м (14 верш ков) ниж е горизонта полых вод. В торая стоянка —
1 Это возвышение, носящее название «Черешне», толкуется В. А. Городпоным
как искусственно возведенная человеком насыпь, что, повпдимому, ошибочно.
О губское городш це на р. Протво. Здесь в и злучине старицы Протвы на
пойме располагается насы пной холм около 1 м (1,5 арш ин) высоты. Вер­
ш ина его леж ит па 0,5 м (11 верш ков) выше уровн я полых вод, но наличие
культурного слоя в основании холма п связан ны х с ним погребенных зем­
л ян о к указы вает, что первоначально люди ж и ли прямо на уровне поймы,
т. е. на 0,5 м ниж е горизонта полых вод. Эта стоянка относится к I —III
векам до наш ей эры. В. А. Городцов прям о у к азы в ал на номыслимость
предполож ения о затопляем ости поймы во время сущ ествования на ней
так и х постоянного типа поселений. Зн ачит, делал он вывод, паводки с тех
пор повы сплпсь, причем даж е за последние 2 —2,5 тыс. лет (с I — I I I века
до наш ей эры) этот подъем достиг 1 м.
Н адо ск азать, что сама постановка вопроса в такой форме каж ется не
вполне убедительной. Дело в том, что в хозяйстве человека эпох неолита
и бронзы очень значительную роль и грал и рыболовство л полуоседлое
пастбищное скотоводство. В связи с этпм речные поймы долж ны были пметь
для него значительную п ритягательн ую силу, п отдельны е груп пы людей
могли проводить на нпх большую часть года, уходя только на короткий
сезон половодья. Д ля нпх, следовательно, имело прямой смысл устраивать
на поймах постоянные пли полупостоянны е поселения, несмотря на перио­
дическое затопление. К онечно, они и зби рал и для таких поселений сравни­
тельно повышенные участки, а позж е возводили искусственны е насыпи,
к ак мы и наблю даем в действительности. Но ведь они не могли рассчитать
заранее возможную высоту половодий. Естественно поэтому, что даж е и на
избранны х ими местах они не были гаранти рован ы от наводнений в мно­
говодные годы, к а к не гаран ти рован ы от них очень многие современные
поселения в долинах рек. Д анны е В . А. Городцова о высоте горизонта полых
вод на Оке и П ротве не основаны на точных гидрологических наблюдени­
я х , но только на расспросны х сведениях, почерпнуты х у местного населе­
ния. Точной нивелирной п р и в я зк и высот стоянок к уровню рек также
не было сделано. К а к а я мож ет быть поэтому гар ан ти я, что указан­
ные им цифры глубины затоп лен и я, измеряемы е долям и метра, и в наши
дни не относятся к случаям особо вы соких, не каж ды й год повторяю­
щ ихся паводков? Д елать только на пх основании вывод об увеличении
высоты паводков в р яд ли правом ерно. В избранны х нами примерах
речь идет о поселениях с ж илищ ам и в виде зем лян ок, наименее подхо­
дящ им типом ж и лищ для затопляем ы х мест. Ч то касается большинства
остальны х случаев, когда н и к аки х следов зем лян ок не обнаруж ено, то
они тем более не могут считаться доказательством изменения высоты
половодья.
Допустим, однако, все ж е, что в некоторы х сл у ч аях повышение сред­
него у ровн я половодий действительно доказано. О бязательно ли его всегда
связы вать с клим атическим и изменениями? Сам В . А. Городцов склонен
был объяснить его к а к итог зап олн ен ия долины аллю вием. К ак увидим
далее, он был до некоторой степени п рав. И хотя этому фактору мы'не склон­
ны приписы вать реш ающего и универсального в л и ян и я на уровеннын ре­
жим рек, но с ним необходимо считаться при реш ении каж дой конкретной
задачи.
О братимся к другой груп пе археологических доказательств связи по­
гребенных почв пойм с ксеротерм ическпм периодом скандинавской схемы
Б лн тта — С ернандера. Н а это время падает, прим ерно, в пределах Во­
сточной Европы ранний неолпт, характери зую щ и й ся так называемой
гребенчатой керам икой (Ефименко, 1934, 1938). Ранненеолнтические стоян­
ки известны на поймах, и некоторы е из них располагаю тся в погребенных
почвенных гори зонтах. Н о н ар яд у с этим известно не меньшее количе­
ство гораздо более молодых ку л ьту р н ы х остатков, так ж е располагающихся
в погребенных почвах. П . П . Ефименко (1934) описывает ряд подобных
138
находок для района г. С пасска Р язан ск о го на р. Оке, которые датирую тся
от ранней бронзы до IX —X веков наш ей эры вклю чительно. Очень инте­
ресные в этом отношении археологические н аходки удалось обнаруж ить
в том же районе и автору этих строк. У словия пх зал еган и я следует
охарактеризовать подробнее.
В 3 км выше устья р. П рони и в 4,5 км на юг от западного кон ц а г. Спас­
ска Р язан ского в левой стенке русла р. Оки, подмывающего современную
пойму, вскры та кр у п н ая лин за старинного аллю вия, упом инавш аяся
уже ранее (см. фпг. 51). К р о вл я ее располагается на 3,5 м над меж ен­
ным уровнем реки. Выше залегает толщ а пойменного аллю вия до 4 м
мощности. В ниж ней части последней на 3 —3,5 м нпж е бровки бере­
га залегаю т ку л ьтурн ы е остатки. Это битые кирпичи, крупны е фосфо­
ритовые ж ел в ак и , происходящ ие пз отлож ений н пж певолж ского яруса
верхней юры, ку ски сосновой коры , ветви деревьев, п рутья и пр. К ирпичи
имеют очень хар актерн ую форму плоских прям оугольны х плит около
0,05 м толщиною, -отличаются очень неравномерны м обжигом и на изломе
обнаруживают несоверш енную зам еску глин ян ого теста. По своему об­
лику они соверш енно идентичны кирпичам , употреблявш им ся в древнем
городе С тарая Р я з а н ь , развал и н ы которого находятся в 5,5 км к северовостоку от описываемого п ун кта па правом высоком берегу О ки ниж е по
ее течению. И з под С тарой Р я за н и происходят, песохгаеняо, и ж елваки
фосфоритов, п оскольку только там на бечевнике и имеются их коренные
выходы. О бъяснить их занос вверх по реке можно только допустив, что их
доставил сюда человек. Н и остатков утвари , ни остатков орудий труда,
костей, следов кострищ или каких-либо иных признаков ж и л ья нами не
обнаружено. Беспорядочное располож ение кул ьтурн ы х остатков, р аз­
бросанных в слое толщиною около 0,3 м на довольно больш ом протяж ении
вперемежку с ветвями и сучьям и деревьев и п рутьям и , заставл яет думать,
что мы имеем здесь остатки какой-то прим итивной гати , которая долж на
была укреплять переезд через болотистую в то время лож бину заиленного
староречья на л у га, видимо, служ ивш ие сенокосами для ж ителей Старой
Рязани. Д ля нас важ но, что н аходки характерн ой формы кирпичей у к а ­
зывают довольно точно время сущ ествования этой гати. Оно не может быть
удалено от нас более чем на 800— 900 лет (X I— X II век наш ей эры). З а такой
ничтожный с геологической точки зрен и я пром еж уток времени старинная
ложбина оказал ась полностью выполненной толщ ен пойменных отложений
мощностью до 3 —3,5 м.
Выше описанного пункта но реке па п ротяж ени и около 200 м старин­
ная линза вы клинивается, причем отчетливо видно, что стратиграфиче­
ским эквивалентом ее верхней части яв л яе тся горизонт погребенной почвы,
отсутствовавший в разрезе пойменного аллю вия, покрывавш его линзу,
и появляющийся там, где ее нет. М ожно ш аг за шагом проследить, к ак
уменьшающиеся в мощности и поднимаю щ иеся выше над уровнем реки
торфянистые образования верхов линзы замещ аю тся этим почвенным го­
ризонтом. В верш ине излучины Оки, где старинные отлож ения исчезают
окончательно, а пойма несколько повы ш ается, разрез се приобретает
следующий вид (фиг. 59). С верху располагается толщ а налож енны х
пойменных отлож ений, мощностью 0 ,7 — 1,0 м (елей 1). Это слоистые
супеси, в которых чередую тся более глинистые и темные грязносеры е слабо
гумусированные прослои с плохо оформленной ореховатой отдельностью
и более песчанистые и светлоокраш енны е прослои без ясно выраж енной
отдельности. Н пж е следует серия первичного пойменного аллю вия в 3 ,6 —
3,8 м мощностью (слой 2). В енчается она погребенной почвой (2 а—б). В по­
следней выделяется гумусовы й горизонт (2а), слож енны й очень темно ок­
рашенным гумусированным суглинком , в выходе каж ущ и м ся почти черным,
а в свежем изломе серо-бурым. С углинок этот обладает резко выраженной
1.°>9
ороховатой отдельностью . Его мощность колеблется от 0 ,0 5 —0,1 м на по­
л о ги х повы ш ениях рельефа, погребенного под слоем 1, дс 0 ,1 —0,15 м
в п ониж ениях. Н и ж н яя часть погребенной почвы (26), постепенно сменяю­
щ аяся подстилающ ими породами, представлена светлокорпчневым су­
глинком с мелкой ореховато-прпзмовпдпой отдельностью , в верхней части
слабо осветленным. Д алее следуют преимущ ественно супесчаные, но до­
вольно тяж елы е по механическому составу образования (2в—д),окрашенные
л1.
ШШ1
Ш 72з
т ж *
EEi5
e u d *
Фиг. 59. Обнажение в пойме р. Оки близ г. Спаеска с обломками кирпича
в погребенной луговой почве.
1 — пески м елкозернисты е; 2 — су п еси ; 3 — су гл и н к и ; 4 — су гл и н к и тяжелые;
f — п ссч ан о-гл ш ш сты е иловатые породы ; в — су г л и н к и гум уси ров аи и ы е; 7 — г у м у ­
совы й го р и зо н т п о гр еб ен н о й почвм; s — место н а ход к и облом к ов к и рпичей.
г ж елто-буры й цвет, скрытослолстые и is массе почти не обнаруживающие
какой-либо п равильной отдельности. Т олько на 0 ,4 0 —0,45 м ниж е пх кров­
ли располагается прослой с прнзмовпдной отдельностью (2г), мощностью
в 0 ,2 —0,25 м. Общая мощность скры тослопсты х супесей около 1,7 м. На­
конец, низы пойменного аллю впя (2е) слагаю тся отлож ениями, приближаю­
щимися к выделенной нами выше ленточной фации. Здесь решительно
преобладаю т светлые буровато-ж елты е мелкие равпозерпнеты е пески, в кото­
рых проходят па расстоянии 0 ,0 5 —0,1 м д руг от д р у га тонкие прослои ко­
ричневых супесей и легких сугли нков. Л енточная фация имеет мощность
110
в 1,6— 1,7 м. Основание обрыва сложено отлож ениям и погребенной, перио­
дически заиляю щ ейся прирусловой отмели. К р о вл я отложений поднята на
1—1,5 м над уровнем реки (слой 3). С оставляю щ ие их пески с прослоями
темных иловаты х пород в ниж них частях залегаю т слоями, наклоненными
под углами 5 —20° в сторону реки.
У ж е описанные выше стратиграф ические соотнош ения указы ваю т, что
погребенная почва в данном случае, к а к и отвечающие ей торфянистые
слои верха старинной линзы , долж на рассм атриваться к а к образование
геологически очень молодое, видимо лиш ь немногим превыш аю щ ее по
возрасту ку л ьту р н ы е остатки. По счастливому стечению обстоятельств
обломки соверш енно так и х ж е кирпичей удалось пайти и в гумусовом
горизонте самой почвы, что окончательно убеж дает в правильности
этого вы вода.
В ряде п унктов нам уд авалось констатировать и еще более молодые
погребенные почвы в пойме. Т аковы , наприм ер, приведенные выше р аз­
резы у Я дрина на Суре (см. фиг. 53) и у Д митриевы х Гор на Оке (см.фиг. 14).
В обоих сл у ч аях почва оказы вается погребенной под продолжаю щ ими
и доныне н ако п л яться отлож ениям и налож енны х прирусловы х валов.
Нами было уж е приведено доказательство того, что начало формирования
последних надо отнести всего за несколько десятков лет до наш их дней.
В обрыве левобереж ной поймы р. Мокши ниж е устья р. Цны на значитель­
ном протяж ении можно наблю дать п рекрасно вы раж енную луговую почву,
прикрытую налож енны м пойменным аллю вием около 0,7 м мощности. П о­
следний об наруж ивает прекрасную слоистость, отмеченную чередованием
прослоев серо-ж елтого мелкого песка и грязн осерой, слабо гумусирОванной супеси. Подсчет дает всего 20—30 пар слоев, что, очевидно, и соответ­
ствует числу лет, потребовавш ихся для н акоп лен и я толщ и. Н а Волге
в районах К расного Я р а и Белого Я р а ниж е У л ьян о в ск а подобным же
способом и по определению возраста деревьев, частично засы панны х на­
ложенными пойменными фациями, удалось подсчитать, что погребение
почв, ныне залегаю щ их местами на глубине до 1— 1,5 м под бровкой обры­
ва, началось 30—50 лет тому н азад . Д ля подтверж дения больш ой ско­
рости
накопления
отлож ений налож енны х прирусловы х валов и
близких к ним фаций сош лемся еще на данные М. И. Дрюченко
(1938) для поймы Д непра в Д непропетровском районе. Произведенны е
им раскопки заносимой песком семилетней поросли дуба п оказали,
что стволы погребены на 1,2 м, что даст средний прирост толщи песка
в 0,2 м в год.
Приведенных фактов вполне достаточно, чтобы стало ясным, что в дей­
ствительности ни археологическим , ни каким -либо иным способом нельзя
обосновать одновозрастности всех погребенны х почв поймы, хотя на п ер­
вый взгляд они порою образую т к а к бы единый, выдерж анный горизонт.
Наоборот, погребенные почвы в разны х конкретны х разр езах оказываю тся
имеющими чрезвычайно различны й возраст, п родолж ая формироваться
буквально на наш их г л а за х . К онечно, при так и х услови ях считать пх
аналогами пограничного горизонта торф яников немыслимо. Они вообще
ие могут рассм атриваться к а к образован ия, связанны е с колебаниям и
климата в голоценовую эпоху. Ч асть пх может оказаться синхронной
послеледниковому ксеротерм ическом у периоду Б лн тта — Ссрнандера
лишь случайно.
Выше мы подчеркнули, что главны м фактором, регулирую щ им ход
осадконакоплсиия на поймах, яв л яе тся блуж дапис реки по дну долины.
Оно в большинстве случаев должно рассм атриваться н к а к причина
возникновения погребенных почв. Однако такое объяснение генезиса
последних все ж е не может считаться соверш енно универсальны м . Дело
в том, что наложенные фацпн пойменного аллю вия, хотя и в меньшем р аз­
14
витии, присутствую т и в приречной зоне у зк и х обвалованны х пойм та­
ки х отрезков долин, в пределах которы х русло практически почти не под­
верж ено смещению. Это относится, наприм ер, к долине верхней Оки, где
можно наблю дать иногда и погребенные почвы. Следовательно, нами не
учтен какой-то дополнительны й ф актор, хотя и менее мощный, но все же
достаточно эффективный в тех сл у ч аях , когда блуж дание русла не
сказы вается.
Н ам каж ется, что этот дополнительны й фактор соверш енно правильно
у к азан Р . А. Еленевским (19362), подчеркнувш им роль резкого уменьшения
площ ади лесов и сельскохозяйственного освоения земель в историческом
прош лом, к а к причины изменения количества взвеш енных наносов, по­
ступаю щ их в 'р е к и . В настоящ ее врем я можно считать твердо установлен­
ным, что не только водоразделы и древнеаллю виальны е террасы , но и пой­
мы среднерусских рек еще сравнительно недавно были покры ты почти
сплошными лесными массивами. Вторичное происхож дение подавляюще­
го больш инства поемных лугов, поводимому, не подлеж ит никакому
сомнению. Особенно убедительно оно обосновано тем же Р . А. Еленевским
(19363). Л еса и сейчас одевают поймы наш их северны х рек. Там , где они
мало тронуты человеком, они сохранились и на пойм ах более ю жных. Так,
поймы К ерж ен ц а, Б ольш ой и М алой К окш аг даж е на ежегодно затопляе­
мых у ч астках сплош ь поросли высокоствольны ми хвойными и смешанными
.лесами, среди которы х в разн ы х местах преобладает то ель, то сосна, не­
редки мощные столетние дубы, липы, много березы и т. д. Многочисленные
дубравы встречаю тся на пойме О ки, а ш ирокое распространение такпх
лесных реликтов, к а к зем лян и ка, по лугам доказы вает гораздо боль­
шую облесенность ее в прош лом. З а то ж е говорит ш ирокое распростра­
нение круп н ы х скоплений п л ав н и ка, содерж ащ его стволы больших де­
ревьев, и залеж ей лесного торфа в верхних гори зонтах старинных отложе­
ний ныне соверш енно безлесны х участков окской поймы. В степной зоне
и поныне поймы круп н ы х рек яв л яю тся единственными участками, где
имеются значительны е лесные массивы, п равда, состоящ ие преимущест­
венно из специфических пород деревьев, вроде яворов или осокорей волж­
ской поймы, но с больш ой подмесью дубов, вязов и т. п. Л есны е формации,
видимо, вообще очень типичны для пойм и недавно господствовали в пх
пределах. П равд а, пз этого еще н ел ьзя делать вывод о справедливости
концепции В. Р . В ильям са, считавш его, что лес, в том числе п на пойме,
неизбежно сам по себе, в силу одних естественных причин, долж ен усту­
пить место травянисты м сообществам. Н аоборот, всегда удается выявить,
что в его исчезновении виноват человек. Но это для нас к а к раз и важнее
всего, ибо указы вает, что исчезновение лесов на больш их площадях
есть специфическая особенность самых последних моментов голоценоной
истории, когда только и могло ск азаться его влияние на накопления
аллю вия.
Сведение леса и распаш ка зем ель, вы зы вая интенсификацию стока и
поверхностного смыва, а тем самым увел и чи вая количество взвешенных
наносов в р ек ах и увеличение высоты паводков, долж ны были, несомненно,
привести к усилению аккум ул яц и и осадков в приречной зоне пойм. Там,
где русло было неподвижным и формирование высокой обвалованной пой­
мы уж е заверш илось, это и могло быть гл авн ей причиной накопления на­
лож енны х фаций и погребения почвенного гори зонта. Но даж е в этой об­
становке мощности н овообразовавш ихся отлож ений очень невелики. Для
сегментных ж е пойм, при энергичной м играции ру сл а, последняя, несом­
ненно, долж на затуш евы вать влияние этого дополнительного фактора,
значительно уступаю щ его ей по мощности воздействия на ход осадконаь'опления.
Г л а в а VII
СТАРИЧНЫ Й АЛЛЮ ВИЙ И О ТЛ О Ж ЕН И Я ВТО РИ Ч Н Ы Х
ВОДОЕМОВ ПОЙМ
Стадии развития стариц и эволюция старинного осадконакопления
Выше было Отмечено больш ое генетическое п морфологическое разно­
образие стариц и выделено несколько их типов, начиная от брош енных
рекой круп н ы х меандров — староречин и кон чая мелкими формами, р ас­
полагающимися целыми груп пам и по днищ ам ш ироких лож бин круп н о­
гривистого рельеф а цоймы. Все эти разнообразны е формы стариц были н а­
званы нами водоемами озерного типа, а их отлож ения — озерными фациями
аллювия. Это определение, верное в своей основе, требует, однако, весьма
существенных уточнений, к а к только гл убж е начинаеш ь вникать в усло­
вия образования и строение старинного ал л ю ви я. С тарицы во мнсгом от­
личны от обычных .озер, генетически и топографически не связанны х с
поймой, отличны не только по происхож дению и морфологии заполненны х
ими понижений рельеф а, но и по гидрологическом у реж им у и истории р а зв и ­
тия. Т ак ж е точно р яд своеобразны х черт присущ и старинному аллю вию ,
который далеко не во всем подобен озерны м отлож ениям в строгом смысле
этого слова. Именно на этих своеобразны х особенностях стариц и старин­
ного аллю вия мы и сосредоточим свое внимание в настоящ ей главе, не
останавливаясь на рассмотрении условий осадконакопления н типа осад­
ков, формирую щ ихся во всех озерах вообще. П ри этом основные полож е­
ния из области лим нологии предполагаю тся известными читателю .
Не все старицы вполне подобны д р у г д ругу, не в то ж е время в их эво­
люции всегда можно подметить сходные черты, в связи с чем и строение
старинного аллю вия обнаруж и вает р яд общ их законом ерностей. П ослед­
ние особенно типично вы раж ены у отлож ений крупны х стариц, в развитии
которых можно выделить по крайн ей мере три гл авн ы х этапа пли стадии.
Старица возникает из оставленного рекой целого отрезка или из отшнуровавшегося бокового уч астк а р у сл а. В обоих сл у ч аях первое время
она не яв л яется еще вполне самостоятельны м водоемом. Очень часто это
просто боковой зал и в реки, затон, откры ты й вниз по течению и замкнутый
лишь свер х у 1. И ногда стариц а с самого н ач ал а оказы вается в низкую
воду изолированной с обоих концов, п редставляя в меж ень к а к бы обо­
собленное озеро, заполняю щ ее депрессию дна молодой лож бины круп погривистого р ел ьеф а, сухой на больш ей части ее п ротяж ен и я. Во время
паводка через нее устрем ляю тся н астолько значительны е массы полых вод,
что она фактически сливается с руслом, п ревращ аясь в его боковой рукав,
в котором устанавли вается реж им настоящ его турбулентного руслового
потока. Скорости при этом не достигаю т, конечно, так и х больш их значе­
нии, как в главном русле, но, к а к п рави л о, вполне достаточны, чтобы обе1 Затоны в узком смысле этого слова образую тся в итоге отделения песчаной ко­
сою узкого бокового участка русла при развитии свеж их форм крупногривистого рель­
ефа, как это показано на фиг. 39, 40. Мелкие формы этого рода носят название заво­
дей. Затонами часто называют такж е ранние стадии образования староречий меандрового тина, когда обрезанная рекою большая излучина занесена у ж е песчаной пере­
сыпью с верхового своего конца, но открыта еще снизу. Образование пересыпи именно
в верховом конце излучины — явление вполне закономерное, поскольку к ait раз сюда
приносится больше всего влекомых наносов в паводок течением, заворачивающим из
главного русла, и наносы эти в большей своей части отлагаются благодаря резкому
падению скоростей. Низовой конец брошенного меандра лишь постепенно отшнуровывается медленно растущ ей песчаной косой. На этой стадии находится, например,
излучина Оки против с. Дмитриевы Горы, изображ енная на фиг. 8. Однако такие ста­
роречья, в силу их больших размеров и иного генезиса, собственно говоря, не следо­
вало бы называть затонами.
143
с почить движ ение п аккум уляц и ю песчаных донных наносов. Что касается
до наносов взвеш енных, то они осаж даю тся только после спада воды, когда
стариц а превращ ается на время в стоячий водоем. Т аким образом, картина
осадконакопления на этой первой ступени формирования старицы представ­
ляет, по сути дела, дальнейш ее развитие того явл ен и я сезонного заиления,
которое часто имеет место на отдельны х уч астках прирусловы х отме­
лей, а кое-где даж е и в плесовых лож бин ах русел целого ряда рек. Но
имеются и сущ ественные особенности, делающие старинный аллювий даже
в этой начальной стадии разви тия отличным от аллю вия руслового.
В о-первых, иловаты е породы теперь не образую т уж е отдельных тон­
ких прослоев, подчиненных песчаной в своей основе толщ е. Они становятся
равноправны м и, а чащ е всего даж е господствую щ ими членами разреза.
В о-вторы х, облик иловаты х пород м еняется. Вместо иловаты х песков и
л егки х супесей главную роль начинаю т и грать супеси и су гл и н к и . Окраска
пх становится значительно темнее в силу повы ш ения содерж ания органи­
ческого вещ ества, связанного с развитием довольно обильного планктона
в водах старицы во время летнего пх застоя. П оявляю тся признаки уста­
новления резко восстановительной среды в осадке. И ловаты е породы, как
правило, оказы ваю тся сильно оглеенными, а часто издают слабый, но яв­
ственный зап ах сероводорода.
М еняется и облик песков. В них еще можно различить характерную
для русловы х фаций тонкую диагональную слоистость. Но крупность
зер н а резко падает, реш ительно преобладаю щ ими становятся тонкозер­
нистые разности. Н а р я д у с чистыми, хорошо отмытыми песками все
большое значение приобретаю т пески с более пли менее значительной
примссыо пылеватых и глинисты х частиц и даж е органического вещества.
В осстановительная среда приводит к пх оглееиию , выражаю щ емуся в ха­
рактерной зеленовато- и сизо-серой окраске, маскирую щ ей слоистость и на
влаж ном выходе делаю щ ей песчаные прослои мало заметными на фоне
темны х тонов всей толщ и в целом.
Т аковы наиболее яр к о бросаю щ иеся в гл аза призн аки ниж них гори­
зонтов круп н ы х линз старинного аллю вия больш их рек-. В разрезах, осо­
бенно в местах вы клинивания линзы , эти ниж ние горизонты часто оказы­
ваются довольно тесно связанны м и с подстилающ ими их отложепнямп
периодически запляю щ ихся прирусловы х отмелей, так что установить ниж­
нюю гран и цу старинного аллю вия удается только с точностью до 1—0,5 м.
Б олес резко гран и ца намечается в средних ч астях линзы , где она налегает
на пристреж невы е фации, к а к п равило, лиш енные иловаты х прослоев.
Н а первой стадии разви ти я старицы , к а к мы видели, весьма резко от­
личаю тся от обычных озер. Но рано пли поздно старица обособляется от
русла реки более четко и оказы вается леж ащ ей далеко от него в глубине
поймы. Том самым начинается н овая стадия ее разви ти я, которую можно
уж е н азвать с известным правом собственно озерной. Но даж е в этот пе­
риод своей ж изни старицы , за редкими исклю чениями, не только не те­
ряю т полностью своей гидрологической связи с рекой, но, наоборот, эта
связь п р о явл яется в очень четких формах, об условли вая ряд весьма спе­
цифических черт реж им а и хода осадконакоп лени я. Б старицу продолжают
проникать периодически полые воды, а во время разл и ва ее водное зер­
кало сливается воедино с поверхностью сплошного покрова воды, дви­
ж ущ егося по пойме, повинуясь общему у кл он у дна долины. В итоге уровни
поды оказы ваю тся подверж енны ми весьма крупным сезонным колебаниям.
Временами возникаю т продольны е течения, достаточно заметные, чтобы
влиять на накопление осадка, идущ его к тому же довольно быстро в связи
с приносом больш ого количества взвеш енных наносов.
Гидрохимия старицы и теперь регули руется по преимуществу прито­
ном вод пз реки и аллю виального грунтового горизонта поймы, отлнчаю141
щихся, к а к п равило, слабой м инерализацией по сравнению с подземными
водами меж дуречны х пространств и т. д. Т аковы вкратце те причины,
которые приводят к целому ряд у сущ ественных отличий от нормальны х
озерных отлож ений в облике отлож ений, формирую щ ихся в эту озерную
стадию р азви тия старицы и являю щ ихся наиболее типичными фациями
старинного аллю вия.
Чащ е всего среди них реш ительно преобладаю т темные, богаты е орга­
ническим веществом иловаты е породы, по механическому составу пред­
ставляющие собой по преимущ еству супеси и суглинки. П рослои песков,
также обычно и ловаты х, гораздо реж е чистых, но всегда м елкозернисты х
или тонкозернисты х, встречаю тся, к а к п равило, во всей толще, но никогда
Фиг. 60. «Узловатая» слоистость на выходе старичного аллювпя в обна­
жении III надпойменной террасы р. В олги у с. Красный Яр, ниже
г. Ульяновска.
не достигают мощности более трех-пяти сантиметров. Они уж е не обнаруж и ­
вают типичной для руслового аллю вия диагональной слоистости, зам еняю ­
щейся тонколинзовидной, почти гори зонтальн ой . П рослойки песков и
легких иловаты х супесей д елят толщ у на пласты толщ иной по 0 ,0 5 —0,5 м,
обычно имеющие несколько неровную пологоволнистую пли бугристую
поверхность. В разрезе видно, что в ядре отдельны х волн или б}ггров о к а ­
зываются утолщ енными, а иногда и изогнуты ми песчаные прослои. Н а ­
блюдения показы ваю т, что подобные пологие волны и бугры нередко имею т­
ся на поверхности покры ты х свеж ей илистой коркой и только что обна­
жившихся от воды отмелей по берегам стариц и тихо текущ и х протоков
реки. Видимо, они яв л яю тся результатом воздействия придонны х струй
воды на полуж идкий ил, осевш ий н а дно, когда при спаде п аводка тече­
ние в старице еще заметно. Н есмотря на свои малые скорости, оно все ж е
создает слабую поперечную ц и ркуляц и ю , присущ ую любому водному
потоку. П реж де чем окончательно улечься на дне, выпавш ие из взвеси
частицы и ла уподобляю тся на некоторое время влекомым наносам реки
10 Т р у д ы И Г П , в ы п . 135
145
и сгруж иваю тся в пологие волны, затем частично расплывающиеся и
сглаж иваю щ иеся.
К роме такой пологой волнистости, для старинного аллю вия типичны
различны е формы прихотливо изогнутой слоистости. Наблюдающиеся
в ряде случаев резкие н аруш ени я типа н еправильной мелкой складчато­
сти, несомненно, следует связать с явл ен и ям и подводного оплывания и
о п олзан ия осадка по сравнительно круты м боковым скатам старпчнон лож­
бины, унаследованны м ею от рельеф а дна русл а. Но кроме того, очень
больш им распространением п ользуется неправильно волнистая разновид­
ность тонкой слоистости, н азв ан н ая нами узловатой слоистостью (фиг. 60).
П ри этом слои и ловаты х пород оказы ваю тся к а к бы собранными в много­
численны е морщ ины, иногда к а к бы скручены по их гребням в своего рода
у зл ы . В нимательное наблюдение показы вает, что в яд ре морщ ин и узлов
м
40,
ЗЪ-
■ го]
10
0
Фиг. 61. Зарисовки узловатой слоистости старичиого аллю­
вия. Обнажение III («рнсской») надпойменной террасы
р. Волги под с. Красный Я р, ниж е г. Ульяновска.
1 — р а зр ез: а — тяж ел ы й , б — ср е д н и й , е — л е гк и й иловаты й с у гл и ­
н о к , г — иловаты й п есок ; О — растительны е остатк и (др евесн ы е суч ь я).
1J— то и;е в к о со м с р е зе н а п о в е р х н о с т и вы хода.
обычно располагаю тся веточки, п рути ки и полуобугленны е обломки дре­
весины, в о к р у г которы х намыт в виде н еправильного гнезда относительно
грубы й иловато-песчаны й м атери ал, а тонкие слои сугли нков н супесей
облекаю т эти у з л ы » сверху и с боков (фиг. 61).
Обилие остатков п лавн и ка, принесенного течением, и различны х аллохтонных растительны х остатков вроде обры вков стеблей камы ш а, листьев
деревьев и т. п. вообще я в л я е тся очень характерн ы м для старинных отло­
жений; нередко среди них встречаю тся прослои с многочисленными полу­
истлевш ими, а порою н хорош о сохранивш им ися крупны м и сучьями
и целыми стволами деревьев. Н а р я д у с этим встречается такж е много и
автохтонны х органических остатков. В ниж них ч астях старинных выполне­
ний очень обычны крупны е гнезда п линзы , переполненны е раковинами
моллю сков. Среди последних отсутствую т типично речные формы. Больше
всего распространены Anodonta, иногда Dreissensia, порою в большом ко­
личестве попадаю тся крупны е Lunnaea. В более высоких горизонтах мол­
лю сков становится гораздо меньш е. Зато очень часто начинаю т попадаться
панцы ри ж у к о в и другие остатки насекомы х н м елких ракообразных.
Одновременно, к а к п равило, растет содерж ание органического вещества,
усиливается зап ах сероводорода, издаваемого породой, появляю тся пятна
виви ан ита, ж елтовато-белые выцветы, невидимому принадлеж ащ ие фос­
фатам типа бераунита или пицита. П орою содерж ание сапропелитового
вещ ества настолько возрастает в породе, что она приобретает излом, при­
ближ аю щ ийся v раковистом у, но н астоящ их санропелитов, которые можно
было бы поставить в один ряд с чисто органогенны ми озерными гпттпямн,
ш
мне не удалось наблю дать ни в одном разрезе современной поймы. Сильно
битуминозные темные и л егки е по весу м ергели, встреченные в некоторых
обнажениях по р. Оке (см. фиг. 14), все ж е содерж ат более 50% нера­
створимого остатка.
И так, для всей озерной стадии разви тия стариц, к а к п равило, х а р а к ­
терно преобладание н акоп лен и я песчано-глинистого в н ачале, алевритово­
глинистого в конце, но всегда в основе своей обломочного м атери ал а. Т ек­
стура образую щ ихся при этом пород в той или иной степени соответствует
временно устанавливаю щ ем уся реж им у медленного продольного течения
воды, что о траж ается в волнистости плоскостей н ап ластован и я, у зл о ­
ватой тонкой слоистости и присутствии больш ого количества п л ав н и ка.
Типично озерны е фации чистых сапропелитов, тон кая гори зон тальн ая
слоистость и соверш енная сланцеватость пород, п р ав и л ьн ая периодиче­
ская сезонная смена тон ки х прослоек разного состава и т. п. х а р а к ­
терные для н астоящ их озерны х отлож ений п ри зн аки , не свойственны
старинному аллю вию . Это не значит, что н ел ьзя совершенно рассчи­
тывать встретить их среди современных и ли древних старинных отло­
жений. QnbiT говорит иное. Н апри м ер, всем известны е классические
межледниковые озерны е отлож ения в разрезе у Л и х ви н а (М осквитин,
1931), судя по услови ям их зал еган и я и соотношению с выходящ ими
рядом древними русловы ми ф ациями ал л ю вп я, несомненно, явл яю тся
осадками реликтового водоема речной поймы, возможно лиш ь несколь­
ко осложненного карстовы м и явл ен и ям и . Но в них присутствую т
такие типичные озерны е фации, к а к листоваты е мергели с остаткам и рыб.
Развитие реликтовы х водоемов такого рода протекало, повидимому,
в несколько своеобразной обстановке относительной и зол яц и и от влияни я
реки. Это возможно для стариц, особенно для круп н ы х староречий, рас­
полагающихся на больш ом удалении от действующ его меженного русл а, на
старых у ч астках пойм, более не посещ аемых рекой в ходе ее блуж дания
по дну долины, и ли ж е представляю щ их собой не успевш ие сгладиться сле­
ды пойменного ландш аф та в п ределах д ревнеаллю ви альны х надпойменны х
террас. Т акого рода древние старицы , заполненны е и до сих пор водой, мож­
но в довольно больш ом количестве наблю дать на поверхности не зал и вае­
мых уже в паводок ниж ни х надпойменны х террас О ки, В олги п ряда дру­
гих рек. По левобереж ью О ки к ним отн осятся, наприм ер, озера Больш ое
Моцкое и Виш а (между М уромом и П авловы м ), н а ниж ней В олге озеро
Песчаное и проток Б ер езо в к а близ низовий р. М алый И ргп з, так назы ­
ваемая «река» С азанлей близ г. Б ал а к о в о , больш ая груп п а озер по левому
берегу сейчас ж е н иж е у стья р. Больш ой И рги з к ю го-востоку от сел. В ол­
хове и Георгиевское и т. д. Но все эти водоемы, возникш ие к а к старицы ,
ныне в своем разви тии у ж е соверш енно не зави сят или зависят в очень
слабой степени от реки. Тем самым и образую щ иеся в них осадки уж е нель­
зя относить к старинному аллю вию . Они яв л яю тся настоящ ими озерными
отложениями, не имеющими отнош ения к тому п арагенезису аллю виаль­
ных образований, которы й свойственен современному дну долины — руслу
и живой, продолж аю щ ей форм ироваться пойме. С этой точки зрения уп о­
мянутые нами озера не яв л яю тся у ж е и старицам и в строгом смысле слова,
но лишь бывшими старицам и.
Если исклю чить указан н ы е выше случаи полностью и золирован н ы х от
влияния реки древних староречий, то и заклю чительны е стадии разви ти я
реликтовых водоемов поймы заметно отличаю тся от последних этапов ж пзни обычных озер. Если можно так вы разиться, сущ ествует несколько форм
смерти стариц. П ервая форма — это внезапны й проры в меженного русла
вдоль старинной лож бины , когда речная эрозия ун ичтож ает обычно и
большую часть успевш его накоп и ться старинного ал л ю ви я. В торая, близ­
кая к ней форма — сравнительно быстрый занос старинной ложбпны
г. Спасена.
р. ТТрошт близ
устья
пыто
р. Опп
п пойме
аллюпип
старинного
лппаы
залсгаптю
Фиг. 02. Зарпсопка, иллюстрирующая
печ ками руслового типа, под которыми по­
гребаю тся старинные отлож ения. С обои­
ми случаям и мы уж е достаточно познако­
мились в главе I I , где были приведены п
разрезы , их иллю стрирую щ ие (см. фиг. 14).
Т еперь нам следует подробно остановиться
на третьей, наиболее интересной для нас
форме отм ирания стариц — постепенном
выполнении их осадками.
П роцесс заполнения старинной ложби­
ны не всегда протекает вполне одинако­
во. Очень распространенны й его вариант
начинается с постепенного превращения
озерного водоема в болото. П ри этом на
рек ах более северны х обычно формируют­
ся пловато-болотны е почвы или же пой­
менные торф яники, на реках ю жных ило­
вато-болотные, а иногда даж е солончаковатые почвы, реж е камышовый и осоковокамыш евый торф.
Заторф овы вание стариц может происхо­
дить в несколько различной обстановке.
Во внутренних ч астях массива поймы,
где в си лу удаленности меженного русла
принос взвеш енны х наносов полымп вода­
ми сравнительно невелик, старицы обыч­
но очень медленно вы полняю тся осадка­
ми. Постепенно м елея, они ш аг за шагом
начинаю т зарастать сн ачала камышами,
затем осоками, накснец кустарниковыми и
древесными породами. Соответственно н в
разрезе постепенно сменяют д руг друга
торфянисты е сугли нки и глинистый торф—
камы ш евы й, осоковы й, наконец автохтон­
ный лесной. К этому типу относятся, вла­
стности, ш ироко распространенны е у нас в
средней полосе Р усской равнины поймен­
ные ольховы е топи.
Н есколько иначе дело обстоит тогда,
когда стариц а леж и т относительно близко
к русл у, или ж е последнее в ходе боково­
го смещения по дну долины постепенно
п рибли ж ается к [ней, так что к концу
озерной стадии разви ти я в половодье воз­
никает относительно мощный ток полых
вод вдоль лож бины заиляю щ егося озера.
В случае залесенностн поймы и бассейна
реки в целом в старицу приносится масса
круп н ы х и м елких растительны х остат­
ков — сучьев, листвы и т. п. — за счет
подхваты ваемого водой валеж н и ка в пре­
д елах самой поймы и п лавн и ка, захвачен­
ного рекой выше по течению. Старица
буквальн о переполняется всем этим мате­
риалом , образую щ им толщ у аллохтонного
слоистого лесного торфа или сходных слон-
сгых торфянистых суглинков, которая безо всякого перехода, но резкой
границе лож ится п рян о на отлож ения озерной стадии. П рекрасны м при­
мером подобного рода могут служ и ть многие разрезы по р. Оке. В связи
с большим пх своеобразием и резким отличием от норм альной д ля серии
озерных отложений смены пород по верти кали , один из них мы опишем
более подробно,
В уже упоминавш емся однаж ды пункте левого берега р. О ки, несколько
выше устья р. П ронп, в стенке русл а на протяж ении до 300 м вскры та к р у п ­
ная старинная лин за, погребенная под пойменным аллю вием (фиг. 62).
М.
Фиг. 63. Обнажение средней части линзы старинного аллю­
вия (см. фиг. 62) в пойме р. Оки близ г. Спасена.
-т— п есок ;
2 — суп есь ;
3 — суглинок,
4 — с у гл и н о к
тяж елы й;
5 — су гл и н о к огл еен н ы й ; 6 — иловаты е песчано-глинисты е породы ,
богаты е о р ган и ч еск и м вещ еством ; 7 — торф ; s ■— п лавник (стволы и
с у ч ь я и м ел к и е растительны е о ст атк и ); 9 — обл ом к и кирпичей.
В средней ее части зап и сан следую щ ий разрез (фиг. 63). В самом низу об­
нажается толщ а старинного аллю вия (слой 4), п одразделяю щ аяся на два
горизонта. Н а 0,5 м над меженным уровнем воды обнаж аю тся отлож ения
озерной стадии р азви ти я старицы (46). Это темный, во влаж ном состоянии
зеленовато-черный, в сухом зеленовато-серы й неяснослоистый сугли нок,
богатый органическим веществом и содерж ащ ий синие выцветы и п ятн а
вивианита. В нем послойно распределены довольно многочисленны е расти­
тельные остатки, главны м образом обломки коры , веточки и сучья деревьев
до 0,1 м в диаметре. Местами много раковин Anodonta, P isid iu m . Выше рас­
полагается слой в 1,2 м мощности, соответствую щ ий фазе превращ ения
старицы в болото (4а). Он слож ен в разны х местах несколько различно.
В центре линзы он начинается суглинкам и с Anodonta, сходными со слоем
149
46, но содерж ащ ими многочисленные стволы деревьев до 0,7 м в диаметре,
н аходящ иеся в леж ачем полож ении. Выше располагается чередование мно­
гочисленны х прослоев темносерых оглеенных суглинков и сплошного
растительного детритуса лиш ь с небольш ой примесью глинистого вещества.
Н есколько ближ е к периферии линзы базальн ы й горизонт крупного плав­
н ика сохраняется, но вся толщ а слоя переходит в тонко горизонтальнослоистый лесной торф, в котором встречаю тся лиш ь тоненькие суглини­
стые прослойки не более 0,001 м толщ иной. Этот торф в значительной мере
состоит из аллохтонного
м атери ала — нанесенны х
водой
сучьев
деревьев, коры , а в некоторы х прослоях почти сплош ь из листьев де­
ревьев. М естами попадаю тся и целые стволы деревьев в 0 ,2 —0,5 м толщи­
ной. Состав торф а, по данным ан ал и за, произведенного в лаборатории
Ц ентральн ой торф яной опытной станции М3 РС Ф С Р, виден из табл. 7
(ботанический
состав определен по найденны м макроскопическим
растительны м остаткам без учета самого мелкого детритуса).
Таблица
7
Соетав сл ои стого л есн ого тор ф а из старичной линзы
И з какой
части сл о я
в зя т образец
Зольность
абс. с у х о й
м а сс ы , в %
С т еп ен ь р а з л о ­
ж ен и я, в %
Верх слоя
65,30
25
(заилен)
Травяные
(вахта и др.)
Гипнум
Древесина
45
25
30
20
(заилен)
Травяные
(вахта и д р .)
Гипнум
Древесина
55
5
40
25
(заилен)
Травяные
(вахта и др .)
Гипнум
Древесина
60
10
30
Середина слоя
53,74
■
Низ слоя
I
67,12
Б о т а н и ч е ск и й с о с т а в , в %
Н адо ск азать, что в силу самой методики ан ал и за, содерж ание дре­
весных остатков в торфе (особенно листвы) заниж ено даж е в расчете на
среднюю пробу, не говоря у ж е об отдельны х п росл ой ках. Но и при этом
дефекте таблица дает ясное представление об обстановке лесного'болота,
временами покры вавш егося полыми водами, приносивш ими с собой плав­
н ик и осаж давш ими его вместе с суглинисты м н аи лком . П ревращ ение озера
в болото в значительной мере было связано именно с этим процессом за­
полнения его заносны м материалом и лиш ь во вторую очередь с зараста­
нием болотными растениям и.
Выше торфянистого горизонта залегает толщ а, переходная от старинно­
го аллю вия к пойменному и о б разовавш аяся, видимо, во время еще боль­
шего усиления п ритока полы х вод и поступления взвеш енных наносов
(слой 3 на фиг. 63). В основании ее располагается горизонт крупного плав­
н и к а со стволами и сучьям и до 0,3 м в диаметре. Он вклю чен в темносерый
сугли нок с пятнам и вивианита, ж елтовато-белы х фосфатов и редкими лин­
зовидными скоплениям и ракови н P is id iu m , P a lu d in a (V iv ip a ra ), редко Атюdonta. Выше раковины м оллю сков становятся редкими и, наконец, исче­
150
зают. Растительны е остатки в этой части слоя довольно многочисленны и
рассеяны более или менее равномерно. Это кусочки коры , древесины,
обломки ветвей деревьев и п рутики, ориентированны е горизонтально,
однако ясной слоистости незаметно, ибо она сильно м аски рован а процес­
сами оглеения. П орода представляет собой суглинок, окраш енны й в гр я з­
ный зеленовато-серый цвет, с неправильной крупноглы бистой отдельно­
стью; суглинок испещ рен на выходе мелкими рж авы м и пятнам и, особен­
но в верхней части, где встречаю тся так ж е многочисленные мелкие
округлые п ятн а ж елтовато-белы х фосфатов, обнаруж иваю щ ие на изломе
скорлуповатую струк туру, п бобовины бурого ж ел езн я ка. В ниж ней по­
ловине много панцы рей ж у к о в, встречаю тся раковины крупны х улиток
(Cepaea cf. hortensis L .). В ерхние 0 ,5 —0,7 м местами сильно обогащены
стволами и сучьями деревьев, об разуя порою настоящ ий горизонт п лавни ­
ка. Общая мощность этой переходной толщ и около 1,8 м.
Н аконец, верх р азр е за образован собственно пойменным аллю вием,
в котором, если исклю чить тонкую п окры ш ку молодого песчанистого
наилка n ’OjOl—0,03 м мощностью (слой 1), можно выделить три подгоризонта (2а, 26 и 2в), образую щ их толщ у в 2,6 м. Н и ж н и й подгоризонт лег­
ких оглеенных сугли нков (слой 2в) в 1,2 м толщиной содерж ит описанные
выше культурны е остатки времен г. С тарой Р я зан и . Н ад ним располагается
слой линзовидно-слоисты х сугли нков (26) в 1,2— 1,5 м, а далее сходные
суглинки, но прослоям и слабо гумусированны е и приобретаю щ ие мелкоореховатую отдельность (2а), которы е, вместе со слабо вы раж енной
почвой, имеют 1,3— 1,5 м мощности.
Обилие аллохтонны х растительны х остатков и отсутствие чистых орга­
ногенных илов и торфов указы вает, что главную роль в отмирании старин­
ного водоема в данном случае и грало выполнение его приносимым
материалом, а не естественный процесс зарастан и я и автохтонного торфообразования, к а к это типично д ля озер, не связан ны х с поймой. Это и есть
наиболее типичный для стариц случай . С некоторы ми вари ан там и чисто
местного п второстепенного х ар ак тер а он п овторяется во всех р азр е зах ,
наблюдавшихся нами на современных пойм ах О ки, В олги , М окши, Цны,
Суры, С вияги, М осквы и д руги х рек, часть из которы х приведена была
выше в форме зари совок и схем (см. фиг. 14, 15, 54). Гораздо реж е встре­
чается другой вариант, когда основную роль в заполнении старицы играет
местный органогенны й м атери ал. Ч ащ е всего такие условия возникаю т
во внутренних ч астях ш ироких пойм рек, несущ их мало взвеш енных н ан о­
сов, что обусловливает пониж енную интенсивность ак к у м у л яц и и на пойме
в целом и относительную редукцию покровны х горизонтов ал л ю ви аль­
ной серии.
О причинах различий в степени развития старинных фации
в аллювии равнинных рек
Старинные фацни играю т далеко не одинаковую роль в строении аллю ­
вия разных равнинны х рек. П ричины этих различий, однако, не столь
ясны, как в случае руслового или пойменного аллю впя. Е сли для этих по­
следних выше удалось установить соверш енно определенную св я зь с ре­
жимом расходов, уровней и наносов м атеринской реки, то аналогичны е
связи для старинного аллю вия оказы ваю тся гораздо менее четко вы раж ен ­
ными, хотя они и не отсутствую т вовсе.
Так, реки озерного питани я, в меньшей мере небольш ие реки болотистых
н лесистых районов, хотя и образую т нередко многочисленны е старицы , но
заполнение последних осадкам и идет относительно медленно в силу ср ав ­
нительно малой мутности полы х вод. В этих усл о в и ях старицы длительное
время сохраняю т облик озерны х водоемов и часто зан осятся песчаными
151
отлож ениям и руслового типа в силу проры ва реки в новом направлении,
не будучи еще целиком заполненны ми осадкам и. В итоге линзы старинного
аллю вия оказы ваю тся меньш ими по мощ ности, чем на р ек ах типа Окп или
В олги, и в своем строении не обнаруж иваю т часто всей гаммы слоев, со­
ответствую щ их полному ц и к л у разви ти я, описанному выше.
По несколько иной причине старинные отлож ения довольно сильно
редуцированы в аллю вии типичны х степных рек с мощным пойменным
и недоразвиты м русловы м горизонтом . Н а примере реки Больш ого Ир­
гиза мы п о казал и , что в этом случае, при достиж ении поймой полного ее
р азви ти я, русло оказы вается настолько глубоким , что его меандры по
типу своей эволю ции начинаю т п риб ли ж аться к меандрам врезанным. За­
медляется их рост, затруд н яется проры в ш еек и ум еньш ается вероятность
возникновения стариц. Д овольно часто встречаю щ иеся в ниж ней части
ал л ю ви я так и х рек иловаты е прослои в больш инстве своем связан ы с се­
зонным заилением плесов и реж е п редставляю т линзы настоящ их старин­
ны х выполнений.
Старинные фации явл яю тся наиболее частым членом аллю виальной сви­
ты в долинах рек с обычным для наш ей Р усской равнины типом режима —
с резко вы раж енны м и сезонными паводкам и сравнительно больш ой длитель­
ности, средними значениям и мутности полы х вод и умеренной скоростью
н ар астан и я высоты поймы за счет отлож ения .пойменного аллю вия.
Т аким образом, нам ечается, видимо, некоторое законом ерное раз­
личие по степени разви тия старинных фаций меж ду аллю вием рек с раз­
ным режимом. Однако эта связь вы раж ен а довольно слабо: непосредствен­
ной причиной рассматриваемы х разли чи й яв л яется при этом не столько
реж им уровней н расходов, сколько форма и скорость м играции русла
по дну долины п св язан н ая с ними вероятность возникновения многочислен­
ных п длительно сущ ествую щ их релпктовы х водоемов. Е сли ж е ограни­
читься только наиболее типичными случаям и, то для подавляю щ его боль­
ш инства равнинны х рек эта вторая причина окаж ется, повпдимому, глав­
ной, если не единственной.
Е сли просто внимательно вглядеться в достаточно подробную топогра­
фическую к а р т у любой долины равнинной реки, то станет очевидным,
в к ак и х усл о ви ях старинные фации долж ны пметь больш ое развитие. Наи­
более многочисленные п прихотливы е меандры , наибольш ее количество
п ротоков и боковых рукаво в , а вместе с тем и стариц, всегда оказывается
приуроченны м к наиболее ш ироким отрезкам долины . Эта простая и яс­
н ая законом ерность настолько очевидна и общ еизвестна, что не требует
специального фактического обоснования.
Д ля нас особенно важ н о, что при этом в первом п риближ ении почти без­
различен генезис расш и рен ия долины . В озникло ли оно в силу работы са­
мой реки, яв л яе тся ли унаследованной ею формой рельефа или тектони­
ческим новообразованием — влияни е на м играцию русл а будет при про­
чих равны х усл о ви ях п ринципиально одним и тем ж е, п оскольку сведется,
в первую очередь, к исчезновению препятствий д л я резкого изменения ре­
кой н ап р авл ен и я своего течения. И это полож ение настолько очевидно,
что вр яд ли требует специальны х доказательств. А пз него вытекает, что
степень р азви тия старинных фаций сама по себе, без дополнительных дан­
ных, не может служ и ть достаточным основанием для вполне определенных
и однозначных выводов палеогеограф ического, полеоклиматологического
и ли тектонического х арактера, скаж ем, об эпейрогеническом опускании
района во время отлож ения аллю виальн ой свиты, богатой линзами
старинного аллю вия.
И так, насколько можно судить, в у зк и х речных долинах с малоподвиж­
ным руслом обстановка для возникновения стариц наименее благоприятна,
а следовательно, п старинные фации играю т небольш ое значение в строе152
формирующейся аллю виальной свиты. Н аоборот, там, где долина'
достаточно ш ирока и м играция р у сл а п ротекает беспрепятственно, возни­
кают многочисленные старицы , и старинный аллю вий становится сущест­
венной составной частью аллю виальной свиты. Т ак можно сформ улиро­
вать наш вывод.
Из этого, однако, вовсе не вы текает, что роль старинных фаций в строе­
нии аллю вия долж на неограниченно возрастать пропорционально увеличе­
нию ш ирины долины . Н а деле, видимо, имеется известный предел, выше
которого их относительное значение подняться не мож ет, по край н ей мере
в обычной обстановке. Б л аго д ар я этому старинные фации всегда долж ны
оставаться подчиненными составными элементами в составе ниж него го­
ризонта аллю виальной свиты н не могут оттеснить русловой аллю вий на
второй п лан.
Вспомним, что для каж дой реки, в строгом соответствии с ее размерами
п режимом, сущ ествует п редельн ая величина ам плитуды свободно разви ­
вающегося м еандра или, что то ж е, п редельн ая ш и рина меандрового пояса
(см. ГЛ..ДП). Т олько в гр ан и ц ах определяемой ею полосы практически и
протекает м и грац и я р у сл а, даж е если общ ая ш ирина долины по каким-либо
причинам и значительно ее превы ш ает. Эта законом ерность соверш енно
ясно вы рисовы вается просто при внимательном изучении топографических
карт. Х орош им примером может служ и ть ниж нее течение р. М окши, в ч а­
стности о трезок ее н иж е устья р. Цны , часть которого и зображ ен а была
нами выше на фиг. 12 (см. гл. II ). Здесь, при общей ш ирине пойменной до­
лины от 5 до 8 км, современный меандровы й пояс не превы ш ает 1,5 км .
Только в его гр ан и ц ах идет ак ти в н ая перестройка поймы мигрирую щ им
руслом, а остальны е части ее массива п редставляю т собой зону, в пре­
делы которой р ек а не заход и л а у ж е весьма давно и где разбросаны лиш ь
старицы, находящ иеся на разн ы х стадиях отм ирания. Т а к ж е точно пой­
менная долина О ки между устьям и рек П ары и П ры имеет ш ирину 12—
16 км, а современный меандровы й пояс занимает в ее пределах лиш ь по­
лосу в 3 —4 км ш ириной. А налогичны е соотнош ения действительны и для
рек с хорошо развитой ф уркацией. Т ак , пойма В олги в районе с. Ундоры
(выше У л ь ян о в ск а) образует расш ирение до 21,5 км в поперечнике, совре­
менная ж е зона ф уркацнн реки (экви валентн ая меандровому поясу)
не превыш ает 5—9 км.
З а пределы активного, функционирую щ его меандрового пояса, река,
конечно, может проры ваться время от времени. Но это не означает его рас­
ш ирения, а лиш ь смещение всего п ояса в целом и отмирание старой, бро­
шенной зоны м еан дри рован ия. В нутри ж е меандрового пояса скорость
перемещения русла из стороны в сторону при этом не возрастает. Н е воз­
растает, следовательно, и число вновь возникаю щ их стариц, п риходящ их­
ся на единицу площ ади поверхности поймы.
Отсюда вы текает, что при расш ирении долины сверх нормальной д л я
данной реки ш ирины меандрового п ояса роль старинных фаций в строении
формирующейся аллю виальн ой свиты уж е не может более н арастать в той
же пропорции, что и до этого. Мало того, возникаю т обстоятельства, кото­
рые неизбежно долж ны торм озить это н арастание и в конце концов дол­
жны его приостановить. Дело в том, что при очень большой ш ирине долины
требуется значительно меньш ий подъем у ровн я воды, чтобы обеспечить уве­
личение площ ади поперечного сечения потока, достаточное д л я беспре­
пятственного п ропуска паводковы х расходов. В силу этого уменьш ается
высота половодья, уменьш аю тся глубины затопления поймы, следователь­
но падает и скорость движ ения полы х вод по поверхности последней. Ме­
жду тем именно токи полы х вод, покры ваю щ их пойму, яв л яю тся основным
фактором при проры ве реки по новому направлению . Б оковой подмыв по­
тока, текущ его в меженном русле, к а к бы мощен этот поток ни был, сам
hiiii
15 М
по себе может привести только к смещению русл а в сторону, но не к про­
ры ву. Отсюда вытекает неизбеж ность падения интенсивности процесса
«скачкообразного» смещения русл а при крайнем расш ирении долины,
а тем самым и невозмож ность дальнейш его увеличения числа образую­
щ ихся стариц.
Намеченные выше формы зависимости меж ду степенью развития ста­
ринных фаций ал л ю ви я, реж имом реки, морфологией долины и блужда­
нием ру сл а не могут считаться п ока достаточно обоснованными, и настаи­
вать на их полной справедливости было бы поспешным. Однако они пред­
ставляю тся в настоящ ее время наиболее вероятны ми, исходя из всего,
что известно о динам ике разви ти я речной долины и н акоп лен и я аллювия.
В ы двигая их в п орядке рабочей гипотезы , я стремился этим лиш ь помочь
правильном у ан ал и зу яв л ен и я при последую щ их исследован и ях, имея
в виду, что обычно именно отмеченные выше его стороны легче всего
ускользаю т от внимания геологов, хотя имеют первостепенное значение
д л я верного 'его понимания.
Отложения вторичных водоемов поймы н их роль в отроении
аллювиальных свит
К роме стариц, явл яю щ и хся водоемами реликтовы м и, к а к было уж е ска­
зано, на пойме встречаю тся водоемы вторичные, отлож ен и я которы х сле­
дует рассм атривать к а к фацию пойменного ал л ю ви я. Эти вторичные во­
доемы в долйнах равнинны х рек никогда не достигаю т такого крупного раз­
м ера, к а к старицы . Б ольш инство из них представляет небольш ие лужи
и ли временно наполняю щ иеся водой болотца на днищ ах м еж гривны х лож­
бин, имеющие всего по н еск ольку метров и ли один-полтора д есятка метров
в длину даж е на поймах круп н ы х рек. В о зн и кая в результате застаивания
вод на поверхности у ж е успевш его сформ ироваться водонепроницаемого
суглинистого покрова поймы или в силу подъема зе р к а л а грунтовы х вод
по мере ее расш и рен ия, эти водоемы отличаю тся более коротким циклом
р азви тия и иным полож ением образую щ ихся в них осадков в общем разрезе
аллю виальной свиты. И х отлож ения в виде небольш их лин з подчинены
пойменному аллю вию и нередко подстилаю тся типично пойменными фа­
циями, никогда не связы ваясь переходами с русловы м аллю вием.
Выпадение стадии затон а, выделенной нами для стариц, и свойственных
ей ф аций, я в л я е т ся , таким образом, первой отличительной чертой разви­
ти я вторичных водоемов. К роме того, многие из них зарож даю тся вначале
к а к слабо заболоченны е участки лож бин и лиш ь постепенно, по мере ухуд­
ш ения дрен аж а поймы, превращ аю тся в озерки. П оэтому иногда в разрезах
встречаю тся даж е случаи обращ енной последовательности отлож ений, ког­
д а в основании располагаю тся иловато- или торфяно-болотные образова­
н ия, лиш ь выше сменяющ иеся породами в той или иной мере озерного об­
л и к а . Сама озерн ая стадия всегда оказы вается недоразвитой, и ее отложе­
ния представлены малотипичными и маломощ ными разностям и, сходивши
скорее с осадками стадии ум ирания стариц, чем с типичными старинными
фациями в собственном смысле этого слова. Они относительно бедны орга­
ническим веществом, по текстуре более напоминаю т оглеенные разновидно­
сти пойменного ал л ю ви я, не содерж ат больш ого количества плавника,
среди раковин моллю сков в них отсутствую т такие формы, к а к Anadonla,
крупны е P a 'u d in a и т. п. и чащ е всего встречаю тся сравнительно мелкие
Lim naea, а такж е многочисленные наземные виды. Н ередко озерн ая стадия
почти вовсе редуцирована, и тогда эти образован ия уж е почти ничем не
отличаю тся от небольш их торф яников, очень часто попадаю щ ихся в вер­
х ах покровного горизонта поймы и отвечаю щ их стадии внутрипойменной
зоны осадконакоп лени я.
154
Выше уж е указы вал ось, что меж ду небольш ими старицам и и вторич­
ными водоемами поймы сущ ествует целы й ряд промеж уточны х форм. Им
соответствуют и промеж уточные типы отлож ений. Ч ем меньш е старица,
тем, вообще говоря, менее полон и ц и к л ее р азв и ти я. М елкие реликтовы е
водоемы, возникаю щ ие в сравнительно у зк и х ж елобах м еж гривн ы х л о ж ­
бин, прежде всего не проходят, к а к п равило, сколько-нибудь ясно вы раж ен ­
ной стадии затона. Н ередко они сразу вступаю т в озерную ф азу, прохо­
димую ими порою так ж е в сокращ енны е сроки. Х арактерн ы е для нее тем­
ные иловатые породы лож атся тогда непосредственно на русловы е пески
Фиг. 64. Обнажение краевой части небольшой линзы старинных отложений в пойме
р. Оки против с . Троица, близ г. Спасска. Зарисовка — блок и профиль (горизонталь­
ный н вертикальный масштабы равны). Пример строения отложений небольшой
старицы с недоразвитой озерной стадией.
1 — псенн м елкозернисты е; 2 — песк и тон к озерн и сты е и гр убы е алевриты; 3 — с у гл и н к и и
с унеси: 4 — с у гл и н к и оглеенны е; 5 :— с у г л и н к и , богаты е орган и ческ и м вещ еством; 6 — иловаты е
глш шсто-песчаные породы ; 7 — растительны й д етр и тус; 8 — торф; 9 — н ом ера сл оев . Ф ац иальнап харак тери стик а сл оев : 1 — н о в ей ш и й песчанисты й п аи л ок ; 2 — пойменны й аллювий;
•5— оглеенны й, с л а б о ок раш ен ны й гум усом п р о сл о й в осн о в ан и и п ой м енн ого аллю вия; 3'— стари н ­
ное вы полнение; 4 — р у с л о в о й аллю ви й (ф ац и я п р и р у сл о в о й отм ели); 4 '— р у сл о в о й аллю вий
(с у б ф а ц и я за и л л ю щ ей ся п р и р у с л о в о й о тм ел и ).
по резкой границе, без каких-либо переходных горизонтов. П остель об­
разующейся линзы старичны х образований оказы вается при этом расп о­
лагающейся довольно высоко над дном реки, часто выше ее меженного
уровня, ибо глуби н а исходной меж гривной ложбины н евели ка. П оследн яя
может первое время оставаться даж е сухой и зап олн яется водой лиш ь по­
степенно, по мере отступания русл а реки, увеличения ш ирины н арастаю ­
щей прирусловой отмели и подъема в силу этого уровня грунтовы х вод.
Па фиг. 64 приведены зари совка и профиль старинного вы полнения такого
типа. Здесь над фацией заиляю щ ейся прирусловой отмели (слой 4) распо­
лагаются вначале оглеенные сугли нки, приближ аю щ иеся по облику
скорее к пойменным, чем к старинным отлож ениям . Затем следуют богатые
органическим веществом темные сугли нки. Они указы ваю т на заполнение
водой первоначально сухой лож бины , но не представляю т осадков типич­
ной озерной стадии, а явл яю тся плсвато-болотны ми отлож ениям и, быстро
сменяю щ имися вверх торфом.
Подобного типа водоемы можно уж е с вполне достаточным основанием
толковать к а к вторичные, хотя генетически они еще мало чем отличаются
от стариц. Нем мельче м еж гривн ая лож бина, чем выше над меженным уров­
нем реки леж ит ее дно, тем на более поздних стади ях разви ти я поймы в ней
возможно возникновение более или менее постоянны х небольш их водое­
мов, ибо для этого требуется у ж е либо длительное накопление водоне­
проницаемого покрова пойменных сугли нков, либо резкое ухудшение
д рен аж а, связан ное со значительны м подъемом зер к ал а грунтовы х вод,
осущ ествляю щ имся только при большом удален и и ру сл а реки. Тем менее
похож ими н а старинные осадки становятся и образую щ иеся в водоеме отло­
ж ен и я, все более приближ аю щ иеся и по лито логическом у облику и по
условиям зал еган и я к обычному пойменному аллю вию .
Е сли даж е присоединить к осадкам собственно вторичных водоемов
поймы переходные к ним отлож ения м елких форм стариц, то и тогда пх
сум м арная роль в строении аллю вия обычных пойм эрозионны х долин рав­
нинных стран окаж ется весьма небольш ой. Существенно повыш ается она
в принципиально ины х усл ови ях.
Т аки е условия создаю тся, н априм ер, в н и зовьях многих рек, слепо
кончаю щ ихся в бессточных впадинах засуш ливы х областей суш и, таких,
к а к Больш ой и М алый У зени и некоторы е другие реки К азах стан а. Выйдя
из устьевы х частей долины, их полые воды разли ваю тся по неоформленным
в виде русел пониж ениям унаследованного неаллю виального рельефа
или поверхности аккум ул яти вн ы х равнин типа ш ироких плоских конусов
выноса п «сухих дельт». В итоге возникаю т часто многочисленные озерки,
болота, «лнманы», «разливы», временно заливаем ы е водой солончаки и нм
подобные формы эфемерных водоемов. О садки этих водоемов, не имеющих
генетически ничего общего со старицам и, с известным правом можно со­
поставить с отлож ениям и вторичных пойменных водоемов. Именно эти
участки приустьевы х разл и вов степных рек К азах стан а Р . А. Еленевским
(1936) выделил в особый вид «неразвитых» пойм — т а к назы ваемы х «ли­
манных пойм». Н адо, однако, ск азать, что приустьевы е конусы и сухие
дельты степных рек, по сути дела, не явл яю тся у ж е настоящ им и поймами
по самой динам ике своего об разован и я. И слагаю щ ие их отлож ения также
н ел ьзя считать типичным аллю вием, но скорее следует рассматривать
к а к о б разован ия, переходные к родственному последнему генетическому
типу континентальны х осадков — пролю вию . В данном случае, следо­
вательно, более ш ирокое, чем обычно, развитие фаций «вторичных водое­
мов» связано с коренны м изменением законом ерностей формирования
всей толщ и осадков в целом, рассмотрение которого выходит у ж е за рамки
настоящ его исследования.
Больш ое развитие отлож ения вторичны х пойменных водоемов'приобретают так ж е в пределах прим орских и внутриконтинентальны х «аллювиаль­
ных равнин». П о скол ьк у с этими равнинам и нередко связано образование
мощных угленосны х озерно-аллю виальны х формаций, вопрос о формирова­
нии и строении аллю вия в пх пределах приобретает особый интерес. По­
этому ему целиком посвящ ается следующий раздел главы .
Озерные фации аллювиальных равнин и их сравнение со старинным
аллювием и отложениями вторичных водоемов поим
П реж де чем коснуться озерны х фаций аллю виальны х равнин, играю­
щих больш ую роль в строении слагаю щ их эти равнины осадочных форма­
ций, необходимо внести ясность в содерж ание самого термина «аллювиаль­
ная равнина», получивш его особенно больш ое распространение в нашей
литературе после работ Б . Л . Л и чкова (19311i2, 1932). Этот ученый явился
инициатором крайн е ш ирокой его трактовки . П римерно такое ж е, а в не­
которых отнош ениях даж е еще более расш иренное понимание термина мы
находим и у И. П . Герасимова и К . К . М аркова (1939). Н е вдаваясь в де­
тали вопроса, выходящ его за рам ки наш ей темы, отмечу лиш ь, что в итоге
одним и тем Же термином обозначаю тся явно разнородны е об разован ия:
и зандры, опоясываю щ ие конечноморенные гряды Р усской равнины , и
Припятское П олесье, и М ещ ера, и К у бан ская низменность, и М олого-Ш екснинская древнеозерная низина и д аж еП р и к асп и й ская низм енность,встроенпи которой аллю вий играет ничтож ную роль, а реш ительно господствую т
морские отлож ения. П ри таком подходе почти любую низменную плоскую
часть материка при ж елани и можно н азвать «аллю виальной равниной»,
если только она не зан ята покровом ледниковы х морен пли пустыней с ее
характерными формами денудационного рельеф а. Н ам к аж ется, что столь
широкое применение терм ина приводит в значительной степени к потере
им четко ограниченного содерж ан ия, а тем самым и больш ой доли смысла.
Строго говоря «аллювиальными» следует назы вать только такие равнины ,
происхождение которы х обязано в основе своей аккум ули рую щ ей д еятел ь­
ности рек. Т аки е равнины почти нацело сложены аллю вием и тесно п араге­
нетически связанны м и с ним родственными генетическими типами. Рельеф
этих равнин в главны х своих чертах — аллю виальн о-аккум уляти вн ы й .
Иными словами, это аккум уляти вны е аллю виальны е равнины , предста­
вляющие некоторое подобие необычайно обш ирной современной или
древней поймы.
Если обратиться к классиф икации аллю виальн ы х равнин, предлож ен­
ной И. П. Герасимовым и К . К . М арковым (1939), то в наш ем понимании
этого термина ему будет соответствовать п риблизительно лиш ь первая нз
выделенных ими рубрик — «аллю виальны е равнины в узком смысле этого
понятия» или «собственно аллю виальны е равнины» — и отчасти некоторые
•«подгорные аллю виальны е равнины». В соверш енно иную геоморфологи­
ческую категорию придется, очевидно, отнести их «приледниковые (перегляциальные) аллю виальны е равнины», прощ е говоря, зандры , поскольку
нами проводится принципиальное противопоставление ф лю виогляцпальных отлож ений аллю вию . Они и действительно не только по генезису по­
кровных пород, но и по морфологии поверхности имеют много своеобраз­
ных черт. Что касается до рубрики «долинных зандров», то с нашей точки
зрения в том смысле, которы й вклады ваю т в нее вслед за Б . Л . Д ичковы м
II. П. Герасимов и К . К . М арков, она не имеет п рава на самостоятельное
существование. В самом деле, к ней относится ими П ри п ятское П олесье —
типичная ф л ю виогляц и альная равн ин а, не представляю щ ая собой ни
морфологически, ни генетически долины в том смысле, который принято
вкладывать в этот термин современной н аукой Ч В то ж е время к «долин­
ным зандрам» относятся и террасы левобереж ья среднего Д непра (а так ж е
Дона). Но днепровские террасы яв л яю тся по своему строению типичными
древними поймами, влож енны ми в настоящ ую эрозионную доли н у, и
выполняющие их свиты уж е по одному этому п ри зн ак у надо считать ал л ю ­
виальными, а не ф лю виогляциальны м и. Д а и в строении этих последних
можно распознать все типичные фации обычного аллю вия, вклю чая и пой­
менные и старинные. Г ром адная ш ирина террас по левому берегу Д непра,
на широте К иева доходящ ая до 90 км, ни в коей мере не противоречит н а­
шему их толкованию . Она, при этом, оказы вается всего в 1 ,5 —2 р аза боль­
ше ширины левобереж ны х террас В олги, достигаю щ их под У льяновском
1 То ж е касается н Мещеры.
и ниж е К уйбы ш ева местами более 50 км . А волж ские террасы между
тем никем, в том числе и упомянуты ми авторам и, не принимаются за
«долинные зандры», хотя сток талы х ледниковы х вод вдоль Волжской
долины и ш ел.
Н еприменим термин «аллю виальная равнина» так ж е и к Молого-Шекснинской низине, являю щ ей ся дном спущенного озера, а тем более к При­
каспийской низменности, представляю щ ей дно недавно отступивш его бас­
сейна морского типа.
О граничимся сказанны м , не вдаваясь в более детальны й критический
ан ал и з правомерности слиш ком расш иренного толкован и я п онятия «аллю­
ви ал ьн ая равнина», ибо он увел бы нас слиш ком далеко в область чисто
геоморфологических п робл ем .У каж ем лиш ь на то,что низины типа Мещеры,
М олого-Ш екснинской нпзнны и П ри касп ий ской низменности не предста­
вляю т «аллю виальны х равнин» не только в си лу своего первичного генези­
са, но ii в силу м алой последую щ ей роли аллю виальн ы х отлож ений в фор­
мировании их поверхности. П ересекаю щ ие пх реки протекаю т по четко
оформленным, часто довольно узки м эрозионным долинам с хорошо от­
граниченны ми поймами п надпойменными террасам и. В известной мере
это относится даж е к П олесью , где долины хотя и н еглубоки, но врезаны
целиком в ледниковы е, а порою и в дочетвертпчные отлож ен и я. Ширина
их пойм и древнеаллю впальны х террас вполне сравним а с ш ириной террас
и пойм многих п многих рек, текущ и х далеко за пределами подобных
«аллю виальных» равнин среди гораздо более возвы ш енны х и расчлененных
частей Р усской равнины . И услови я ф орм ирования ал л ю ви я, в том числе
р азви тия старинных фаций, здесь п ринципиально почти ничем не отли­
чаю тся от обычных условий речной долины . К рупны е полесские болотные
массивы п озер а, типа известного озера К н я зь , не имеют ничего общего
со староречьям и, а их отлож ения не могут рассм атриваться к а к фация
ал л ю ви я, ибо образую тся вне всякой связи с развитием речной поймы.
Е щ е больш е это касается долин рек М ологи и Ш експы, врезанны х в древне­
озерны е осадки, слагаю щ ие в основе М олого-Ш екснинскую низину. Во
многих местах эти долины вовсе не ш ироки, и соврем енная пойма Мологи,
н априм ер, ниж е В есьегонска до затопления водами «Рыбинского моря»
во многих п у н к тах ие превы ш ала 1 км . Те озера и многие болота, кото­
рые были разбросаны здесь вдали от реки, яв л ял и сь либо реликтам и спу­
щенного больш ого озера, либо новообразованиям и, соверш енно не свя­
занными с работой рек (верховы е и переходные болота). Ч то касается до
м алой роли аллю вия в составе покровны х пород П ри касп ий ской низмен­
ности, то она в р яд ли требует поясн ен и я.
О граничив таких! образох! объем п онятия «аллю виальн ая равнина»,
выделив из него ф лю виогляциальны е, озерны е и морские равнины , вер­
немся к интересующех 1 у нас непосредственно вопросу о роли старинных
фаций в строении отлож ений аллю виальн ы х равн ин в собственном смысле
этого слова. Среди последних можно вы делить несколько категорий. Воп ервы х,— это предгорны е наклонны е галечниковы е равнины типа, скажем,
В лад и кавказско й н аклонной равнины на Северном К ав к азе . В данной свя­
зи они не могут нас интересовать, ибо слож ены грубогалечны м и выносами
горных рек, в которы х старинные фации всегда недоразвиты . Во-вторых,
сюда относятся ш ирокие аллю виальны е террасы больш их речных долин,
типа днепровских или в олж ски х. О них так ж е не приходится говорить
здесь, поскольку их касается все, сказанное нами ранее. В -третьих, на­
стоящими аккум улятивны м и аллю виальны м и равнинам и явл яю тся прпхюрские низины дельтового п роисхож дения. К ним относятся к а к внутренние
части собственно речных дельт, так и низменности, являю щ иеся итогом за­
носа дельтовыми и аллю виальны м и осадками обш ирны х морских заливов
и мелководных прибреж ны х зон м оря типа К олхиды , Ломбардской низ­
158
менности и т. п .1. Они представляю т для нас сейчас наибольш ий интерес^
Наконец, четвертой категорией яв л яю тся обш ирные аллю виальн ы е ак к у ­
мулятивные равнины внутрим атериковы х депрессий рельеф а. И х обста­
новка с интересую щ ей нас точки зрен и я во многом сходна с предш ествую ­
щей категорией
П риморские аллю виальн ы е аккум уляти вны е равнины для нас наиболее
интересны, п о ско л ьку с ними обычно бывают связан ы обш ирны е заболо­
ченные пространства и озера, дающие начало зал еж ам торф а, бурого и
каменного у гл я . Многие угленосные бассейны, видимо, генетически связан ы
с подобной обстановкой. Н евольно возникает вопрос — н ельзя ли считать
эти особенности следствием ш ирокого разви тия старинных фаций
аллювия, а сами озерные и болотные отложения таких равнин, в
частности и углесодерж ащ ие, отлож ениям и старинными?
П ереходя к этому вопросу, надо преж де всего подчеркнуть, что все
сказанное нами в отнош ении роли норм альной ш ирины меандрового пояса
и малой высоты паводков, к а к регул яторов степени разви тия старинных
фаций при больш ой ш ирине долины , сохраняет свое значение и для рек,
пересекакнцих аллю виальн ы е прим орские равн ин ы . К роме того, здесь
появляются и новые обстоятельства, ограничиваю щ ие интенсивность ми­
грации ру сл а, а следовательно, и массовое образование стариц. П ри очень
большой ш ирине равнины полы х вод у ж е попросту н ехватает для сплош­
ного ее затоп лен и я. Они не образую т поэтому цельного покрова, движ у­
щегося по пойме вдоль реки, но проры ваю тся отдельными плоскими,
медленно текущ ими потоками через пониж енны е пункты берега перпендику­
лярно к р у сл у , постепенно отм учивая по пути содерж ащ иеся в них взве­
шенные наносы . Это, вместе с возросш им контрастом скоростей в русле
и вне его пределов, создает особо благоприятны е условия для быстрого
нарастания прирусловы х дамб, достигаю щ их больш ой высоты и ширины
н часто непреры вны ми грядам и опоясы ваю щ их рек у. Дамбы эти часто на­
цело слож ены из взвеш енных наносов и порою не имеют даж е песчаного
ядра погребенного первичного прируслового вал а. Генетически они свя­
заны уж е не столько с м алой подвижностью ру сл а, к а к в случае при­
русловых дамб обвалованны х пойм суж енны х участков речных долин, а с
большой скоростью н акоп лен и я осадка в п рирусловой зоне, образуясь
иногда даж е на достаточно энергично м еандрирую щ их р ек ах . Эти дамбы еще
более затрудняю т проры в реки по новому направлению и изменение поло­
жения меандрового пояса на поверхности равнины . Т акие прорывы , я в л я ю ­
щиеся грозными катастроф ам и для местного населени я, подобно извест­
ному проры ву р. Х уан -хэ, даж е па очень больш их р ек ах не представляю т
поэтому, к счастью, очень частого яв л ен и я. Д аж е в собственно дельтовой
области многочисленные р у к а в а , н а которы е распадается река, отличаю тся
сравнительной устойчивостью , ибо высота паводков здесь еще более сни­
жена. с одной стороны, б лагодаря близости постоянного по полож ению
уровня м оря, лимитирую щ его колеб ан и я воды в реке, с другой стороны,
благодаря распределению паводковой волны меж ду многими рукавам и .
В силу этого и в данном случае старицы не явл яю тся ни более многочис­
ленными, ни более крупны м и по своим разм ерам , чем в любой ш ирокой
речной долине. И х, п ож алуй , даж е меньше, если взять всю поверхность
1 Сюда ж е можно причислить и равнины, развивающиеся аналогичным образом
по побережьям крупных озер.
2 Группа аллювиальных равнип внутренних бессточных впадин аридных стран,
типа равнин Туранской низменности, описанных И. П. Герасимовым (1937), отли­
чается, прайда, большим своеобразием. Но в строении их покрова обычно принимают
большое участие не только аллювиальные, а и пролювиальные отложения в том широ­
ком понимании, которое придано нами этому понятию. П оскольку пролювий нами неразбирается в настоящей работе, специально этих равнин мы касаться не будем.
159
равнины в целом. К рупны е озера н болота, встречаю щ иеся в пределах по­
следней, в подавляю щ ем своем больш инстве ничего общего со старицами
не имеют.
В собственно дельтовы х об ластях, к а к , н априм ер, в устьях Кубани,
по побережью А зовского м оря и на Там анском полуострове, большинство
озер и «лиманов» яв л яе тся участкам и мелководной прибреж ной полосы мо­
р я, отш нурованны ми песчаными косами. Сходны по генезису и обширные
камышевыо болота этих мест — «плавни». Это — реликтовы е водоемы
морского происхож дения, т. е. л агун ы , но н и к ак не старицы .
В удаленны х от м оря внутренних частях обш ирны х аллю виальны х рав­
нин и в устьевы х ч астях ш ироких долин крупны х рек (например Днепра)
довольно ш ироко распространены озера и болота иного происхождения,
так ж е назы ваемы е у нас на юге «лиманами» п «плавнями». Они возникают
вторично, путем заполнения водой наиболее пониж енны х частей той низ­
менной площ ади, которая леж и т за пределами приподнятой зоны при­
русловы х дамб. Частично такие озера н болота питаю тся полыми водами
реки, частично возникаю т в связи с подпором грунтовы х в о д и плохим дре­
наж ем, частично образую тся за счет п одп руж и ван ия прирусловы ми дам­
бами боковых притоков. Особенно б лагоп ри ятн ая обстановка для пх об­
разован и я возникает при быстром нарастан ии дельты в устье реки нлп
при общем эпейрогеническом опускании местности. В первом случае удли­
няется течение реки, сниж аю тся продольны е уклон ы и скорости и река
частично заносит русло наносам и, повы ш ая ш аг за ш агом свой уровень.
Тем самым повыш ается и горизонт полы х вод, вы зы вая прогрессивное на­
растание прирусловы х дамб. Во втором случае соверш енно тот ж е эффект
относительного подъема русла происходит в силу опускания местности.
В итоге возникает общ еизвестное явлен и е, когда рек а течет к а к бы по на­
сыпи, так что даж е ее меженный уровень леж и т иной раз выше прилежащей
равнины . Это свойственно, н априм ер, протоку К убани , впадающему
в А зовское море к югу от А хты рского лим ана н носящ ему название
р. П ротоки.
В озникаю щ ие описанным путем водоемы и сопровож даю щ ие их болота,
конечно, тоже не явл яю тся старицам и. Их н ел ьзя, однако, отождествлять
и с упоминавш имися выше мелкими вторичными водоемами поймы. Этому
препятствую т: во-первых, отсутствие четкой связи с отрицательны ми эле­
ментами аллю виального аккум уляти вного рельефа типа меж гривных ложбин; во-вторы х—часто очень значительные разм еры и соверш енно иная мор­
ф ология: в-третьих, наконец, и это самое гл ав н о е ,— особенности режима
и истории р азви ти я. Отстоя нередко на многие километры и десятки кило­
метров от реки, они получаю т в очень малом количестве, а то и вовсе не
получаю т, взвеш енные наносы за счет полых вод. О садконакопление в них
протекает поэтому иначе, чем в пойменных водоемах, р азв и ваясь по тому
ти п у , которы й свойственен обычным озерам , генетически с рекой не свя­
занным. Мало того, часто их осадки не обнаруж иваю т даж е какого-либо
устойчивого парагенетического соотнош ения с пойменным пли русловым
горизонтами аллю виальной свиты. Их правильн ее, в связи с этим, также
к а к и отлож ения реликтовы х озер-лагун и озер иного происхождения,
встречаю щ ихся на низменных равн ин ах, не считать уж е фацией аллювия,
но относить к гругппе озерны х отлож ений в собственном смысле слова. По­
рою такие озерны е и тесно с ними связанны е болотные отлож ения играют
не меньшую роль в составе свит, формирую щ ихся в пределах больших
аллю виальны х равнин, чем аллю вий в собственном смысле этого слова.
И сами эти свиты поэтому п равильнее, п ож ал уй , н азвать не просто
аллю виальны м и, а озерно-аллю виальны м п. Т акой свитой надо считать,
в частности, подмосковную угленосную свиту пнж него карбона, генети­
чески связанную с низменным морским побережьем, н аналогичные eii
1 во
платформенные угленосные свиты, возникш ие inioii раз даж е вдалеке от
моря, в глубине обш ирных внутриконтинентальны х прогибов, к ак, на­
пример, тун гусская свита Сибири.
Внутри континента в больш их тектонических д епрессиях, заполненны х
вначале озерами или сразу ж е заносивш ихся аллю вием и не имевш их ни­
когда сплошного водного покрова, при наличии опускании обстановка
создается совершенно ан ал оги чн ая. II только в этом случае возникает воз­
можность массового н акопления чистых органогенны х образован ий типа
сапропелем, торфов и углей в виде круп н ы х залеж ей. Именно подобной
большой тектонической впадиной я в л я л с я , видимо, в частности Ч е л я б и н ­
ский бассейн в эпоху н акопления его угленосной толщ и, а не обычной реч­
ной долиной. В ы сказанное Г. Ф . К раш енинниковы м (1946) мнение о его
происхождении требует поэтому известных коррективов. Залеж и углей Ч е ­
лябинского бассейна н ел ьзя, очевидно, рассм атривать просто в качестве
осадков «притеррасной поймы» в смысле В . Р . В ильям са, к а к делает
Г. Ф. К раш енинников. П ри норм альной эволю ции поймы в ходе разви тия
обычной эрозионной долины возможно было бы лиш ь образование ничтож ­
ных линз высокозольны х аллохтонны х старинных торфов п ли столь же
незначительных накоплений автохтонного лесного торфа типа современных
ольховых топей. Т олько наличие тектонической впадины в глубине кон ­
тинента, опускавш ейся в ходе отлож ения осадков и превыш авш ей по своим
размерам нормальную речную долину, смогло дать толчок к столь мощному
углонакопленшо, которое имело место в этом бассейне.
,
Глава
VIII
О ГО Л И Н Е А Л Л Ю В И А Л Ь Н Ы Х О Б Р А ЗО В А Н И Й В С Т Р О Е Н И И
А Л Л Ю В И А Л Ь Н Ы Х СВИ Т Р А В Н И Н Н Ы Х Р Е К
Делювиальные и пролювиальные фации в аллювиальных свитах
речных долин равнинных стран
В начале этой работы было указан о , что в строении аллю виальн ы х свит
могут принимать участие и неаллю виальны е об разован и я, иногда приобре­
тающие значение пх сущ ественных составных частей и входящ ие законо­
мерными членами в парагенезис свойственных им фаций. В услови ях до­
лин равнинных рек из так и х н еаллю внальны х образований наиболее ч а­
сто встречаю тся, с одной стороны, делю вий, порою в тесном сочетании
с пролювием, с другой стороны, дюнные пески. В настоящ ей главе мы и
ограничим свое внимание этими генетическими типами, п оскольку другие
либо мало распространены , либо слиш ком мало изучены , чтобы о пх роли
можно было судить достаточно определенно и объективно Ч
В литературе можно нередко найти у к а зан и я на большое развитие де­
лювия среди отлож ений, слагаю щ их древнеаллю впальны е террасы и даж е
поймы многих рек Р усской равнины . Зн ач и тел ьн ая часть этих у казан и й ,
несомненно, основана на верном истолковании фактов. Но очень часто за
делювий принимаю тся такие породы, которые не имеют с ним генетически
ничего общего и напоминаю т его лиш ь чисто внешними литологическим и
признаками. В итоге роль делю вия в выполнении речных долин осадкам и
сплошь и рядом явно переоценивается.
Следует четко разли чать две принципиально различны е формы соот­
ношения делю вия и аллю вия. Д енудация склонов начинается одновременно
1 Это относится, например, к солифлюкпионным накоплениям, являющимся
весьма распространенным типом склоновых отложений в высоких шпротах.
В
Т руды П Г И , вы п. 135
161
с разработкой дна долины, значит и делю вий может формироваться одно­
временно с аллю вием, оба генетических типа явл яю тся сингенетичными
и смыкаются д руг с другом в основании склона. П лоскостной смыв, с
одной стороны, разруш и тел ьн ая и созидательная работа реки, с другой сто­
роны, вступаю т при этом в прямое взаимодействие, и динамическое равно­
весие между обоими ф акторами, или наруш ение его, определяет относи­
тельную роль аллю вия и делю вия в строении формирую щ ейся аллювиаль­
ной свиты. Т ак о ва п ервая форма соотнош ения делю вия с аллю вием. С дру­
гой стороны, склоны долины продолж аю т подвергаться денудации и
после того, к а к накопление аллю виальной свиты у ж е заверш илось и пойма
реки п реврати лась в надпойменную террасу. В этом случае делювий на­
клады вается На поверхность последней, погребает ее под своей толщей.
Смыву теперь у ж е не противостоит работа реки. Степень разви тия делювия
определяется поэтому в первую голову внутренними закономерностями
самого делю виального процесса. Т ак о ва вторая форма соотношения делю­
вия и аллю вия.
Р азберем "вначале возможную роль сингенетичных делю виальпых обра­
зований в строении аллю виальной свиты. Она оказы вается весьма различ­
ной для разны х фациальны х груп пи ровок ал л ю ви я, с одной стороны, для
разной гидрологической, клим атической и геологической обстановки, с
другой стороны.
П ока р у с л о 'р е к и проходит вдоль поднож ия склон а, текущ ий по нему
водный поток подхваты вает и уносит вниз по течению практически весь
тонкий обломочный м атериал, поставляемы й смывом. Он целиком идет на
пополнение массы взвеш енных наносов, взмученных в водах реки, и на­
копление делю вия в сколько-нибудь заметных разм ерах невозможно. Впол­
не понятно поэтому, что в ниж них гори зонтах аллю виальны х свит, сложен­
ных русловы м аллю вием, прослои пород делю виального происхождения
вообще отсутствую т, за ничтожными исклю чениями.
Е сли русло брошено рекою и превратилось в старицу', то продукты
смыва, конечно, могут выпадать н а ее дно. Но и в этом случае подавляю­
щ ая их часть предварительно оказы вается взмученной в воде, оседая в об­
становке, ничем не отличаю щ ейся от обстановки н акоп лен и я обычного
старинного аллю вия. Смыв выступает оп ять-таки просто к а к поставщик
взвеш енных наносов. Естественно, что и в строении старинных выполне­
ний делю виальны е образован ия, к а к четко обособленный генетический тип,
почти никогда не участвую т.
Значительно больш ую роль могут и грать делю виальны е фации в строе­
нии покровны х горизонтов аллю виальны х свит. К огда пойма не покрыта
водой, возникает обстановка, благоп ри ятн ая для н акоп лен и я делювпя,
переслаиваю щ егося порою с пойменным аллю вием, а в отдельны х случаях
даж е почти полностью вытесняю щего последний. Очевидно, чем старше
данный участок поймы, чем он, следовательно, выше и чем менее интенсив­
на в его п ределах ак к у м у л яц и я взвеш енны х наносов, поставляемых
рекой, тем более вероятным становится преобладание делювиального ма­
тери ала над аллю виальны м . Иными словами, делю виальны е фации чаще
можно рассчиты вать встретить в верхних ч астях покровны х горизонтов
аллю виальны х свит, чем в ниж ни х. Н адо, однако, зам етить, что даже п
в этом случае имеется целы й р яд ограничиваю щ их обстоятельств, в силу
которы х сингенетичные делю виальны е образован ия далеко не всегда мо­
гут играть заметную роль.
П ервое ограничение ставит н еодинаковая н ап ряж енн ость смыва в раз­
ных усл о ви ях . Н аиболее благоприятной для образован ия делювия яв­
л яется семиаридная степная зона, в пределах которой нет сплошного дер­
нового покрова, препятствую щ его смыву, почвы содерж ат поглощённый
Na и легко дают суспензпи, а весной и во время дождей по склонам стекает
162
достаточно много вод. В аллю виальны х свитах долин степных рек он поэто­
му и принимает в действительности наибольш ее участие. Н аоборот,в лесо­
степной, а тем более лесной зоне его роль сводится к минимуму. В одной
и той яте климатической зоне делювий более мощно разви т на склонах,
сложенных глинистыми, песчано-глинисты ми или мергельны ми породами,
и может практически отсутствовать на склон ах ры хло-песчаны х или ска­
листых. Н акон ец , во всех сл у ч аях смыв п рактически невозмож ен при
очень малом угле склона.
Второе ограничение относительного значения сиигенетичных делю ­
виальных фаций в строении аллю виальной свиты ставит морфология
поймы. Б ли ж ай ш и е ж е к основанию склон а пойменные гривы сл у ж ат не­
преодолимым препятствием для растекани я м елких струек дождевых и т а ­
лых снеговых вод. Д о тех пор пока аккум уляти вн ы й рельеф поймы хотя
бы слабо вы раж ен, накопление делю вия неизбеж но будет ограничено
лпшь узенькой полосой вдоль самого поднож ия склон а. Только на поймах
плоских, лиш енны х гри в, эта полоса мож ет достигнуть значительной ши­
рины, не п ревы ш ая, однако, даж е в самой благопри ятной обстановке не­
многих сотен метров. В плоть до осевых частей долины сингенетичные ал ­
лювию делю виальны е н акоп лен и я могут поэтому расп ростран яться только
в сравнительно у зк и х оврагах и б ал к ах и отчасти в некоторы х долинах не­
больших степных рек, не созидаю щ их, к а к мы видели, резко вы раж енны х
первичных ак ку м ул яти вн ы х форм пойменного релье<фа.
Т ак обстоит дело с накоплением на дне долины сиигенетичны х аллю ­
вию делю виальны х образован ий . П одводя итоги сказан н ом у, можно сле­
дующим образом сформ улировать их возмож ную роль в строении аллю ­
виальных свит. В о-первы х, если отбросить овраж но-балочны е н акоп ле­
ния, о природе которы х еще будет речь впереди, то в типичны х случ аях
делювиальные фации всегда пмеют подчиненное значение п развиты лиш ь
в краевы х зонах долин, примыкаю щ их к склонам . В о-вторы х, они п ракти ­
чески отсутствую т в нш кнпх горизонтах свиты, слож енны х русловым и
старинным аллю вием. В -третьих, в строении п окровны х горизонтов их
роль заметно возрастает только в степной полосе и при преобладании пес­
чано-глинистых пород в серии отлож ений, слагаю щ их бассейн реки.
Д елю виальны е чехлы , налож енны е на поверхность д ревнеаллю ви аль­
ных террас и не входящ ие уж е, по сущ еству говоря, в состав ал лю ви аль­
ной свиты к а к таковой, формирую тся в несколько иной обстановке, в не­
которых отнош ениях более благопри ятной . Н о и их развитию противо­
стоит целый р яд ф акторов, сильно его ограничиваю щ их. П реж де всего,
полностью сохраняю т свое значение кли м ати ческая и геоботаническая
обстановка, морфология и геологическое строение склон а, к а к опреде­
ляющие самый ход процессов смыва. Д алее, известные пределы ш ирине
зоны делю виеобразования п родолж ает ставить рельеф террасовой поверх­
ности. Х отя он обычно и более сглаж ен , чем рельеф поймы, но даж е на весь­
ма древних тер р асах сплош ь и рядом сохраняю тся реликты первичных
аккум улятивны х форм — круп н ы х гри в, лож бин староречий и т. п. В есьма
убедительные примеры такого рода приведены были А . Н . М азаровичем
(1935), Н . И. Н иколаевы м (1935), Н . Е . Д иком (1937) для террас В олги
и Дона. Н акон ец , необходимо учесть, что массив надпойменной террасы
постепенно расчленяется эрозией, создающ ей систему промоин и оврагов,
дренирующих его и спускаю щ их вдоль своих тальвегов больш ую часть
вод, стекаю щ их с вы ш ележ ащ их уровней рельеф а. Р ан ьш е всего терраса
расчленяется на отдельные участки долинами притоков главной реки,
рассекающих ее вкрест. Боковы е овраги, растущ ие на склон ах этих
долин, очень часто заклады ваю тся вдоль ш ва, по котором у терраса смы­
кается со склоном долины, чему б лагопри ятствует отмечающий его пере­
гиб рельефа. В итоге ряд участков террасы оказы вается соверш енно изоли11*
163
роваыным ох склона и сносимые с последнего продукты смыва не могут
более вообще попадать на ее поверхность. Все эти причины обусловливают
ограниченную ш ирину зоны возмож ного н акоп лен и я налож енны х делю­
виальн ы х образований. Ц еликом перекры ть площ адку древнеаллю внальной террасы они могут только, если она имеет небольш ую ш ирину, тем
меньш ую , чем менее благопри ятны для смыва клим ат п растительный
покров, с одной стороны, строение склон а, — с другой.
И злож енное не позволяет согласиться с Г. И. М аксимовичем (1941),
которы й выделяет в разви тии «аккум улятивного ком плекса речных
террас» заклю чительную «террасовую» ф азу, характери зую щ ую ся накопле­
нием делю вия, к а к обязательн ую , типичную стадию р азв и ти я , определяю­
щую характерн ы е черты этого «комплекса». П одобная ф аза, к ак мы
видим, вовсе не об язател ьн а, да и там, где налож енны е делю виальны е обра­
зо ван и я в действительности формирую тся, они, во-первы х, занимают
обычно не всю поверхность террасы , во-вторы х, не имеют отношения
к самой аллю виальной свите к а к к таковой. Схема Г. И. Максимовича
соответствует л и ш ь частному случаю , а не общей законом ерности, она дей­
ствительна только для слабо разви ты х террасовы х площ адок при строго
ограниченны х б лагопри ятны х усл ови ях среды. И она неверна для наиболее
типичной обстановки круп н ы х речны х долин с обширными террасам и, сло­
ж енными мощными толщ ам и ал л ю ви я.
Все сказан н ое выше позволяет сделать сущ ественный методический
вывод. Очевидно, даж е если в р азр е зах д ревнеаллю виальной террасы,
а тем более поймы реки, верхние горизонты вскры той серии осадков, как
это очень часто бывает, слож ены породами, внешне напоминающ ими де­
лю виальны е о б разован и я, одного этого обстоятельства еще далеко недо­
статочно, чтобы считать их делю виальны й генезис доказанны м . К сожа­
лению , н а п р акти ке очень часто, если не в больш ей части случаев, посту­
паю т к а к р аз наоборот. П ри этом забы ваю т, что многие п ри зн ак и , которые
принято считать характерны м и д л я делю вия, присущ и и пойменному аллю­
вию , обычно входящ ем у в состав аллю виальн ы х свит равнинны х рек.
Пойменный аллю вий я в л я е тся в значительной степени таким ж е водносубаэральны м осадком. Д л я наиболее распространенны х его фаций ти­
пичны: тонкозернисты й суглинисты й и ли супесчаны й состав, большое
содерж ание пы леваты х ф ракций, тон кая слоистость, в ер ти кал ьн ая макропористость и трещ иноватость, а в ряде случаев и значительное содержание
карбон атов, особенно в степной зоне, и т. п. Ч тобы отличить его от делю­
вия, необходимо, поэтому, всегда внимательно изучить, преж де всего не­
посредственно в поле, услови я его зал еган и я , соотнош ения с другими фа­
ц иям и четвертичны х отлож ений в том ж е р азр езе п по соседству и т. д.
Т олько неоспоримые доказател ьства тесной связи с делю виальны м и шлей­
фами соседних склонов — геоморф ологические, стратиграф ические и лптологические — могут дать право п ричислить подобную породу к делю­
вию. И чем ш ире террасовая п лощ адка, чем менее благоприятно геоло­
гическое строение склон а для мощного р азви ти я процессов смыва, чем
круче современный его профиль, тем больш е долж но возникнуть сомне­
ний в делю виальном генезисе п окровны х суглинисты х пород речной
террасы .
К азал о сь б ы ,— это почти п рописная истина. Н о, к а к ни странно, даже
крупны е геологи, много заним авш иеся исследованием четвертичны х отло­
ж ений, порою ее игнорирую т. Т ак , наприм ер, А. Н . М азарович в упоми­
навш ейся у ж е несколько выше работе 1935 г. склонен был рассматривать
значительную часть суглинистого п окрова 40-метровой («рнсской») тер­
расы левого берега В олги н и ж е К уйбы ш ева к а к делю виальны е образова­
н и я . М еж ду тем эта терраса достигает очень больш ой ш ирины от 5— 10 км
на отрезке от с. Р усски е Л и п я ги до с. К упино (пункты , на которые спе164
цпально ссылается А. Н . М азарович) до 30—40 км против г. С ызрани. П ри
наличпп крупны х реликтовы х депрессий на ее поверхности, унаследован­
ных, по справедливому замечанию самого А. Н . М азаровича, от перво­
начального пойменного рельеф а, при расчлененности р яд а ее участков
более молодой эрозионной сетью, вероятность выноса делю виальны м пу­
тем суглинистого м атери ала к современному приречному краю террасы ,
вдоль которого сосредоточены ныне обнаж ения, равна нулю . А судя по
схемам, прилож енны м к работе, А. Н . М азарович допускал именно такую
возможность, п ри ч и сляя к аллю виальной свите только ту сущ ественно
песчаную толщ у, которая располагается ниж е покровны х суглинисты х
пород.
П оскольку мы ограничили свою задачу рассмотрснпем роли нсаллю виальных фацпй в строении аллю виальн ы х свит только равнинны х рек,
все сделанные зам ечания в значительной мере сохраняю т свою силу п по
отношению к пролю вию г. Ш ироко развиты е в равн ин н ы х странах зачаточ­
ные его формы в виде выносов небольш их промоин, по сущ еству, вообще
ничем игё отличаю тся в этом отношении от делю вия. Н есколько иначе обсто­
ит дело с конусам и выноса кр уп н ы х оврагов, часто вдаю щ ихся довольно
глубоко в меженные русл а даж е больш их рек, в старицы пли ш ирокими
веерами наклады ваю щ иеся на поверхность поймы. В краевы х ч астях реч­
ных долпн слагаю щ ие эти кон уса отлож ения могут вкли ни ваться во все
горизонты аллю виальной свиты, не и склю чая п ниж него, руслового. И по­
сле превращ ения поймы в надпойменную террасу, если только ш ирина
ее не слиш ком м ала, устья многих довольно больш их оврагов долгое вре­
мя остаются привязанны м и к ее поверхности. П оэтому налож енны е нролювпальные образован ия так ж е нередко встречаю тся в р азр е зах древнего
аллю впя. Но только для м алы х рек и б алок, при малой мощности русло­
вого потока, неспособного выносить массы поступаю щ их в долину выносов
боковых оврагов, пролю вий становится действительно одной из главны х
составных частей отлож ений, выполняю щ их долину.
Относительное значение пролю виальны х и делю виальны х фаций в строе­
нии аллю виальны х свит может сл уж и ть, в силу сказанного, одним из в аж ­
ных п ри зн аков прп восстановлении разви ти я гидрограф ической сети, да­
вая возможность судить о реж име реки в разны е моменты геологического
прошлого. Именно этот п ри зн ак был, в частности, использован автором
прп изучении псторин долины р. В олгп у К азан и (Ш анцер, 1939) 2.
Ме?кду К азан ью п устьем К амы по левому берегу В олги сплош ной лен­
той п ротягивается 45—50-метровая терраса, возраст которой, на основа­
нии сопоставления с ледниковы ми и флю вногляцпальны м и образован ия­
ми севернее леж ащ п х местностей, всеми исследователями определяется
как среднеплейстоценовый, точнее рпсскнй (М азарович, 1935; М ирчинк,
1935; Н и ко л аев, 1935). Ш ирина террасы достигает здесь 14— 17 км. С ла­
гающая верхню ю часть ее массива ал л ю ви альн ая свита располагается
в большей его части на цоколе из пород казан ского яр у са верхней перми,
поверхность которы х леж и т на отметках, близких к современному уровню
р. Волгп. Л иш ь отдельные повыш ения этого ц околя поднимаются местами
до 20—30 м над рекою . Буровы е скваж ины обнаруж иваю т, однако, что
в коренное лож е аллю виальн ой свиты врезана система глубоки х и сравни­
тельно у зк и х погребенны х лож бин, представляю щ ая остатки древней
эрозионной сети. Дно этих погребенны х лож бин опущено в отдельны х пунк­
тах на 45— 50 м нпж е уровн я В олги (до 25 м ниж е уровн я Б алти й ского
1 В горных долинах пролювий имеет большое развитие, о чем будет частично ска­
зано в следующей главе.
2 Не все определения возраста отдельных горизонтов четвертичных отложений,
сделанные мною тогда, являются вполне достоверными п часть из них, повпдимому,
ошибочна, если учесть новейшие данные. Но суть основных выводов это не меняет.
165
м оря), а ш ирина их меж ду бровкам и не превыш ает 1,5—2,5 км. Только-те
скваж и ны , которые вскры ли панболее глубокие части лож бин, очевидно,
соответствующ ие пх тальвегам \ прош ли аллю виальную толщ у, в основ­
ном слож енную песками. Это чистые и в подавляю щ ей массе мелкозерни­
стые пески, содерж ащ ие только редкую и мелкую г а л ь к у местных пород
пермского возраста. Встречаю щ иеся иногда галечки пород уральского
происхож дения, очевидно, происходят за счет переотлож ения пермских
или ниж нет'риасовых горизонтов татарского я р у с а , возникш их за счет
разм ы ва У р ал ьского хребта. У ж е эти литологические данные, вместе с узо­
стью погребенны х лож бин, заставляю т предполож ить, что некогда, видимо
в конце плиоцена или н ачале четвертичного периода, в районе К азани не
сущ ествовало такой круп н ой транзитной водной артерии , к а к современ­
н ая В олга. Здесь была разви та лиш ь сеть небольш их долин и оврагов, соби­
равш и х воды со сравнительно ограниченной территории. Этот вывод
находит свое подтверж дение в том, что все скваж и ны , вскры вш ие коренное
ло ж е на меньшей глубине, т. е. располож енны е над боковыми частями
главной погребенной долины или над ее притокам и, не обнаруж или пес­
чаной аллю виальной толщ и. Вместо нее они прош ли мощные суглинистые
н акоп лен и я, содерж ащ ие обильную угловатую или лиш ь слабо окатанную
щ ебенку местных к а зан ск и х пород. Б ольш ое разви тие так и х фаций, не
оставляю щ их сомнения в их п ролю виально-делю виальном генезисе, осо­
бенно яр к о вы являет малую мощ ность древней гидрограф ической сети
К азан ского района.
Р езки м контрастом с только что описанной картин ой представляется
облик аллю виальной свиты, перекры ваю щ ей погребенную древнюю эро­
зионную систему и слагаю щ ей целиком массив теперешней 4 5 —50-метро­
вой «рисской» террасы . Это толщ а в 45—50 м в больш ей своейчасти сложена
косослоистыми русловы ми пескам и с гравием и гал ько й не только мест­
ных пород, но и пород северны х, кри сталл и ч ески х, несомненно заимство­
ванны х из ледниковы х образован ий , гран и ц а распространения которых
пересекает В олгу значительно выше К азан и . Н а всем пространстве тер­
расы ни одна скваж и на не об н аруж и ла в них прослоев пород, которым мож­
но было бы приписать пролю виальное или делю виальное происхождение.
С углинки развиты только в верхнем покровном горизонте древнего пой­
менного ал л ю ви я. Очевидно, в рисское время уж е сущ ествовала Волга
к а к мощ ная тр ан зи тн ая водная артери я, бравш ая свое начало где-то
в середине Р усской равнины .
О роли эоловых образовании в строении аллювия равнинных рек
П ереходя к роли дюнных песков в строении аллю виальн ы х свит до­
лин равнинны х рек, преж де всего напомним, что некоторы е исследователи,
особенно В. Р . В ильям с (1939), склонны были считать ветер одним из реша­
ющих ф акторов в формировании рельеф а п о й м и слагаю щ их их отложений.
Н ам и уж е приводились некоторы е доводы, показы ваю щ ие ошибочность
такого м нения. В частности, было п оказан о, что песчаные валы , примыкаю­
щие к р у сл у и встречаю щ иеся иногда в глубине поймы, явл яю тся приру­
словыми валам и, накопленны ми самой рекой, а не эоловыми «прирусло­
выми и притеррасны ми дюнами», к а к это дум ал В . Р . В ильям с. Отсюда
н ел ьзя, конечно, делать вывод, что эоловый фактор не играет никакой роли
в ж изн и пойм. Д остаточно побы вать на прирусловы х отм елях в ветренный
1 Крайне большое переуглубление связано, повидимому, с деформацией по­
гребенны х тальвегов карстовыми процессами, что стоит в связи с преобладанием в
казанском ярусе и подстилающ ей их ниж ней перми карбонатных пород и наличи­
ем гипсов.
166
день, чтобы убедиться, что песок, слагаю щ ий их, перевевается, что на его
поверхности образуется хар ак тер н ая ветровая р яб ь, что он даж е наметается
в небольшие холмики у встречаю щ ихся на пути воздуш ны х токов препят­
ствий — пучков травы , кустов и вн як а, принесенны х полой водой куч в ал еж ­
ника и т. п. П ри определенных усл ови ях ветер может повы ш ать и гребни
свежих прпрусловы х валов. Повидимому, именно этим об ъясн яется присут­
ствие на поймах крупны х рек некоторы х аномально высоких песчаны х гри в
со слегка взбугренной поверхностью , верш ины которы х поднимаю тся выше
уровня даж е очень высоких паводков и почти никогда не затопляю тся во­
дой. Но на современных поймах рек Р усской равнины , особенно ее сред­
ней полосы, работа ветра обусловливает возникновение только этих слу­
чайных мелких деталей ландш аф та и не играет сколько-нибудь сущ ествен­
ной роли. Н астоящ ие дюны не только блуж даю щ ие, но и неподвижные,
здесь в наш и дни, к а к п равило, не образую тся г.
Иначе и не может быть, ибо, во-первы х, работе ветра п репятствует бы­
стро укореняю щ ийся в современных клим атических усл ови ях растительны й
покров, а»во-вторых, к а к п равило, н ап равлен ие ветра оказы вается н астоль­
ко изменчивым, что песок перегоняется им из м есяца в м есяц, а то и изо
дня в день в разн ы х н ап р ав л ен и ях , и устойчивы е, растущ ие дюны не успе­
вают сформироваться за сравнительно короткое врем я, когда песчаные
обычно довольно узки е отмели лиш ены п окрова воды. В паводок ж е воз­
никшие было зачаточные взбугрения вновь разруш аю тся течением реки.
П оскольку вопрос о природе и устойчивости воздуш ны х течений в пре­
делах речных пойм весьма важ ен д ля теоретической оценки возмож ны х
масштабов работы ветра, позволим себе остановиться н а нем подробнее.
В. Р . В ильям с вы двинул гипотезу сущ ествования на р ек ах постоянны х
береговых бризов д ля обоснования п роисхож дения «прирусловы х дюн».
Ночью такие бризы , по его мнению, дуют с берега на р ек у . В лаж н ы й от
росы песок п рирусловой отмели не доступен для их воздействия. Днем
бриз дует с реки на берег. У спевш ий п росохнуть ры хлы й песок подхваты ­
вается им и нагром ож дается в дюны. Е сли бы подобная система бризов
сущ ествовала в действительности, то идеи В . Р . В ильям са, несомненно,
имели под собою реальную почву. Д ействуя непреры вно в течение всего
лета, дневной бриз я в л я л с я бы значительны м геологическим фактором,
способным соверш ить больш ую суммарную работу.
Но гипотеза бризов В . Р . В ильям са лиш ена всяк и х реальны х основа­
ний и совершенно искусственна. Д аж е такие мощные реки, к а к В олга,
имеют слиш ком малую водную площ адь, чтобы обеспечить возникновение
устойчивой системы достаточно мощных береговы х ветров. Достаточно
провести несколько дней на берегах любой круп н ой, а тем более
малой реки, чтобы убедиться в этом с полной очевидностью. Н е сущ ест­
вует и м етеорологических наблю дений, которы е подтверж дали бы гипотезу
В. Р . В ильям са.
П равда, наприм ер в статье В. К еллерм ана (1936), можно найти у к а з а ­
ния на сущ ествование бризов на В олге у С аратова. Но при этом речь идет,
во-первых, не о береговы х, а о горно-долинны х ветрах, ночью дую щ их со
стороны правобереж ны х высот, а днем из долины на правый коренной бе­
рег. Иными словами, это генетически иные ветры, чем п ред п ол агал
В.Р. В ильям с. В о-вторы х, они п роявляю тся далеко не каж ды й день, а лиш ь
тогда, когда отсутствую т более мощные региональны е ветры , связанны е
1 Крупные дюны и котловины вы дувания известны, правда, на некоторых р е­
ках. Они описаны в современных долинах Вычегды и Печоры. На Вычегде, при устье
Выми,существуют по краю поймы современные высокие дюны. На Печоре в ее нижнем
течении хорошо известны процессы сильного развевания современных аллювиальпых
песков, не покрывающихся растительностью на громадных пространствах. Но эти
случаи цсе ж е имеют лишь местное значение.
167
с барическим реж имом атмосферы северного полуш ари я в целом. За год
наблю дается в среднем всего 6 л,3 дня с дневным и 63,7 дня с ночным брпзом. Ч ащ е всего они дуют в августе, но и в этом месяце насчитывается
в среднем только 8,9 дня, когда они имеют место, причем на дневной бриз
надо отнести не более половины случаев. В -третьих, скорости этих брнзов
невелики, в среднем 3,43 м /сек, т. е. около 2,75 б алла по ш кале Бофорта
(«слабый ветер»). С ерьезной дефляции такой ветер производить не может.
В -четверты х, только ночной бриз дует п ерп ен ди кулярно к долине, прямо
с высот правого берега. Д невной ж е бриз отклон яется вдоль долпны, под
очень острым углом взби раясь на ее правы й склон , т. е. не может выносить
песка от русл а вглубь поймы, даж е прп значительной скорости. Так об­
стоит дело в обш ирной и глубокой воляш кой долине. Нечего и говорить,
что д л я небольш их долин средних п малы х рек, особенно врезанных
на небольш ую глуби н у и сильно залесенны х, тем более не приходится
считаться практически с каким -либо проявлением работы подобных
ветров.
И т а к , следует прпттн к выводу, что только ветры регионального л пла­
нетарного генезиса могут иметь значение в развитии рельефа поймы и от­
лож ении осадков в ее п ределах. П рп этом требуется опять-такн достаточ­
ное пх постоянство. Тот яю В. Р . В пльям с вы двинул еще одну идею о
сущ ествованпп так назы ваемого «главного ветра долпны», дующего постоян­
но вдоль нее. Н аскол ько можно п онять из текста его работы (Вильямс,
1939), «главный ветер долины» есть следствие отклонения региональны х воз­
душ ных течений ее склонам и. И звестного отклоняю щ его влияни я долин
на н ап равлен ие ветра, конечно, отрицать н ел ьзя. Но чтобы оно сказалось
достаточно резко, необходим р яд б лагопри ятны х условий. Во-первых, сама
долина долж на быть достаточно ш ирока и гл убок а, а склоны ее достаточ­
но круты . В о-вторы х, нап равлен ие долины долж но образовы вать более или
менее острый угол с н аправлением ветра. В -третьих, чтобы воздушный ток
вдоль долины был более или менее постоянным н направленны м в одну
сторону, необходимо наличие устойчивы х, т. е. постоянны х лее, исходных
региональны х воздуш ных течений. Вполне понятно, что прп столь больших
ограничениях говорить о «главном ветре долины», к а к явл ен и и , присущем
не только всем или больш инству, но далее значительно]! части речных
долин, не приходится.
К конечном итоге мы приходим к выводу, что чисто теоретически нет
н икаки х оснований предполагать большой роли ветра в леизнн пойм всех
без исклю чения рек равнинны х стран. Особенно мало его значение доляено
быть, очевидно, в областях умеренного пояса с более плп меиес влажным
климатом. Заметному проявлению работы ветра здесь препятствую т, во-пер­
вых, неустойчивый циклонический реж им атмосферы, во-вторы х, полноводность рек и узость в связи с этим обсыхаю щ их в меж ень песчаных от­
мелей, в-третьих, сплош ной растительны й покров, одевающий даж е моло­
дые п рпрусловы е валы и отмели в виде густы х порослей и вн як а. Наоборот,
в странах аридны х работа ветра на поймах может п р о яв л ять ся в очень зна­
чительных масш табах. Здесь, во-первы х, ветры гораздо более постоянны
в силу менее развитой циклонической деятельности, во-вторых, реки ле­
том сильно пересыхаю т, обнаж ая обширные площ ади ры хлы х русловых
песков, в-третьих, растительны й п окров на поймах менее пышен, а отмели
гораздо дольш е не зарастаю т. Д ействительность, к а к мы видели уж е выше,
полностью подтверж дает эти выводы. Т олько в аридны х странах дюны на
современных поймах формирую тся в больш их масш табах.
Совершенно очевидно, что те ж е соотнош ения долж ны были иметь ме­
сто и в прош лом. А отсюда вы текает, что степень разви тия эоловых дюн­
ных фаций в аллю виальн ой свите и дюнных форм рельефа на поверхности
речных террас может служ ить критерием для оценки климатической обста168
ловки эпохи пх об разован и я. П одразум евается, конечно, что речь идет об
эоловых о б разован иях, сиигенетичных аллю вию , чередую щ ихся с поймен­
ными фациями его покровного горизонта, а не о вторичны х, навеянны х
дюнах, погребаю щ их аллю виальную свиту в целом.
С излож енной точки зрен и я соверш енно справедливо общ ераспростра­
ненное мнение о том, что мощное развитие дюн на молодых, так н азы вае­
мых «боровых» террасах наш их русски х рек яв л яе тся свидетельством от­
носительной засуш ливости кли м ата во время или после н акоп лен и я сла­
гающего пх ал л ю ви я. Ибо в данном случае мы имеем дело с спнгенетичными
эоловыми ф ациями. Но было бы неправильны м делать обратный вывод
о накоплении аллю вия во влаж ном климате, если на слагаемой нм террасе
отсутствуют дюны. Степень разви ти я эоловы х песков тесно зависит от
степени р азви тия песчаны х русловы х отлож ений, даю щих им начало. А мы
видели, что при господстве в бассейне реки глинисты х пород при любом
климате русловы е фации оказы ваю тся редуцированны м и, пойма в основ­
ном сложенной сугли нкам и п глинам и, и даж е в пусты не тогда немыслимо
вознпкнЬвенпе дюн.
Глава
IX
Г Л А В Н Ы Е ОСОБЕННОСТИ С Т Р О Е Н И Я А Л Л Ю В И Я Р Е К
РА ЗЛ И Ч Н О ГО ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖ И М А
Горный, равнинный п балочный аллювий как различные типы
аллювиальных отложений
Н а п ротяж ении предш ествую щ их гл ав были порознь рассмотрены гл ав­
ные ф ацпальны е подразделения аллю виальн ы х свит равнинны х рек. П ри
этом было показано, что степень разви тия и облик всех фаций аллю вия
прямо зави сят от реж им а реки, в свою очередь определяемого особенностя­
ми клим ата, геологического строенпя местности и другим и элементами гео­
графической обстановки. Попытаемся теперь, рассм атривая уж е всю
аллю виальную свиту к а к единое целое, обобщить полученные данные и,
где нуж но, дополнив пх, выделить главнейш ие географические в ари ­
анты аллю вия.
К ак мы убедились, наиболее яр к о отраж ается реж им реки на относи­
тельном значении в строении аллю виальной свиты важ нейш их групп
фаций — руслового, пойменного и старинного аллю вия. Особенно х ар ак ­
терным является при этом степень разви тия руслового и пойменного
аллю вия, точнее — слагаем ы х и м и ниж него, основного, и верхнего, по­
кровного, горизонтов аллю виальны х свит. Этот п ризн ак мы и примем за
главный критерий при реш ении поставленной задачи.
П режде всего необходимо ясно представить себе, чем отличается аллю ­
вий равнинны х рек с этой точки зрения от других типов аллю виальны х
отложений н каково его соотношение с последними. Это необходимо, чтобы
в дальнейшем более сознательно подойти вновь к ан ал и зу самого аллю вия
равнинных рек. Н аиболее резко противостоят друг д ругу по гидрологи­
ческой характери сти ке равнинны е и горные р ек и . Горные реки отличаю тся
от равнинных, преж де всего, гораздо большими скоростям и течения. Это
отличие отнюдь не сводится к простой количественной разн и це численны х
значений скорости, но идет гораздо глубж е, п ерерастая в качественное
своеобразие динамической структуры потока. Н е вни кая в подробности,
отметим лиш ь, что с гидрологической точки зрения типичные горные реки
относятся к категори и так назы ваемы х б ы с т р о т о к о в; к последним не­
применимы у ж е тс схемы внутренней поперечной ц и р к у л я ц и и , которые
169
были у казан ы выше для равнинны х рек. Д виж ение струй в таких быстро­
т о к а х представляет крайне слож ную систему п рихотливы х завихрений и
'водоворотов, быстро меняю щ ихся и вдоль потока и во времени Д
В связи с этими отличиями стоит ряд специфических особенностей ру­
слового аллю вия горны х рек . В о-первы х, он слож ен не пескам и, а галеч­
никами, тем более крупны м и, чем стремительнее поток и чем больше его
расход. В о-вторы х, сортировка м атери ала гораздо менее соверш енна, чем
в русловы х отлож ен и ях равнинны х рек, и тип текстуры так ж е иной. Здесь
уж е не наблю дается п равильн ы х сдонных дюн», перемещ аю щ ихся вниз по
течению. Н е возникает и д иагональной слоистости. Галечники разной круп­
ности чередую тся д руг с другом гори зонтальн о ориентированны м и лин­
зами и неправильны м и карм ан ам и , внутри которы х порою крупны е валуны
оказы ваю тся пересыпанными гораздо более мелким и гал ькам и или вклю­
чены в их массу в виде единичны х экзем п ляров. Ч асто на небольш их вы­
ходах это создает лож ное впечатление полного отсутствия сортировки
в некоторы х прослоях (фиг. 65). В -третьих, той правильной смены фаций,
которая наблю дается в русловом аллю вии равнинны х рек, на горных ре­
ках не сущ ествует. Она гораздо более пестра, изм енчива, сами фации
хар актер и зу ю тся иными п ри зн акам и и менее четко обособлены друг от
д р у га. Н акон ец , русловой аллю вий горны х рек маломощ ен, ибо при
больш их скоростях течения р у сл а отличаю тся малы ми глубинами, а
паводки м алой высотой.
А ллю вий постоянных горны х рек п рактически слож ен одними русло­
выми галечникам и. И х долины больш ей частью узки , и в них образуются
только сравнительно н и зк и е галечны е поймы. К а к п равило, они лише­
ны или почти лиш ены глинисто-песчаного п окрова. П равд а, близ
устьев боковых притоков и оврагов наблю даю тся участки, перекры­
тые слоем глинисты х песков или грубы х сугли нков от н ескольки х санти­
м етров до десятков сантиметров мощ ностью. Но обычно без труда можно
бывает убедиться, что этот п окров тесно св язан с выносами боковых долин,
; см ы каясь с периферией их п риустьевы х конусов выноса, т. е. генетически
представляет собой пролю виальны е, а не аллю виальн ы е накопления.
Отсутствие пойменного аллю вия вполне понятно, если учесть особенности
.реж им а горны х рек . Во время бурны х п кратковрем енны х паводков пой­
ма п окры вается слоем воды, быстро текущ ей, повинуясь крутом у продольI ному у кл о н у долины . Скорости течения при этом таковы , что песок, а тем
более глинисты е частицы не могут оседать. В особо бурны е паводки
могут перемещ аться и довольно крупны е в а л у н ы 2. Н а пойме при
подобной обстановке, конечно, не может ф ормироваться какой-либо пес1 П ереход от одного типа турбулентного движения потока к другом у совершается
при достижении так называемой сверхволновой скорости, когда скорость потока ста­
новится больше скорости распространения волны при данной глубине. Математически
ит
это условие выражается неравенством — > 1 . где и — средняя скорость потока,
gh
h — глубина, g — ускорение силы тяж ести (Великанов, 1946). И з этого совершенно
очевидно, что далеко не все речные потоки горных стран являются горными реками
в строгом смысле этого слова. Сравнительно медленно текущ ие по дну широких долин
реки многих районов Алтая, тяньшаньских сыртов и пр. с их обширными поймами
и прихотливыми меандрами относятся либо к переходному типу, либо даж е являются
типично равнинными. Говоря здесь о горных реках, мы отнюдь не имеем п ппду
эти случаи.
2 На пойме р. Гумисты близ С ухуми в предгорной части долины мной наблюда­
лись, например, отдельные глыбы до 1 ,5 — 1,7 м в диаметре с обтертыми углами, пред­
ставляющие собой валуны отсутствующ их в этом месте кристаллических пород, вы­
мытые из ледниковых морен, развитых в 15— 20 км выше по течению. Они лежали
посреди долпны поверх мелкогалечного наноса и, несомненно, были перекатаны
сюда рекой.
170
чано-глпнистый периодический н ап л ок. Н аоборот, во время паводков по­
токи воды часто производят эрозионную работу, вы ры вая ры твины, л ож б и ­
ны или проклады вая новые протоки п р у к ава реки.
Иногда все ж е удается обнаруж и ть и на горны х р ек ах образован ия,
которые, с известным правом можно толковать к а к ан ал оги пойменного
аллю вия равнинны х рек. Это касается рек сравнительно б 6 льнш х^~отлагающих крупногалечны й м атериал. В пустоты между составляю щ ими его,
валунами и гал ькам и в русле и во время паводков на пойме легко прони-;
Фиг. Go. Вы ход галечников надпойменной террасы
р. Туапсинки у г. Т уапсе (фото Т. М. Микулиной).
Видна грубая сортировка материала в отдельных линзах.
кает вода вместе со взмученными в ней песчаными и глинистыми частицам и.'
Скорости движ ения воды внутри толщ и галечника резко падают по срав­
нению с течением н а поверхности, и почти весь взмученный м атери ал вы па­
дает, зап о л н яя п р ом еж утки м еж ду гал ькам и . Т уда ж е вмы вается дож де­
выми водами и больш ая часть того незначительного н аи л к а, которы й ме­
стами все ж е остается на поверхности поймы после спада половодья. Т ак
формируется песчано-глинисты й цемент, спаиваю щ ий гал еч н и ки в ры х­
лый глинисты й конглом ерат. Сцементированные подобным образом гал еч ­
ники нередко можно наблю дать в обнаж ен и ях д ревнеаллю ви альны х тер ­
рас, в которы х они держ атся в виде почти верти кальн ы х стенок. Б ольш и е
размеры многих валун ов, входящ их в состав породы, гр у б ая сортировка
и наличие суглинистого цемента делаю т ее порою несколько напоминаю ­
щей на первый взгляд ледниковую морену, когда наблю даеш ь небольшие
выходы, не вскры ваю щ ие всей толщ и аллю вия в делом (фиг. 66 ).
Описанный песчано-глинисты й цемент п яв л я е тся тем образованием,
I которое можно рассм атривать в качестве генетического ан алога поймен\ ного аллю вия, п оскольку подобно последнему он возникает за счет выпа­
дения взвеш енных наносов. Но полной гомологии, конечно, меж ду обоими
типами осадка все ж е нет. П реж де всего, только часть песчано-глинистого
цемента об разуется во время половодий, заливаю щ их пойму. К а к мы ви­
дели, его накопление может иттп в известны х пределах и в русле, почти
одновременно с отложением самого гал еч н и ка. Д алее, речь идет уже
Фиг. 6 6 . Вы ход дрспнеаллювпальных галечников близ
г. С ухуми (фото Т. М. Микулпной). Видна грубая сор­
тировка н песчано-глпннстыц цемент.
не о самостоятельной фацнн, слагаю щ ей обособленный: горизонт аллю­
виальной свиты, но о составной части породы, играю щ ей чисто подчинен­
ную роль. Р условой и пойменный аллю вий сливаю тся воедино в одну
нераздельную толщ у, проникаю т д руг в друга, но при этом пойменный аллю­
вий, тер яя свою индивидуальность, к а к бы целиком поглощ ается аллю­
вием русловым, по сути дела безраздельно господствующим в отложениях
горны х рек.
Мы рассм атривали пока лиш ь наиболее типичные случаи постоянных
многоводных горных рек, для которы х сохраняет полностью реальный
смысл деление перемещаемых ими наносов на влекомые нлп донные, с од­
172
ной стороны, и взвешенные, с другой стороны. Сущ ествует, однако, весьма
распространенная категори я селевых потоков, настолько перегруж енны х
обломочным материалом, что они представляю т собой сплош ную массу
жидкой гр язи , состоящей пз смеси частиц самых различны х размеров,
начиная от глины п песка и кон чая крупны м и каменными глы бам и. В се­
левом потоке невозможно уж е противопоставить друг д р у гу влекомые
н взвешенные наносы. Н ередко больш ие валуны к а к бы плы вут по поверх­
ности грязевой массы, стремительно движ ущ ейся по крутом у у к л о н у дна
горного у щ елья, будучи ф актически взвешенными в ней. И в то ж е время
часть их вместе с мелкой щ ебенкой, песком и глиной волочится по дну.
Весьма красочно и в то ж е время с большой! наблю дательностью описано
явление селевого потока М. В . М уратовым и Н . А. Гвоздецким (1948),
наблюдавшееся ими во время ливня 14 августа 1939 г. н а р . Х асаут (Се­
верный К а в к а з ).' А вторы пиш ут: «поток представлял, по сущ еству, не
воду, а ж идкую ж елто-бурую гр я зь . О громная масса ее с неослабевающ ей
силой неслась вслед за передовым валом . Обычные речные валуны , вели­
чиной с человеческую голову п круп н ее, плы ли в нем, к а к пустые. Более
мелкие гд льки текли сплош ной скреж ещ ущ ей массой. Ч ерез несколько
минут грохот у си л и лся, перейдя в настоящ ий гу л . Мы увидели, к а к по
реке, полупогруж енны е в грязевой поток, движ утся поодиночке — мед­
ленно и тяж ело — огромные угловаты е глыбы. Они на мгновение задерж и ­
ваются, затем, чуть-чуть повернувш ись, сры ваю тся скачком п несутся
дальш е, производя оглуш ительны й грохот. Одна из последних прополз­
ших мимо нас глыб прочно вкли ни лась в какое-то препятствие. Она не­
сколько р аз п оворачи валась, но не поползла дальш е. П оток несся через
нее. Огромный вал в несколько метров высотой покры л ее, образовав стрем­
нину. К а к мы увидели через несколько дней, сзади этой глыбы, в 2,5 м в по­
перечнике и очевидно в несколько тонн весом, отлож илась к а к бы коса
пз крупны х валунов».
Это живописное описание п рекрасно разъ ясн яет, почему в отлож ениях
селевых потоков не наблю дается почти н икакой сортировки м атери ала. Ее
отсутствие но представляет уж е вторичного яв л ен и я, к а к в случае с пес­
чано-глинистым цементом галечного аллю вия крупны х многоводных
горных рек, связанного с разновременны м осаждением влекомы х и
взвеш енных наносов. Н есортированность породы есть прямое следствие
совместного переноса потоком обломков самого различного диаметра в виде
беспорядочной их смеси. Глинистую основную м ассу селевых накоплений,
известных в литературе под именем «фангломератов», н ельзя уж е поэтому
толковать даж е в качестве отдаленного ан ал ога пойменного аллю вия. П о­
следний здесь редуцирован полностью . В то ж е врем я, однако, и настоя­
щим гомологом руслового аллю вия селевые отлож ения не яв л яю тся. Мало
того, эти н акоп лен и я вообще настолько резко отличаю тся от аллю вия
в обычном смысле слова, что нередко их рассм атриваю т к а к совершенно
особый генетический тип. О днако, если держ аться указан н ы х выше рам ок
понимания аллю вия, то селевые н акоп лен и я рациональнее все же толко­
вать в качестве разновидностей аллю виальн ы х образований. Только это —•
совершенно своеобразны й их вариант, особая, специфическая их ф ация,
некоторое подобие которой в равнинны х странах можно найти только
в наносах молодых энергично растущ их оврагов, но не в аллю вии
равнинны х рек.
Селевые фации соответствуют, я бы ск азал , самым начальны м ступе­
ням процесса зарож дени я аллю вия в ходе исторического р азви ти я эрозион­
ной долины . Н аиболее типичны они для морфологически молодых сухих
долин и оврагов вы сокогорны х и особенно аридны х областей континентов,
отложения которы х возникаю т в усл ови ях энергично идущ ей донной эро­
зии при отсутствии постоянного руслового потока.
173
Элементы селевого реж им а свойственны, правда, в тон или иной мере
и настоящ им горным рекам , примером чего я в л я е т с я , в частности, приве­
денная выше р. Х асау т. Но здесь они сводятся лиш ь к отдельным особо
бурным, катастроф ическим ливневым паводкам , рассеиваю щ им крупные
валуны по дну долины. Н астоящ ие селевые н акоп лен и я перестают быть
типичной фацией аллю вия и господствую щ ую роль начинаю т играть нор­
м альны е русловы е галечн ики.
Обособление пойменного ал л ю ви я, к а к самостоятельной фации, про­
исходит лиш ь в случае сущ ествования плоского дна долины и связанной
с ним поймы. Д остаточно хорош о вы раж енны й его покров можно наблюдать
уж е на р ек ах предгорий высоких хребтов и в низкогорны х странах, напри­
мер на У р ал е, во многих местностях Восточной Сибири и т. п. Но наиболее
типично разви ты русловы е и пойменные фации, к а к два противостоящих
др у г другу горизонта аллю виальн ой свиты, на р ек ах равнинны х с их хо­
рошо разработанны м и долинами, малыми продольны ми уклонам и и ши­
рокими поймами, являю щ им ися вы раж ением ведущей роли боковой эро­
зии мигрирую щ его русл а в накоплении ал л ю ви я. В то ж е время здесь мы
впервые сталкиваем ся с хорошо обособленной и ш ироко распространенной
третьей группой фаций — старинным аллю вием. Ибо в горны х долинах,
даж е обладаю щ их довольно ш ироким дном, брош енные рекой боковые
р у к ава быстро зан о сятся галечно-песчаным и русловы ми осадками и ни­
когда не превращ аю тся в реликтовы е водоемы озерного типа, имеющие
сколько-нибудь продолж ительное сущ ествование.
I
И так, мы можем выделить два противополож ны х д руг другу типа аллю/вия — а л л ю в и й г о р н ы й и а л л ю в и й р а в н и н н ы й . ГорI пый аллю вий отличается небольш ой мощностью аллю виальной свиты и
J однородным ее строением. А ллю ви альн ая свита не подразделяется на нпжний, русловой, и покровны й, пойменный, горизонты . В ней почти безраз­
дельно господствуют русловы е фации. Пойменный аллю вий редуцирован,
а ^старинный отсутствует вообще. Р авни н ны й аллю вий, наоборот, оказы­
вается "хорошо^ дифференцированным ф ациально. Р условы е, пойменные
и старинные отлож ения четко противопоставляю тся д руг д ругу. Хорошо
оформлен, к а к п равило, покровны й горизонт аллю виальн ой свиты.
М ежду наиболее примитивными формами горного ал л ю в и я, с одной
стороны, и наиболее полно развитыми формами аллю вия равнинного, с дру­
гой стороны, сущ ествую т многочисленные промеж уточны е звен ья, обра­
зую щие к а к бы один непреры вны й ряд. Р я д этот, однако, определенно
неполон. В самом деле, один из его край н и х членов — горный аллювий —
соответствует, если можно так вы разиться, эм бриональной стадии разви­
тия процесса. В нем господствую т русловы е фации, пойменные ж е редуци­
рованы и подчинены русловы м. В торой крайн и й член — равнинный аллю­
вий — соответствует наиболее полному и всестороннему проявлению
процесса. В нем гармонично развиты все главны е фации, пойменный и рус­
ловой аллю вий четко обособлены д руг от друга в виде двух самостоятель­
ных горизонтов аллю виальной свиты. Н евольно н апраш ивается мысль, а
н ельзя ли продолж ить наш ряд дальш е? Н ельзя ли найти в природе такие
типы аллю вия, в которы х господствую т пойменные фации, а недоразвиты
фации русловые? Очевидно, они отвечали бы не зарож дению или полному
развитию процесса, а наоборот, его умиранию или просто крайн е слабому
проявлению , когда исчезает почти полностью русловой поток вообще.
Конечно, пока по дну долины течет река, то подобная форма строения
аллю вия в чистом ее виде невозм ож на, на како й бы стадии развития ни
находилась долина. Ибо рек а, даж е временно п ересы хаю щ ая, всегда имеет
русло, а в нем отлагается русловой аллю вий. Мы видели, правда, что у от­
лож ений небольш их рек степных и полупусты нны х равнин с преоблада­
нием глинисты х пород в слагаю щ ей пх серии напластований русловые фа-
дни недоразвиты и пойменные фации становятся преобладаю щ ими. Но
и при этом сохраняется деление аллю виальн ой свиты на два горизонта.
С охраняется, иными словами, индивидуальность руслового аллю вия. В к а­
честве некоторого прибли ж ен ия к искомому нами недостаю щ ему члену
ряда можно п ризн ать лиш ь несколько особняком стоящ ий тип ал л ю ви аль­
ных осадков — б а л о ч н ы й
аллювий.
Типичные баЛки особенно ш ироко распространены у нас в степной по­
лосе, но встречаю тся и севернее. Они, к а к известно, представляю т послед­
ние стадии эволю ции первоначально крутостенны х и узки х оврагов. В по­
логом и плавном поперечном профиле балки , в силу постепенной редукции
овражного водотока, исчезает элемент, соответствующ ий руслу в собствен­
ном смысле слова. Оно замещ ено плохо оформленным тальвегом, блуж даю ­
щим в зависимости от н акоп лен и я выносов из боковых отверш ков, со
склонов и неравномерного отлож ения наноса самим временным водотоком,
протекающим по б ал ке. Весной плоское дно ее зали вается почти равно­
мерным тонким слоем воды, либо образую щ им сплош ной п окров, либо рас­
падающимся на прихотливо дробящ иеся и вновь сливаю щ иеся плоские
лентообразные струи. У сл ови я осаж дения наноса и з этих медленно теку­
щих вод почти всюду соверш енно однообразны и весьма напоминаю т обста­
новку осадконакопления на речной пойме. П оэтому и сами формирую­
щиеся таким путем отлож ен и я, по преимущ еству состоящ ие из тонких
суглинков, можно с известным правом сопоставить с пойменными фациями
нормального речного аллю вия. Руслового аллю вия в строгом смысле слова
в балке не образуется, п оскольку нет самого русл а. О тдаленным его анало­
гом можно н азвать только тот несколько более грубы й песчанистый мате­
риал, которы й н акап л и вается в сравнительно четко вы раж енны х участ­
ках рудим ентарного тал ьв ега. Н о и эти отлож ения не играю т той роли,
которая падает на долю русловы х фаций в строении аллю виальны х свит
речных пойм. Н ичтож ны е расходы протекаю щ их по тал ьвегу струй воды
исключают возможность эрозии. От года к году, от ливня к ливню тальвег
неуклонно заносится осадками и вода находит себе новый путь в стороне
от него, вдоль нового тал ьвега, вновь вы полняем ого наносам и. Все дно
балки в целом, вклю чая и сам неустойчивы й тал ьвег, постепенно повышает­
ся, и становится невозможны м возникновение единого выдерж анного
горизонта руслового ал л ю ви я, даж е в зачаточной его форме.
В итоге р азр ез отлож ений, вы полняю щ их б алку, принципиально отли­
чен от р азр еза речной поймы. В ся толщ а состоит в основном чащ е всего из
однообразных суглинков и супесей с тонкой слоистостью, ориентированной
почти гори зонтальн о. В эту толщ у, являю щ ую ся до известной степени ге­
нетическим аналогом покровного пойменного горизонта речного аллю впя,
на разны х у р о вн ях вклю чены небольш ие линзы косослоистых песков,
часто пы леваты х или глинисты х и содерж ащ их еще более мелкие линзоч­
ки супесей и сугли нков. Т олько такие линзы , накопивш иеся в блуж даю ­
щем балочном тальвеге, и могут рассм атриваться к а к аналоги руслового
аллю вия. В ниж ней части толщ и их больш е, а в самом основании они ино­
гда образую т даж е четковидно раздуваю щ ийся и выклиниваю щ ийся ба­
зальный горизонт, но в ряде случаев его нет, и тогда тонкослоистые су­
глинки л ож атся прям о на коренное лож е, будучи только у своей постели
менее сортированны ми, песчанистыми, и содерж ат здесь примесь щ ебенки.
В балочном аллю вии мы, следовательно, опять не находим четкой диф­
ференциации русловы х и пойменных фаций. Те и другие к а к бы проникаю т
друг др у га, но, в отличие от аллю вия горного, реш ительно господствуют
аналоги пойменных фаций. Р условы е ж е образован ия но типичны
и сводятся к рассеянны м в суглинистой толщ е небольш им песчаным
линзам. Балочны й аллю вий выступает к а к антипод аллю вия горного, как
тот дополнительный член генетического ряда, которы й мы поставили своей
17Д
целью найти. От него к аллю вию равнинны х рек можно наметить и переход­
ные формы, одной пз которы х яв л яю тся отлож ения рек степных.
Б алочны й аллю вий, строго говоря, яв л яе тся смешанным генетическим
типом, и ан алоги я между ним и пойменными фациями собственно речных
отлож ений далеко не полна. О тсутствие всяки х п роявлений эрозпн па дне
б ал ки приводит к возможности массового н акопления выносов из боко­
вых отверш ков и особенно п родуктов смыва с п рилеж ащ и х склонов. По­
следние играю т не менее важ ную роль, чем наносы, принесенные пз обла­
сти верховий вдоль тал ьвега. Б алочны й аллю вий — это отлож ения делю­
виально-аллю виальны е. Н а эту его особенность впервые обратил внимание
В. В. Д окучаев (1890), справедливо противопоставивш ий его делювию
в понимании А. П . П авлова под именем «овражный: аллювпй>>. Смешанный
делю виально-аллю виальны й генезис балочного аллю вия прекрасно гар­
монирует с той стадией разви тия овраж ной долины, которой он отвечает.
В ы полаж иваннё ее продольного и поперечного проф иля сопровождается
отмиранием четко морфологически вы раж енного овраж ного русла. Вме­
сте с этим исчезает, по сущ еству говоря, и настоящ ий русловой поток —
главны й фактор н акоп лен и я ал л ю ви я. Исчезаю т русловы е ф а ц и и — наи­
более характерны е нз фаций аллю вия вообще. Зам ирает аллювиальное
осадкоиакопленпе в целом, тер я я свои самые я р к и е отличительные черты
и по ряд у п ризн аков сб ли ж аясь с осадконакоплеипем делю виальным. Все
больш ую роль начинаю т и грать в составе образую щ ихся отложений и на­
стоящ ие делю виальны е фации.
М ожет возникнуть мысль о сопоставлении построенного нами ряда,
ведущего от горного аллю впя через аллю вий равнинны й к аллю вию балоч­
ному, с известными стадиям и морфологической эволю ции речных долин,
выделенными В . М. Д эвисом. Д ействительно горны й аллю вий свойстве­
нен долинам морфологически молодым, плохо разработанны м , с узким дном,
круты ми продольны ми уклон ам и , обусловливаю щ ими энергичную дон­
ную эрозию водного потока. Р авнинны й аллю вий формируется в плоско­
донны х долинах, хорошо разработанн ы х, н аходящ и хся на стадии морфоло­
гической «зрелости» или «дряхлости». Н акон ец , балочны й аллю вий отве­
чает к а к бы фазе окончательного ум и ран и я долины , превращающейся
в застывш ую , полностью уравновеш енную по отношению к агентам де­
нудации и более уж е не развиваю щ ую ся форму рельеф а. Н адо, однако,
твердо помнить, что при подобной трактовке наш его ряд а он становится
идеальной абстрактной схемой, гораздо более упрощ енной п односторон­
ней, чем сама схема В . М. Д эвиса, безусловно страдаю щ ая этими недо­
статкам и. В действительности ни один член наш его ряд а не является вы­
раж ением обязательной стадии, которую долж но пройти осадкообразование
в ходе р азви тия одной и той ж е долины . Н елепо, в самом деле, было бы
думать, что лю бая равн ин н ая рек а была некогда горной. Н аоборот, водные
потоки равнинны х стран даж е в момент своего зарож ден и я, к а к правило, не­
похож и по своей гидродинамической структуре н а горные реки . Здесь по­
этому невозможно образование ни круп н огалечного ал л ю вп я, н и селевых
накоплений, если не считать имеющих ничтож ное геологическое значе­
ние отлож ений оврагов или зачаточны е формы аллю вия некоторых пу­
стынь. Пойменный аллю вий начинает здесь отл агаться порою уж е на очень
ранних стадиях р азви тия долины, когда она еще очень у зк а . С другой сто­
роны, при определенных особенностях реж им а реки, кли м ата и геологиче­
ского строения бассейна, к а к мы могли убедиться, пойменный аллювий
остается недоразвиты м в течение всей истории долины. Ч то касается ба­
л о к, то за крайн е редкими исклю чениями они никогда вообще не были на­
стоящ ими речными долинами. Эта стадия разви ти я яв л я е тся специфиче­
ской особенностью м елких элементов эрозионной сети и только в степных
и полупусты нны х ус л овиях приобретает несколько более ш ирокое значение.
176
Таким образом, к а к только мы переходим из области абстрактно-тео­
ретических рассуж дений к конкретны м фактам, становится очевидным, что
построенный нами ряд не яв л яется единым эволю ционным рядом. Он со­
ставлен из разнородны х элементов. Он может и ллю стрировать некоторые
моменты р азви тия форм осадкообразования во времени лиш ь п остольку,
поскольку горные реки могут по мере вы равнивания рельеф а страны пре­
вратиться в равнинны е, п оскол ьку балки возникаю т из оврагов, по дну
которых временами проносятся настоящ ие бурные русловы е потоки.
В сущности ж е отдельные звен ья ряд а надо рассм атривать к а к сам остоя­
тельные типы ал л ю ви я, часто возникаю щ ие вне исторической связи д р у г с
другом и в своем развитии подчиняю щ иеся особым законом ерностям . В осо­
бенностях своего строения они отраж аю т, преж де всего, своеобразие гидро­
логического реж им а родоначального водного потока, что было подчерк­
нуто с самого н ач ал а. Т ри главны х типа аллю вия — горны й, равнинный
и балочный — соответствуют при этом трем наиболее резко различны м к а ­
тегориям этого реж им а, а промеж уточные формы — переходным между
ними случаям *. Сопоставление д руг с другом гл авн ы х типов строения а л ­
лю вия, произведенное выше, помогает, таким образом, п онять св язь между
обликом аллю виальны х отлож ений и реж имом реки, а п о ско л ьку п ослед­
ний есть, в конечном счете, ф ункция географ ической среды, то и н ащ уп ать
возможные пути использования древнего аллю вия для целей палеогео­
графии. В этом заклю чается, по наш ему мнению, значение построенного
выше аллю виального ряда для учения о ф ац и ях .
Варианты строения современного и древнего аллювия крупных рек
Русской равнины, связанные с особенностями их режима
Подойдем теперь, с той ж е точки зрен и я ан ал и за относительной роли
русловых и пойменных фаций в строении аллю виальн ой свиты, к аллювию
рек Р усской равнины — главном у объекту наш его и сследован и я. К а к мы
уже могли убедиться, различны е его конкретны е формы часто весьма силь­
но отличаю тся д р уг от друга в этом отнош ении. Выш е были достаточно
подробно разобраны причины , обусловливаю щ ие степень разви тия к а к
русловых, так равно пойменных и старинных фаций, и мы не будем поэтому
повторять здесь все сказанное, а ограничим ся лиш ь кратки м поды тож ива­
нием сделанны х ранее выводов, сосредоточив, к а к и преж де, свое основ­
ное внимание на аллю вии долин сравнительно круп н ы х рек, к а к наиболее
типично развитом.
Среди современных аллю виальн ы х свит равн ин н ы х рек можно поды­
скать все переходы от сл уч ая практи чески полной редукции покровного
пойменного горизонта к другой крайности — реш ительному его п реобла­
данию над ниж ним, русловы м. П рим ерам и первого рода яв л яю тся уж е
знакомые нам р азрезы пойм Н евы и К ерж ен ц а. П римерами второго рода
могут служ ить разрезы пойм Больш ого И рги за, Ч агр ы и больш инства
рек Н изового З а в о л ж ь я вообще. Н аибольш им распространением п ользует­
ся промеж уточный тип, когда и тот и другой горизонты хорошо вы раж ены .
Сюда относятся аллю виальны е свиты волж ской , днепровской, окской,
1 Разнила м еж ду горными и равнинными реками достаточно ярко выступает из
одного сравнения их гидродинамических характеристик, приведенного выше. Времен­
ные ручьи, текущ ие по дну балок, с формально гидрологической точки зрения отли­
чаются от равнинных рек лишь чисто количественно, по численному значению ско­
ростей и расходов. Но геологически, как мы видели, это не менее своеобразный
тип потоков, работа которых близко напоминает деятельность мелких струек дождевых
и талых снеговых вод, стекающих по склону. Это не позволяет рассматривать их как
русловые потоки в строгом смысле слова.
12 Труды и г н , вып. 135
177
донской пойм п больше!! части пойм остальны х крупны х и средних рек
Р у сско й равнины . Эта изменчивость обли ка равнинного аллю впя не может
у ж е быть объяснена принципиальны м отличием гидродинамической струк­
туры родоначального потока и связанной с этим различием динамики пере­
носа обломочного м атери ала, на которое мы обратили внимание при срав­
нении равнинного типа аллю вия с горным его типом. Все равнинные реки
относят'сй к одной и той ж е гидродинамической категори и русловы х потоков
со сравнительно небольш ими скоростям и течения и однотипной схемой
внутренней поперечной ц и р к у л я ц и и . Но реж им ы их расходов и уровней прп
всем этом оказы ваю тся край н е разнообразны м и. И это — первая основная
причина неодинакового строения их аллю виальн ы х свит. Можно утвер­
ж дать, что каж дом у типу реж им а уровней и расходов соответствует, прп
прочих равн ы х усл ови ях, свой особый реж им осадконакоп лени я, а следо­
вательно и свой особый тип строения аллю вия.
Н аиболее постоянным, зарегули рован н ы м реж имом расходов отли­
чаю тся озерны е реки. Д л я них, к а к мы видели, характерн о отсутствие
резко вы раж енны х паводков и связан ны х с ними половодий. В связи с этим
стоит почти п олная невозмож ность возникновения пойменного аллювия.
В то ж е время этим рекам свойственно отсутствие настоящ ей межени. Их
расходы мало меняю тся в течение года, оставаясь в то ж е время всегда до­
статочно больш ими. Р усло кругл ы й год полно водой, течение никогда не
ослабевает заметным образом. В итоге русловой аллю вий полно н типично
развит, хорош о отмыт и сортирован.
Аллю вию озерны х рек противостоит аллю вий рек с хорошо выражен­
ными сезонными половодьями, но и с достаточно больш ими меженными рас­
ходами. К ним принадлеж ит подавляю щ ее больш инство равнинных рек
стран с влаж ны м климатом г. П ериодические половодья создают условия,
благоприятны е для мощного н акоп лен и я взвеш енных наносов на пойме,
год от года наращ иваю щ их толщ у покровного горизонта пойменного
аллю вия. В то ж е время, достаточно больш ие меженные расходы обеспе­
чиваю т типичное разви тие руслового ал л ю ви я, по своему облику мало от­
личаю щ егося от руслового аллю вия озерны х рек . Однако сильное умень­
шение скоростей течения и глуби н в меженное время приводит к возмож­
ности осаж дения части взвеш енных наносов в некоторы х у ч астках русла,
к возникновению явлен и й сезонного заи л ен и я, тем больш его, чем более
резко вы раж ена меж ень. П рослои иловаты х пород в ф аш ш прирусловых
отмелей п редставляю т поэтому, п ож алуй , не менее я р к и й п ри зн ак аллювия
этого типа рек, чем хорош ее разви тие пойменных фаций. Н акон ец , харак­
терным призн аком их ал л ю ви я, к а к мы видели, яв л я е тся ш ирокое распро­
странение старинных фаций.
Третий тип реж им а равнинны х рек — это реж им рек временных, пол1 Теоретически можно, конечно, допустить, что при теплом и влажном климате,
в силу совершенно равномерного распределения осадков в течение всего года, выпа­
дающих исключительно в форме дож дей, сток, а следовательно и расходы рек могут
не испытывать никаких колебаний по сезонам. Однако такой тип полностью зарегу­
лированного режима для рек с дождевым питанием практически невозможен. Даже в
странах с наиболее мягким морским климатом дож ди всегда выпадают в неодинако­
вом количестве в разные сезоны. Кроме того, и этим странам не чужды эпизодические
напряженные ливневые дож ди, вызывающие случайные бурые паводки и половодья.
Из европейских рек к такому типу приближаются некоторые реки Англии и Ирландия.
Они все ж е должны быть отнесены у ж е к нашему второму типу, хотя и к наименее ха­
рактерной его разновидности.
Почти полностью зарегулированньш п расходами отличаются некоторые реки за­
сушливых стран, питающиеся, по сути дела, исключительно за счет обильных источ­
ников подземных вод с постоянным дсбптом. Подобного рода случаи указывает
М. И. Львович в своей работе по классификации рек земного шара (1945). Однако они
крайне редки и с геологической точкп зренпя имеют ничтожный интерес. Поэтому
пх с полным правом можно по принимать в расчет.
178
ностыо нлп частично иссякаю щ их в сухие сезоны года. Д ля него характе­
рен бурный, в ы с о к и й , н о кратковрем енны й паводок, вызываю щий выход
реки из берегов, и следую щ ая за ним очень д ли тельн ая межень с ничтож­
ными, часто пулевыми расходами. Т аковы наш и степные реки. И х аллю вий
отличается, в связи с этим, мощным развитием фаций пойменных и сильной
редукцией фаций русловы х. В то ж е время сильно развито сезонное заи­
ление ру сл а, отчего русловой аллю вий не только маломощ ен, но и менее
типичен и содерж ит многочисленные линзы и прослои глинисты х песков,супесей и сугли нков. Н екоторы е его фации приобретаю т поэтому, к а к мы
видели, черты, сближ аю щ ие их даж е со старинным аллю вием, которы й
в качестве самостоятельного ф ациального подразделения аллю виальной
свиты в этом случае к а к раз слабо развит.
Т аковы й общих чертах зависимости меж ду строением аллю виальной
свиты и реж имом расходов и уровней родоначальной реки. Однако с са­
мого н ачала было подчеркнуто, что она в полной мере п роявляется «при
прочих равны х условиях». У п отребл яя это вы раж ение, мы имели в виду
прежде всего сходство реж им а наносов, и ли , что то ж е, приблизительно
одинаковые х арактери сти ки твердого стока в бассейнах сравниваемы х
рек. Д ля круп н ы х речных артерий с громадными водосборами это условие
соблюдается в очень большом числе случаев. Р азн ы е части обш ирной тер­
ритории, дренируемой их многочисленными притокам и, отличаю тся обыч­
но очень больш им разнообразием географической обстановки, в том числе
таких важ нейш их се элементов, к а к клим ат, рельеф, геологическое строе­
ние и хар актер растительного п окрова. Все эти факторы , к а к мы видели,
решительным образом влияю т на н ап ряж енн ость поверхностного стока,
а значит и на интенсивность смыва и эрозии — главны х поставщ иков взве­
шенных и влекомы х наносов, поступаю щ их в реку. С разны х частей боль­
шого речного бассейна поступает поэтому разное количество наносов раз­
ного состава. Но в сумме все эти разл и чи я сглаж иваю тся, и в итого лю бая
большая рек а несет с собой вполне достаточно к а к крупного обломочного
материала для построения руслового ал л ю ви я, так и мелкого —■для н а­
копления аллю вия поименного. К онечно, все больш ие реки вовсе не тож ­
дественны д руг д р угу в этом отнош ении. Н аоборот, нами было уж е отме­
чено, наприм ер, сущ ественное различие в мощности п литологическом со­
ставе покровного горизонта современных поим Д непра, О ки и В олги,
мало то го ,— разны х частей одной и той ж е окской поймы, связанное именно
с особенностями геоморфологии и геологического строения водосбора.
Но эти разл и чи я никогда не перерастаю т по своему значению сравни­
тельно небольш их отклонений от некоторой нормы и не выходят за рамки
принципиально одной п той ж е схемы.
Поэтому, пока речь идет об аллю виальн ы х отлож ениях больш их рек,
мы можем в первом приближ ении пренебречь влиянием индивидуальны х
географических особенностей бассейна и считать, что относительная роль
русловых и пойменных фаций в строении аллю виальной свиты есть п р я­
мая ф ункция реж им а уровней и расходов. Этот вывод важ ен потому, что
именно аллю вий крупны х водных артерий имеет наибольш ий интерес для
геолога, изучаю щ его не только четвертичны е, но и более древние конти­
нентальные отлож ен и я. Он показы вает принципиальную возмож ность
судить по строению аллю виальной толщ и о гидрологическом режиме
реки, некогда ее отлож ивш ей. Конечно, для этого соверш енно недостаточ­
но той, пока кр ай н е неполной и по необходимости несколько примитивной
схемы, которая была дана выше. Только после углубленного и всесто­
роннего изучения ал л ю ви я, включающ его ш ироко поставленные сравнителы ю лптологичеекпе исследования различны х его типов и фаций,
можно рассчиты вать на вы работку действительно полноценной методики
палеогеографического ан ал и за древпеаллю впальпы х свит.
12*
1/9
Необходимо подчеркнуть, что только отсутствие достаточно разно­
сторонних и систематически собранны х сравнительны х данны х заставило
нас ограничиться выделением всего двух-трех вари ан тов строения аллю­
вия крупны х равнинны х рек, отличаю щ ихся д руг от д р у га наиболее резко
бросаю щ имися в гл аза п ризн акам и . Ф актически многообразие равнинного
ал л ю ви я, конечно, несравненно больш е, и при выделении его разновидно­
стей необходимо учиты вать так ж е и более тонкие разли чи я в строении и
лптологическом составе отдельны х фаций. Т а к , явн о своеобразным является
аллю вий рек севера и северо-востока СССР, в частности аллю вий большин­
ства больш их сибирских рек. В формировании его русловы х фаций, на­
пример, очень больш ая роль п рин адлеж и т работе пловучего льда, которую
до сих пор мы полностью и гнори ровали . Д аж е в средней полосе Русской
равнины наблю даю тся заметные следы воздействия ледохода н а отложения
фации прирусловы х отмелей, обнаруж енны е нами в ряде разр езо в волжской
и окской пойм, в которы х тон кая д и агон альн ая слоистость песков оказы­
валась в отдельных прослоях причудливо скрученной, разорванной
подобием м елких надвигов и т. п. Enie больш ие масш табы приобретает
работа льда на северны х и сибирских р ек ах . П ри обилии круп н ы х валунов
на бечевниках они оказы ваю тся утрам бованны м и и сглаж енны ми, образуя
подобие плотной естественной мостовой, а местами нагроможденными в
груды и валы в 8 0 — 100 м длиною и до 10— 15 м высоты. Эти так называемые
«кекуры» и «корги» (К уш ев, 1934), несомненно, могут встречаться в ис­
копаемом состоянии, об разуя своеобразную фацию руслового аллювия.
Р абота пловучего л ьд а, несомненно, долж на сказы ваться н на форми­
ровании рельефа пойм и накоплении пойменного ал л ю ви я. Т а к , на Оке
и В олге, где ледоход обычно проходит при подъеме воды почти до самого
уровня поймы, вдоль к р ая последней часто можно наблю дать участки пло­
щ адью до н ескольки х десятков квадратн ы х метров, где дерн и подстилаю­
щий пласт суглинистого п окрова начисто срезан на глуби н у в 0 ,2 —0,3 м
и частично завернут в сторону берега в виде огромны х свитков, к а к будто
здесь работал грандиозны й п л у г. Т олько работой льд а можно объяснить
и вклю чение единичных довольно круп н ы х гал ек и валун ов в мелкозер­
нистую толщ у песков верхней части руслового гори зонта, а и зредка даже
в покровны й пойменный горизонт. Н а столь высокий уровен ь они могут
быть занесены лиш ь на пловучих льди нах, захваты ваю щ их их при ударах
о круты е подмываемые берега или поднимаю щ их во вмерзш ем состоянии
с поверхности бечевников. Д л я рек севера и Сибири подобные явления
долж ны иметь еще больш ее значение. К роме того, на накопление и состав
пойменного аллю вия в этом случае больш ое влияни е долж ны оказывать
мощные ледяны е заторы , пром ерзание до дна м елководны х участков русла
ii образование русловы х наледей, особенно характерн ое для рек крайнего
северо-востока СССР.
Отвлечемся, однако, от в л и ян и я ледоходов, слабо сказы ваю щ егося пли
вовсе не имеющего места при формировании аллю вия рек в теплы х странах
умеренного п ж аркого клим атических поясов. О граничимся более глубо­
ким анализом условий образован ия только одного из выделенных выше
вариантов равнинного аллю вия, характери зую щ егося равномерным и
полным развитием русловы х, пойменных и старинных фаций. И сразу
ж е окаж ется, что, по сущ еству, этот вариант не един, ибо вовсе не отве­
чает одному единственно возмож ному типу гидрологического реж им а. В за­
висимости от главны х источников питания (таяние снегов, льдов, дожди)
и распределения осадков по временам года, половодье может приходиться
на разны е сезоны. Оба эти п р и зн ак а яв л яю тся поэтому основой любой
клим атической классиф икации рек, п озвол яя выделить режимы, типич­
ные д ля субполярны х, морских и континентальны х умеренны х, влажных
и периодически засуш ливы х тропических клим атов и т. п. Н а них основана
180
и старая, общ еизвестная класси ф и кац и я Л . И . В оейкова (1884) п новей­
шая более подробная класси ф и кац и я М. И. Л ьвови ча (1938, 1945). Чем
отличается пойменный аллю вий, отлож енный во время летнего п аводка,
от пойменного ал л ю ви я, отлож енного зимним и ли весенним паводком,
мы не знаем и не можем зн ать, п ока не изучен детально процесс литоге­
неза на пойме. С ледовательно, мы бессильны и распознать эти отличия
в ископаемом состоянии. А меж ду тем они весьма сущ ественны д л я гео­
лога и их н ел ьзя, конечно, и гнори ровать при выделении типов и вариантов
аллю вия. П о ка можно ограничиться лиш ь самыми общими соображ ениями
по этому поводу. В ы ш еуказан н ая нами х ар ак тер н ая черта пойменных фа­
ций аллю вия степных рек — его карбонатность — есть отраж ение специ­
фических свойств коры вы ветривания засуш ливы х стран. В зоне саванн
тропического п ояса, по видимому, к нему долж на присоединяться кр асн ая
о краска, св язан н ая с обилием бедных водой гидратов окиси ж елеза в продук­
тах вы ветривания. Очевидно, что в гумидны х областях пойменный аллю вий,
прежде всего, долж ен характери зоваться выщ елоченностью всех легко растворим йх соединений, вклю чая и карбонаты . П оследние и в действитель­
ности отсутствую т в покровны х гори зонтах современных пойм подавляю ­
щего больш инства рек Европы . Но все эти п ри зн аки могут получить зна­
чение действительно надеж ны х критериев только после всестороннего
сравнительнолитологического изучения пойменного ал л ю ви я. Подобное
ж е изучение, несомненно, позволит подметить и р яд сущ ественных раз­
личий в старинны х и русловы х отлож ен и ях и расчленить равнинны й аллю ­
вий на гораздо больш ее число вари ан тов, чем это сделано нами.
Вместе с тем, даж е когда подобная работа будет заверш ена, н ельзя
будет реш ать палеогеограф ические вопросы путем простого механического
сравнения ископаемы х аллю виальн ы х свит с набором типичных эталонов
строения современного ал л ю ви я. В геологическом прош лом могли суще­
ствовать и в действительности сущ ествовали реки, которым были свой­
ственны ныне уж е не сущ ествую щ ие типы гидрологического режима;
аллю вий этих р ек по особенностям своего строения не уклады вается пол­
ностью в рам ки ныне известны х типов и вари ан тов аллю вия.
В этом убеж даеш ься к а к только знаком иш ься со строением древнеал­
лю виальны х отлож ений четвертичны х террас средних и крупны х рек Е вро­
пейской части СССР, в частности средней полосы Р усской равнины .
Н а рассмотрении их особенностей мы и остановим внимание читателя, стре­
мясь одновременно п оказать, что выясненны е выше общие закономерности
строения и ф ормирования ал л ю ви я, несмотря на недостаточную р азр а­
ботанность р яд а вопросов, могут у ж е получить известное применение в
решении палеогеограф ических вопросов.
Д ля аллю виальн ы х свит вы соких четвертичны х надпойменных террас
больш инства речных долин средней полосы Р усской равнины характерно
полное отсутствие или край н е слабое и спорадическое развитие покров­
ного суглинистого горизонта, которы й можно было бы сопоставить с пой­
менным аллю вием. Они п ракти чески напело слож ены рыхлыми косо­
слоистыми песками, судя по всем своим п ри зн акам явн о отложенными
в русле. Т аковы отлож ения почти всех террас верхнего Д непра и многих
его притоков, I I I надпойменной и более высоких террас рек М осквы и О ки,
II I надпойменной («рисской») террасы В олги выше К азан и и более низких
(«вюрмских») ее террас в верхнем течении и т. д. Н ет н и к ак и х оснований,
исходя из одного ф акта редукции пойменных фаций, предполагать, что
все эти рекп имели некогда реж им типа озерны х рек, ибо это противоречит
всему, что нам известно об истории их долин. Это противоречит и самому
составу древнего ал л ю ви я, в котором преобладаю т разнозернисты е, ч а­
сто довольно грубы е пески, порою содерж ащ ие многочисленные линзы ,
обогащенные гравием , гал ькой и валунам п. Столь грубы й обломочный
181
м атериал не мог бы и грать больш ой роли среди влекомых наносов реки,
если бы основным источником се питания были озерные бассейны, являю­
щ иеся великолепны ми отстойниками. Он, несомненно, п оставлялся иным
путем. Н ельзя связать своеобразие состава аллю впя этих террас и с осо­
бенностями геоморфологии и геологического строения водосбора. II по
рельефу, и по геологии бассейны перечисленны х выше рек непохожи друг
на друга, и сходство их древнего аллю вия находится в резком противоре­
чии с этим фактом, тем более, что современный аллю вий к а к раз оказы­
вается хотя и различны м, но всегда обладаю щ им достаточно хорошо раз­
витым суглинисты м или супесчаным покровом пойменных фаций.
Очевидно, реш ение вопроса следует и скать в каком-то особом типе ре­
ж има рек, .некогда резко отличавш емся от нынеш него, в таком типе ре­
ж им а, которы й в наш и дни несвойственен ни одной речной артерии Рус­
ской равнины . Н етрудно понять н причины , обусловивш ие возникновение
столь своеобразного реж им а. П одавляю щ ее больш инство упом януты х нами
террас в верховьях главны х рек пли их притоков смыкается с зандровыми
полями, обрамляю щ ими зоны к раевы х ледниковы х образований.Т алы е воды
м атериковы х четвертичных ледников были главны м источником Питания
р ек, о т л о ж и в ш и х песчаные толщ и древнего ал л ю вп я. Равнинны х рек по­
добного рода, действительно, нет в наш и дни не только в Е вропейской части
СССР, но и на земном ш аре вообще. М атериковы е льды Гренландии и Ан­
тар к ти к и спускаю тся непосредственно в море, и р ек и в этих странах прак­
тически не имеется. В остальны х сл у ч аях мы имеем дело с горными оледе­
нениями, не исклю чая и «ледники подножия» современной А л яски п даже
ледниковы е щиты. И сландии, в том число самый крупны й из них ВатнаИ окуль. Последний леж ит на высоком базальтовом плато, и его талы е воды
устрем ляю тся мощными потокам и по узки м ущ ельям с круты ми продоль­
ными уклонам и, п ред ставл яя собой бурны е горные потоки. Кроме того,
ледниковы е реки А л яски и И сландии гидрологически соверш енно не изу­
чены, и об их реж име мы можем получить весьма приближ енное представле­
ние только по край н е беглым и поверхностны м наблю дениям путеше­
ственников, пересекавш их их отдельными м арш рутам и. П оэтому придется
попы таться восстановить главны е черты реж им а исчезнувш его ныне типа
равнинны х ледниковы х рек дедуктивны м путем, чтобы хоть отчасти
п онять особенности их ал л ю ви я. Д ля этого необходимо рассмотреть попут­
но р яд вопросов, несколько отклоняю щ их излож ение в сторонуг от прямого
пути.
Л едниковы е реки Р усской равнины в четвертичном периоде, прежде
всего, были рекам и многоводными, с больш ими расходам и. Это совершен­
но несомненно, если учесть те немногочисленные данные, которые имеются
о ледниковы х р еках А л яски и Г ренландии. По свидетельству Т . Тороддсена (T horoddscn, 1906), наприм ер, многие реки И сландии могут смело
поспорить по многоводности с Рейном , а некоторы е даж е превышают его
по мощи, хотя площ ади их бассейнов несравненно меньш е. Н адо учесть при
этом, что талы е воды одного только ледникового щ ита В атн а-И окуль дают
начало, не считая больш ого количества мелких потоков, не менее, чем
десятку крупны х рек 1. А площ адь В атн а-И окул ь не превыш ает 8500 км 2.
1 С северного края Ватна-Иокуль берут начало Сколульвандафльот, Иокульсаа-Фьодлум, И окульса-а-Бру, Лагарфльот; с западного крап — Тупгнаа, Скавта; с
южного — Нупсаотн, Скейдара и многочисленные другие потоки. Некоторые из них
очень коротки, поскольку ледник подходит местами близко к побережью, но в то же
время очень мощны. Так, Т. Тороддсен описывает реку Иокульеа-а-Брендамсркурсанди,
длиной нсего в 1,5 км. Это стремительный поток до 150 м ширины, текущий но дву
галечникового русла шириной до 1 км, через который немыслимо перебраться вброд.
Очень часто приходится его обходить по краю ледника над ледниковыми воротами, из
которых вода вырывается «подобно исполинскому кипящему- гейзеру». Только в тс
годы, когда река распадается на ряд рукавов, разделенных недолговечными галеч-
Если вспомнить, что площ адь четвертичного материкового ледника Е в ­
ропы во время м аксимального оледенения достигала минимум 6,5 млн. км2,
то станет ясным, какое огромнее количество талы х вод п оставлял
он в реки п к а к многоводны они долж ны были быть.
П ри очень больш их расходах даж е малые уклоны дна долин не
могли быть препятствием для переноса очень больш их масс наносов,
в том числе и грубозернисты х. Этому способствовало обилие обломочного
материала, выносивш егося талы ми водами пз-подо льда в силу разм ы ва
поддонной и внутренней морены. О бращ аясь опять к ледниковым рекам
Исландии, мы видим, что они действительно крайне перегруж ены наносами
и очень мутны. Т . То.роддсен приводит подсчеты А. Х елланда (H elland), со­
гласно которым В атн а-И окуль в летний день дает около 145 млн. м®
воды, содерж ащ ей до 112 ООО т обломочного м атери ала. В год ото дает
цифру в 20 км 3 воды и 15 млн. т обломочного м атери ала, что соответствует
5,5 млн. м 3 сплош ной горной породы или кубическом у блоку со стороной
в 176 м. Н адо, правда, учесть, что льды В атн а-И окул ь сами но себе значительнс) богаче других современных ледников мореной, п оскольку в
Исландии много ры хлы х молодых накоплений вулкан и чески х туфов, легко
поддающихся экзараци и . Но если вспомнить колоссальны е площ ади мате­
рикового оледенения Е вропы в четвертичном периоде, то вполне воз­
можно, что в абсолютном вы раж ении массы песка и глины , выносимые
тогда в каж дую отдельную круп н ую реку Р усской равнины , мало уступали
приведенным циф рам. Это подтверж дается и наблю дениями Р . С. Т арра
(Тагг, 1908— 1909) над рекой К ви к, вытекаю щ ей из ледника М алясппна
на А ляске. Здесь лож е ледника сложено твердыми скальны м и породами.
И все ищ в месте выхода из ледникового тун неля река настолько п ерегру­
жена глиной, песком н гравием , взмученными в ее бурлящ и х водах, что
«в ведре, зачерпнутом с поверхности, в одну-две минуты отстаивается
дюйм песка и пла».
Отсюда понятно, почему древний аллю вий былых ледниковы х рек
Русской равнины отличается мощным развитием русловы х песков, гораз­
до более грубозернисты х, чем русловы е пески нынеш них рек, и содерж а­
щих грави й и валуны не только в базальном горизонте, но и в самой своей
толще. Однако остается непонятным другое: почему он отличается почти
полным отсутствием пойменных фапий? В едь, во-первых, талы е воды
ледника несли с собой не один песок, но в еще больш ем количестве тон­
кую глинистую муть. Взвеш енными наносами реки долж ны были быть
загруж ены не менее, чем влекомыми. Несомненно, что именно взвешенные
наносы реш ительно преобладали в составе твердого стока, что вытекает
нз всего опыта современной гидрологии. В о-вторы х, расходы и уровни
рек долж ны были сильно м еняться в разны е сезоны года. Летом, когда лед­
ник т а я л энергично, реки были, несомненно, во много раз многоводнее,
чем зимой, когда таян и е льдов п рактически п рекращ алось. Сошлемся
вновь на свидетельство Т . Т ороддсена, которы й указы вает, что зимний
расход больш их ледниковы х рек И сландии несравненно меньше, чем лет­
ний, а мелкие потоки зимой и вовсе и ссякаю т. Д аж е расходы в теплое
и прохладное лето р азн ятся вдвое-втрое. Зн ачит объяснить в данном случае
недоразвитость пойменных фаций зарегулпрованносты о расходов и отсут­
ствием больш их колебаний уровней, к а к у рек озерны х, н ел ьзя.
Среди рек, в водном балансе которы х одной пз главны х приходны х ста­
тей яв л яется таяние ледников, в настоящ ее время хорошо изучены гидро­
логически лиш ь реки, берущ ие начало в снежных горах. О днако в режиме
всех этих рек не меньшую, а к а к правило, даж е больш ую роль играет
нпковыми островами, брод становится возможным, но и то с большими трудностями и
опасностью для жизни. .Место брода меняется изо дня в день в силу непрерывной дефор­
мации русла, и на него приходится тратить до 5 часов (Thoroiklsen, 1900).
183
таяние временных снегов и дождевой сток. Если для рек К ав к аза и Алтая
это было прочно установлено у ж е давно, то за последнее время стало ясно
и в отношении среднеазиатских рек. В недавно опубликованной сводке
В . JI. Ш ульца (1949) убедительно п оказано, что «мнение о большой роли
ледников в питании рек Средней А зии долж но быть признано ошибочным»
и что «основным источником питания рек Средней А зии, подавляющим все
остальны е, яв л яю тся талы е снеговые воды ...» (стр. 37). Естественно, по­
этому, что граф и ки расходов этих рек не могут рассматриваться как
мУсен
100
ВО
60
UО
го
о
' У777Г
г ШШ
СD
.
<
к
S00
'vJ
, £ tlOO
и
«ЕШ З
б
см
£
з^Ш
Г\ л
' V' X
_i V
'-ч/
\
лУ Та чни е с'не 20В
и 5 6
Г\
7
в 9
гаяние~
Чалie p Ю1 ’и е \
ю // п
Часы
13 «1 /5 16 17 18 19 20 21 22
су т он
Фиг. 67. Характер режима горных рек е ледниковым питанием.
А — гидрограф р . Т ер ен а у К а з б е н а , по М. И . Л ь в ов и ч у (1938). 1 — г р у н ­
то во е п итание; 2— таяыие сн егов в го р а х ; 3 — т аян и е л едн и к ов: 4 — сток
д о ж д ев ы х в од. В — х о д суточн ы х к о л еб а н и й у р о в н я воды гор н ой рек и с л е д ­
никовы м п и танием , по Е . В . Б л и зн я к у и Б . В . П о л я к о в у (1 9 3 9 ).
эталоны, по п р о с т о й аналогии с которы ми можно судить о реж име исчез­
нувш их ледниковы х рек Р усской равнины . Однако некоторы е наводящие
у казан и я они все ж е могут дать.
В аж нейш ей для нас особенностью питания рек, стекаю щ их с гор, по­
кры ты х вечными снегами и льдам и, яв л яется очень длительное поступле­
ние в них талы х вод, связан ное с постепенным перемещением фронта сне­
го таян и я на все больш ие абсолю тные высоты по мере повы ш ения суточных
тем ператур от н ач ал а весны к л ету. П оследовательное вступление в тая­
ние снегов на различны х высотных п оясах приводит к растягиванию па­
водкового состояния рек н а значительную часть лета или даж е на все лето.
Е сли исклю чить резкие, но кратковрем енны е п ики дождевых паводков,
без труда распознаваемы е на гидрограф ах этих рек, то годовая кривая их
расходов примет вид довольно правильн ой, хотя и несколько извилистой
181
кривой с одним главны м максимумом, постепенно повыш ающ ейся о на­
чала весны и спадающ ей к концу лета или н ач ал у осени (фиг. 67). Н есо­
мненно, что растянуты й на все лето паводок долж ен был быть свойственен
и ледниковым рекам Р усской равнины , реш аю щ им источником питания
которых было таян и е снегов и материковы х льдов в течение всего теплого
сезона.
Д ругой особенностью реж им а горных ледниковы х рек я в л я е тся н али ­
чие периодических суточных паводков, вызванное разной интенсивностью
таяния снега и льда в течение дня и ночи. П рави льн ы е суточные колебан и я
уровней и расходов свойственны и ледниковы м рекам И сландии, в том
числе и берущ им начало с ледникового ш ита В атн а-И окул ь, наиболее-
'EZZ2
Фиг.
68.
гш т
<*=—
Гипотетический гидрограф равнинной рекп с питанием
за счет таяния материковых льдов.
1 — г р у н т о в о е питанпе; 2 — сн его в о й п аводок ; 3 — ледниковы й паводок;
4 — л етн е-о сен н и й п оверхн остны й сток (д о ж д и ); s — ср едн егод ов ой расход;
€ — с р едн и й р а с х о д за вр ем я от вскры тия до зам ер зан и я .
приближаю щ егося по своим размерам и морфологии к материковому оледе­
нению. П ри этом, к а к указы вает Т . Тороддсен, они наиболее резко вы раж е­
ны у небольш их потоков и значительно слабее у круп н ы х рек. Это обстоя­
тельство для нас очень важ но. Д ело в том, что крупны е реки собирают воды
со значительной площ ади ледни ка. И з разны х ее частей последние добе­
гают к истоку реки за разны е сроки, и чем дальш е в глубине ледникового
покрова возникли талы е воды, тем больш е времени требуется им на это.
В итоге воды, возникш ие днем у окраины льда, немедленно поступаю т в ре­
к у , воды ж е из ц ен тральны х частей ледника, пробираясь по слож ной си­
стеме трещ ин и к ан алов внутри его толщ и, нередко достигаю т реки лиш ь
к вечеру, к ночи или даж е к следую щ ему утру. П аводок растяги вается,
сглаж ивается, и его спад приходится часто на врем я, когда начинаю т сбе­
гать с окраин ы ледника воды, связанны е с началом дневного таян и я сле­
дующего д н я. Н ачало последующ его суточного паводка к а к бы сливается
с концом предыдущ его. К этому присоединяется еще и то обстоятельство,
что все многочисленные истоки реки имеют разн ую длину и пики их
185.
паводков доходят до места сли ян и я не одновременно. П онятно, что суточные
колебан и я уровня наименее яр к о вы раж ены именно у крупны х рек.
Д л я ледниковы х рек Р усской равнины , п итавш ихся талыми водами
колоссального по площ ади м атерикового оледенения, подобное явление
долж но было иметь еще больш ее значение. Скорее всего суточные колеба­
ния уровня у них были поэтому очень невелики и на годовой кривой рас­
ходов почти не сказы вали сь. И если бы не было иных источников питания,
то она долж на бы ла отличаться плавны м нарастанием весной и непрерыв­
ным паводковы м состоянием летом, в течение которого значительны х из­
менений расходов не наблю далось. Осенью этот длительны й ледниковый
паводок плавно и постепенно долж ен был спадать.
--------------------- » -
/ EZZZ3
гШ А
Ме с я ц ы
4 -------------
*—
Фиг. 69. Гидрограф р. Камы у г. Молотова, по Е. В . Плизняку
и Б. В. Полякову (1939).
1 — гр у н т о в о е питание; 2 — сн его в о й паводок; 3— л ети е-осеш ш п поверхностны й сток
(д о ж д и ); 4 — ср едн его д о в о й р а с х о д ; J — ср едн и й р а сх о д за врем я от вскры тии до
за м ер за н и я .
По, кроме таян и я вековы х зап асов плотного глетчерного льда и много­
летнего фирна, сущ ествовали, несомненно, и другие источники питания.
И з них наиболее сущ ественным следует считать ры хлы й снежный по upon
прош логоднего снегопада, одевавш ий к ак поверхность самого ледника, так
и внеледниковую часть речного бассейна. Этот молодой снежный покров
долж ен был стаивать гораздо быстрее, чем плотный лед, и обусловливать
такой ж е бурны й весенний паводок, к а к на современных наш их реках. По­
этому подъем уровней весной ф актически протекал не медленно и равно­
мерно, а очень резко, скачкообразно. Р еки вздували сь весной, к ак и сей­
час. Ч ер ез короткий срок весенний снеговой паводок так ж е быстро на­
чин ал спадать, но к этому времени во все больш ем количестве поступали
талы е воды ледника, и расходы реки в силу этого не уменьш ались, а оста­
вались попреж нему больш ими, если только не н арастал и еще больше.
Необходимость допустить подобное н алож ение короткого и бурного
весеннего снегового паводка на более плавны й и длительны й летний ледни­
ковы й паводок заставляет п рин ять следую щ ий гипотетический график из­
менения расходов i i уровней былых ледниковы х рек Русской равнины
186
(фиг. 68 ). Очс-нь низкое стояние зимой резко сменяется быстрым иесепипм
подъемом. Затем все лето уровни п расходы держ атся более и л и менее не­
изменными, оставаясь в то ж е время очень высокими. Осенью происходит
спад, мепее резкий , чем весенний подъем, и сменяю щ ийся глубокой зим­
ней меженью.
Если сравнить построенный нами гипотетический граф ик с типичными
графиками уровней и расходов нынеш них русских росс (фиг. 69), то бро­
сается в гл аза их глубокое принципиальное различие. В первом случае,
т. е. для былых ледниковы х рек, паводковое состояние я в л я л о сь , по сущ е­
ству говоря, близким к норм альном у, ибо средние годовые расходы по
своим значениям были ближ е к максим альны м , чем к минимальным. Н а ­
оборот, для современных рек меж ень б ли зка к их нормальном у состоянию,
а весенний паводок яв л яе тся лиш ь кратковрем енны м , преходящ им я в л е ­
нием, так к а к среднегодовые расходы значительно ближ е к минимальным,
чем к м аксимальны м. Это различие имеет больш ое значение для понима­
ния интересую щ его нас вопроса.
Н аблю дая современные реки , невольно обращ аеш ь внимание на тот
факт, что поперечные сечения их русел вполне достаточны для пропуска
не только среднегодовых, но и гораздо больш их расходов. Т олько когда
последние начинаю т сильно превыш ать обычные значения, русло пере­
полняется, и река выходит из берегов. Отсюда можно сделать тот вывод,
что в сяк ая река разрабаты вает себе русло, приспособленное к расходу, во
всяком случае резко превыш аю щ ему норму. Это и понятно, ибо река н аи ­
более активн а в паводок, когда она производит наибольш ую разруш и тел ь­
ную работу. Но п оскольку м аксим альны е расходы на н аш их равнинных
реках приходятся на сравнительно очень кратки й момент пика паводка,
а для разр або тки русла требуется достаточно длительный срок, то его
габариты оказы ваю тся соответствующ ими несколько меньшим, но более
длительно удерж иваю щ имся расходам . Эти расходы с полным основанием
.можно н азвать руслообразую щ имн.
В общей форме пока н ел ьзя у к а зать способ расчета подобных русло­
образую щ их расходов. Но для рек бассейнов В олги и Оки, наприм ер, не­
которое представление о их возмож ны х зн ачен иях можно получить,
основываясь на р езул ьтатах расчетов С. И. Р ы бки н а (в книге М. А. В ели­
канова, 1948). По его данным, эти реки вы ходят пз берегов при расходах,
примерно в 7,5 р аза превыш аю щ их среднюю многолетнюю величину. В и­
димо, руслообразую щ ие расходы не могут в данном случае превыш ать эту
цифру, но скорее меньше ее, хотя и значительно выше средней.
У былых ледниковы х рек Р усской равнины , к а к мы видели, п аводко­
вое состояние было, по сущ еству говоря, нормальны м для всего периода
от вскры тия до ледостава, когда река вообще только и в состоянии п рои з­
водить работу по перестройке р у сл а. П оэтому руслообразую щ ие расходы
должны были быть очень близким и к максимальны м. Очевидно, н русла
долж ны были иметь такие площ ади поперечного сечения, что обычный
наводок целиком вмещ ался в них, и половодья, заливавш ие долину, могли
случаться только при катастроф ическом подъеме уровня, вызванном сл у ­
чайными, из ряда вон выходящ ими обстоятельствами. Иными словам и, не­
смотря на очень значительны е годовые колебания расходов и уровней,
эти реки практически вовсе не выходили пз берегов. Тем самым не мог
отлагаться и пойменный аллю вий, хотя река несла огромные количества
взвешенных наносов.
И так, мы приходим к заклю чению , что некоторое сходство в строении
аллю вия высоких четвертичны х древнеаллю впальны х террас средней по­
лосы Р усской равнины с аллю вием современных озерны х рек пли рек
плоских песчаны х пространств есть сходство чисто внешнее. Ф актически
в его лице мы имеем соверш енно особый тип аллю впя — равнинных
187
ледниковы х рек, питавш ихся талы ми водами материкового оледенения, —
тип, ныне исчезнувш ий.
П рослеж и вая высокие древнеаллю виальны е террасы крупны х рек
южной половины Р усской равнины вниз по течению, можно заметить,
однако, что описанны й нами тип строения их аллю виальны х свит посте­
пенно изм еняется. Ч ем дальш е мы уд аляем ся от к р а я ледника, тем более
ясно начинает оф орм ляться суглинисты й покровны й горизонт пойменного
аллю вия, тем ближ е становится облик аллю виальн ой толщ и к обычному
для наш их дней типу. Т ак , наприм ер, I I I надпойменная («рисская») тер­
раса В олги на всем п ротяж ении от устья р .У н ж и , где она впервые хорошо
оформляется (М ирчинк, 1935; Щ укина, 1933), и до окрестностей Казани
слож ена целиком ры хлы ми пескам и и ее поверхность взбугрена многочи­
сленными, ныне заросш ими лесом древними дю нами. Н и ж е К азан и , а осо­
бенно ниж е устья р. К амы , где эта терраса достигает очень большой ши­
рины , на ней у ж е сплош ь разви т п окров сугли нков и отчасти супесей. То,
что перед нами в данном случае древний пойменный аллю вий, подтверж­
дается не только его литологическими особенностями и условиям и зале­
ган и я, но и морфологией поверхности террасы , сохранивш ей до наших
дней следы первичного пойменного рельефа (М азарович, 1935; Николаев,
1935). Н а отрезке выше С амарской Л у к и здесь еще встречаю тся древние
дюны, порою достигаю щ ие очень больш ой величины (у с. К расны й Яр,
ниж е У л ь ян о в ск а, наприм ер, до 25 м относительной высоты). Но они при­
урочены исклю чительно к узкой полосе вдоль бровки обрыва к долине
В олгп и явл яю тся результатом ак к у м у л яц и и эоловы х песков, выдутых
снизу, с поверхности более низкой (вю рмской) террасы и с обнажений пес­
чаной русловой части аллю вия самой высокой террасы . Этот последний
пропесс можно наблю дать в довольно значительном масш табе и поныне,
в отдельны х п у н к тах . П од таким и налож енны м и дюнами оказы вается по­
гребенным часто не только пойменный горизонт древнеаллю виальной свиты,
но и хорош о р азви тая на нем чернозем ная почва. Н и ж е Самарской Луки
у ж е нет налож енны х дюн на поверхности террасы и последняя целиком
слагается суглинкам и.
Т акое изменение типа строения древнеаллю виальной свиты указывает,
что реж им родоначальной реки сущ ественно м еняется по мере удаления
от к р а я ледни ка. Видимо, все более отчетливо п р о яв л ял и сь высокие и крат­
ковременные весенние снеговые п аводки, к а к и на нынеш них реках, уже
не вмещ авш иеся в русле, но разли вавш и еся мощными половодьями по
пойме, зан ося ее год от года н араставш им слоем тонко отмученного пой­
менного ал л ю ви я. Эта трансф орм ация реж им а, несомненно, бы ла связана
с влиянием громадной внеледниковой территории бассейна, роль которой
в суммарном стоке постепенно возрастал а вниз по течению. П одобная транс­
формация реж им а наблю дается и в наш и дни, особенно яр к о сказываясь
на круп н ы х р ек ах , вытекаю щ их и з озер, о чем говорилось выше.^
В менее резкой форме ан алогичное явл ен и е мож но проследить п на
более н и зки х тер расах В олги. В торая надпойменная («вюрмская») ее тер­
раса, имею щая в верхнем течении около 25 м относительной высоты и сни­
ж аю щ аяся к К азан и до 15 м (М ирчинк, 1935; Щ укина, 1933), вплоть до
этого города целиком слож ена ры хлы ми пескам и и несет многочисленные
древние дюны, иногда очень больш ой высоты. Н и ж е К азан и и устья Камы
и на ней п о явл яется суглинисты й покров. Особенно мощно разви т он в рай­
оне г. К уйбы ш ева (районный центр Т атарской АССР на левом берегу Вол­
ги ниж е К амского У стья, бывш. г. Спасск). Здесь суглинкам и сплошь пере­
кры т массив террасы , достигаю щ ий 5 км ш ирины , причем их мощность
доходит до 4 — 6 м. Н и ж е по течению суглинисты й покров развит не повсе­
местно, к а к п равило, маломощ ен и тяготеет преимущ ественно к межгривным лож бинам , тогда к а к хорош о сохранивш иеся в рельефе высокие грпвы
188
сложены песками с самой поверхности. Т аковы , наприм ер, соотношения
у г. У льян о вска в. суж енном отрезке волж ской долины , ясно видные на
приведенном в главе II профиле (см. фиг. 5). В связи с этим у У льян овска
и ниже, вплоть до с. К расны й Я р, на этой террасе вновь мощно развиты
древние дюны. То ж е касается узкого отрезка волж ской долины на Са­
марской Л у к е . Но в расш ирениях последней менаду У льян овском и Сенгилееми близ устья р. Б ольш ой Ч ерем ш ан покровный пойменный горизонт
развит более мощно, достигая, наприм ер, у с. К рестовы е Городищ и
7 м, хотя и в этом случае среди слагаю щ их его суглинков встречаю тся до­
вольно многочисленные прослои песков в 0 ,2 5 — 1 м толщ иной. Можно д у­
мать, что еще далее вниз по течению пойменный горизонт мог бы приобре­
сти более равномерное разви тие. К сож алению , проверить это п редполож е­
ние невозможно, так к ак ниж е С амарской Л у к и начинается область ингрессии Х валы нского бассейна и терраса п ерекры та ее осадками, представлен­
ными характерны м и тонкослоистыми ш околадны ми глинам и.
I надпойменная («верхневюрмская») терраса по верхней В олге и вплоть
до устья Ветлуги, подобно предыдущ ей, сплош ь слож ена песками и по­
крыта вЙ многих местах древними дю нами. Н и ж е К азан и , где ее высота
лишь очень немногим отличается от высоты современной поймы, дюны
на ней встречаю тся отдельными, довольно редкими группам и (например,
у затона им. К уйбы ш ева ниж е устья К амы ). В целом же ни строение, ни
даж е морфология поверхности уж е ничем п ринципиально не отличаю тся
от современной поймы. То ж е касается аналогичной, так н азы вае­
мой «Сарпинской» или «промежуточной» (Н и колаев, 1935) террасы ниж е
Самарской Л у к и .
Совершенно аналогичны е изм енения претерпевает строение верхне­
плейстоценовых террас по р. Д непру. Т ак , на I и II надпойменных террасах
в районе Д непропетровска, там, где нет ослож няю щ их их дюнных всхолм­
лений, развит п окров «лёссовидных суглинков» в 1,5 — 2 м, местами до
5 — 6 м мощностью. Это, несомненно, древний пойменный аллю вий. В то
же время соответствующ ие им террасы по верхнем у Д непру, Березине,
П рипяти и ее левым притокам соверш енно лиш ены суглинистого покрова
п нацело слож ены песками.
Некоторые особенности географической изменчивости аллювия
малых равнинных рек
П ока мы ограничивались обзором типов аллю вия крупны х равнинных
рек, можно было не уделять серьезного вним ания возможному влиянию на
его строение геоморфологии, геологических особенностей местности, р а ­
стительного покрова и д ругих, чисто местных черт ландш аф та. Вызываемые
ими р азли чи я н ап ряж енн ости поверхностного смыва в разны х частях об­
ширного водосбора взаимно н ивели ровались, и в итоге общее количество
поступаю щ их в разны е реки наносов оказы валось не столь у ж р азл и ч ­
ным, чтобы принципиально м енялась общ ая схема явлен и я в целом. Н а ­
оборот, для м алы х и частично средних по разм ерам равнинны х рек эти ф ак­
торы влияю т на строение аллю вия часто очень резко, ибо их бассейны ц е­
ликом умещ аю тся в пределах одной и той ж е климатической и раститель­
ной зоны, одного и того ж е геоморфологического района и отличаю тся
однородностью геологического строения. У бедительны е прим еры воздей­
ствия местных географ ических разли чи й на состав и строение аллю вия
малых рек были у ж е приведены выше. Они позволяю т сделать следующие
общие выводы.
В о-первы х, эти разл и чи я обусловливаю т иной раз разнообразие реж и ­
мов уровней и расходов даж е недалеко друг от д руга протекаю щ их малы х
189
р ек. Н е только исклю чительно озерное питание, но и большой процент
заболоченности н облесенностн бассейна, в сочетании с плоским, слабо рас­
члененным рельефом, могут и грать роль мощных регуляторов стока, рез­
ко сн и ж ая паводки и обеспечивая устойчивые расходы в межень. Тем са­
мым слабое развитие поименных фацнн оказы вается присущ им далеко не
одним озерным рекам . И наоборот, сильно расчлененный рельеф, малая
лесистость бассейна, преобладание в его поверхностном покрове водоне­
проницаемых глинисты х пород приводят к увеличению модуля поверхно­
стного стока. Т алы е н дождевые воды быстро сбегают в речку, вызывая
бурны й, высокий, но кратковрем енны й паводок. В то ж е самое время ме­
женные расходы становятся миним альны ми. Д аж е во влаж ном климате
многие небольш ие водотоки в связи с этим иной р аз соверш енно иссякают
в относительно засуш ливы й сезон, их реж им по этому п р и зн ак у прибли­
ж ается к реж им у степных речек. Соответственно редуцирую тся русловые
фации и возрастает роль пойменных фацпй в строении пх аллю вия:
В о-вторых, те ж е местные географические особенности влияю т реши­
тельным образом иа смыв, а значит и на реж им наносов. П ри преоблада­
н и я ры хлы х песчаных пород в бассейне, наприм ер, даж е реки с хорошо
выраженными половодьями почтп не отлагаю т пойменного аллю вия в силу
слиш ком незначительной мутности полы х вод. Это наблю дается не только
в лесной зо н е'(р . К ерж енец), но и в лесостепной (р. С ызран) н даж е в степ­
ной зон ах. И наоборот, при расчлененном рельефе и господстве глинистых
пород смыв настолько интенсивен и река так сильно загруж ен а взвешен­
ными наносами, а влекомы х несет так мало, что именно пойменный аллю­
вий начинает играть основную роль в строении аллю виальной свиты
даж е на некоторы х малы х реках с достаточно больш ими меженными
расходами и протекаю щ их в лесной зоне.
Д л я малы х рек, таким образом, теряется четкость связи между типом
уровенного реж им а и соотношением руслового и пойменного горизонтов
в строении аллю виальной свиты. Тем самым это соотношение становится
в значительной мере функцией интенсивности смыва, поставляю щ его взве­
шенные наносы в реку н определяю щ его мутность ее вод. К азалось бы,
что это делает почти невозможным применение избранного нами критерия
выделения типов аллю вия для каки х-либо достоверных выводов палео­
географического х ар ак тер а. В самом деле, среди ф акторов, определяющих
н апряж енность смыва и мутность, имеются весьма разнородны е, не нахо­
дящ иеся в прям ой зависимости д руг от д руга, а главное, изменяющиеся
во времени и пространстве по различны м законам . С одной стороны, это
клим ат и растительность, подчиняю щ иеся закон у яр к о выраженной зо­
н альности. С другой стороны, это степень расчлененности рельефа и гео­
логическое строение бассейна, не зави сящ ие ни от клим атических, ни от
растительны х зон. Р азли чн ы е ком бинации столь разнородны х факторов,
новидимому, долж ны быть совершенно* случайны ми, и на первый взгляд
п редставляется, что бесполезно и скать какую -либо четкую закономерность
в географическом распределении разн ы х типов аллю вия м алы х рек, если
пользоваться при их разграни чен ии только одним п ризнаком относитель­
ной роли пойменных и русловы х фацпй.
Однако это не совсем так . П ри ближ айш ем исследовании оказывается,
что мутность малы х рек, главны й регул ятор степени разви ти я обеих основ­
ных груп п фаций в их аллю впп, подчинена достаточно хорошо выражен­
ной географической зональности. П реж де чем перейти, однако, к обосно­
ванию итого п олож ен ия, необходимо подчеркнуть, что само понятие ша­
лые реки» имеет различное содерж ание в разн ы х клим атических зонах.
Ч ем засуш ливее кли м ат, тем при больш их водосборах реки могут полно­
стью пересы хать летом и отличаться вообще сравнительно малыми расхо­
дами. С этой точкп зрения даж е довольно значительны е по площади
190
бассейна водотоки степной полосы представляю тся к а к бы аналог аминеболь­
ших ручьев и рек лесной полосы. В степи достаточно длинные долины
являю тся типичными балкам и со всеми присущ ими им особенностями на­
копления ал л ю ви я, тогда к а к при влаж ном клим ате по дну так и х ж е по
разм ерам долпн струятся у ж е довольно значительны е постоянны е речкп
с хорошо морфологически развиты м и руслом и поймой, слож енной аллю ­
вием, приближ аю щ им ся по своему строению к обычной норм альной схе­
ме. Поэтому, п олож ив в основу деления рек на «большие», «средние» и
«малые» чисто гидрологический п ри зн ак величины средних расходов воды,
все степные реки, независимо от площ ади их водосбора п длины течения,
приш лось бы практически отнести к категори и рек «малых». Но хотя та­
кое реш ение и яв л я е тся формально правильны м , в данном случае оно не
может нас удовлетворить полностью . С геологической точки зрения п ра­
вильнее понимать под «малыми рекам и»-потоки с небольш ой площ адью
водосбора п м алой длиной течения, независимо от их гидрологического
реж има. Тогда особенности последнего, равно к а к и своеобразные черты н а­
копление ал л ю ви я, яр ч е вы ступят к а к прямы е ф ункции кли м ата, гео­
морфологии и геологического строения водосбора. Именно так мы н
будем понимать термин «малые реки» в дальнейш ем.
Значение мутности к а к важ нейш его ф актора, определяю щ его строе­
ние аллю вия малы х рек, четко обнаруж и вается из работ Г. В . Л опатина
(1939, 1949). Из рассмотрения составленной нм карты среднегодовой мут­
ности малы х рек Е вропейской части СССР (фпг. 70) видно, что она зако­
номерно нарастает от северных и северо-западны х частей Р усской равнины
к юго-восточным. В бассейне Ф инского зал и ва, Л адож ского и Онежского
озер мутность имеет значение менее 2 0 г взвеш енных твердых частиц на
1 м 3 речной воды. В низовом Заво л ж ье ее значения доходят уж е до 250—
500 г/м 3. Иными словами, мутность увели чи вается, преж де всего, по мере
увеличения контпнентальности п засуш ливости кли м ата. В лияние гео­
морфологии местности сказы вается несравненно слабее. Оно находит наи­
более отчетливое вы раж ение в повыш енных зн ачен иях мутности рек Сред­
не-Русской возвыш енности, для территории которой характерн ы значения
в 100—250 г /м 3, вместо 20—50 г/м 3 западнее, в П олесье, и восточнее, в пре­
делах Мешеры и части бассейнов рек Мокши и Ц ны Ч В лияни е В алдай­
ской возвыш енности почти вовсе не чувствуется. Заметно сказы вается вл и я­
ние П ри волж ской возвыш енности. В доль нее тянется полоса значений
мутности до 250— 500 г /м 3, тогда к а к западнее, в бассейне р. Х опра, они
снижены до 50— 100 г/м 3. Но к востоку мутности сохраняю т значения поряд­
ка 250—500 г/м 3, в том числе и в низменной части З а в о л ж ь я («низкие сыр­
ты»), по расчлененности рельефа резко уступаю щ ей П риволж ской возвы­
шенности. Р азл и ч и я в геологическом строении вообще не отразились на
карте. Это и понятно, если учесть ее м елкий масштаб и очень крупны е ин­
тервалы значений мутности, полож енны е в основу ее составления. П ри
значительном однообразии геологии платформы требуется гораздо боль­
ш ая детальность карты , чтобы уловить влияние геологии.
Особенно интересно, что на карте н ел ьзя в ясной форме подметить в л и я ­
ния степени распаханности территории на мутность рек. Н априм ер, низо­
вое Заво л ж ье в части, леж ащ ей непосредственно к северу от П р и касп и й ­
ской низменности, при проценте распаханности от 5 до 20 дает мутность
порядка 250—500 г /м 3, а соседнее правобереж ье В олги — те ж е значения
при распаханности до 40— 50% . М ежду тем, к азал ось бы, наруш ение
дернового покрова при пахоте яв л яе тся мощным стимулом к увеличению
1 Эти данные могут служить очень хорошим подтверждением сказанного нами
ранее о роли С редне-Русской возвышенности, Мещеры и бассейна .Мокши в питании
р. Оки взвешенными и донными наносами.
J 91
Зоны средней годовой
п о
мутности рек ( в / м )
1.
<20
2. 20 - 6 0
3. 50 -10 0
4. 100-250
5. 250 - 500
6. 500 - ЮОО
7.1000 -2 5 0 0
8 . 2500 -5 0 0 0
Фиг. 70. Распределение средней годовой мутности рек в Европейской части СССР
и на Северном Кавказе, по Г. В. Лопатину (1949).
192
интенсивности процессов смыва, что доказано многочисленными наблю ­
дениями. П одобная н ев язк а объясняется еще больш им различием степени
податливости смыву разн ы х почв, отличаю щ ихся д руг от друга своими
фпзпко-химическими свойствами. Н аиболее податливы в этом отношении
большей частью несколько засоленны е почвы сухи х степей (каш тановые,
бурые, сероземы, солонцы). И х поглощ аю щ ий ком плекс насыщ ен ионом
н атрия, или во всяком случае этот ион играет больш ую роль среди погло­
щенных оснований. Отсюда способность глинисты х и кол л ои дальн ы х ча­
стиц м инеральной части почвы легко переходить в суспензию при воздей­
ствии воды. Менее податливы смыву черноземы и на последнем месте
в этом отношении стоят подзолистые почвы. Г. В. Л опатин сделал инте­
ресную попы тку вы разить эти соотнош ения количественно в виде так н азы ­
ваемого «показателя эрозийности» почв, вычисленного им из гидроло­
гических данных:
к = — т
— ,
где а — мутность 'р е к и , m — интенсивность тая н и я снегового покрова,
J — величина преобладаю щ его укл он а местности, характери зую щ ая сте­
пень расчлененности рельеф а, (3 — распахан ность водосбора в процентах
к его площ ади. К а к и следовало ож идать, «показатель эрозийности»
о к азал ся наиболее высоким для ю го-востока Р усской равнины — зоны
сухи х степей (больш е 40) и наименьш им для лесной зоны (10—20) Ч Имен­
но этой возрастаю щ ей податливостью поверхностного покрова процессам
смыва по мере перехода от области разви ти я лесны х почв к области раз­
вития почв степи и полупусты ни, очевидно, и объясняется картин а яркой
географ ической зональности мутности м алы х рек , которую не изменяю т
п ринципиально в л и ян и я факторов геоморфологического и геологического,
менее энергично воздействую щ их в усл ови ях Р усской равнины . Только
на К ав к азе , к а к видно из той ж е карты Г. В . Л оп ати на, рельеф начинает
играть ведущую роль, почему в пределах этой горной страны , несмотря на
преобладание гораздо более плотны х пород, мутность рек возрастает
порою до 1000 и даж е 5000 г /м 3 2.
Д анны е Г. В. Л оп ати на очень интересны , п оскол ьку они показы ваю т,
что роль пойменных фаций в строении аллю вия м алы х рек долж на подчи­
н яться географ ической (в конечном счете, собственно говоря, климатиче­
ской) зональности приблизительно в той ж е мере, к а к подчиняется ей
один из важ нейш их определяю щ их факторов — мутность речных вод.
И в самом деле, если отвлечься от так и х из р яд а вон выходящ их случаев,
к а к упом инавш аяся выше р. С ы зран, собираю щ ая воды с участка, почти
сплош ь сложенного песками и песчаииками, то эта зональность определен­
но нам ечается. Р еш ительное преобладание глинисты х пород в составе
аллю вия небольш их речных долин характерн о к а к раз для юга и юго-во­
стока Р у сск о й равн ин ы и в меньшей мере наблю дается в северной п
средней ее полосе.
1 Г. В. Лопатин счел возможным полученные им значения «показателя эрозийностн» прямо приписать определенным почвенным типам. С этим нельзя полностью со­
гласиться, так как фактически вычисленные им цифры характеризуют средние вели­
чины для целых бассейнов, часто обладающих довольно пестрым и разнообразным поч­
венным покровом.
2 На карте очень большие значения мутности показаны н для степной части бас­
сейнов К убани, Терека и Кумы. Скорее всего это, однако, связано с тем, что здесь
в основу положены данные по транзитным рекам, берущим начало па Кавказе, хотя,
возможно, частично объясняется п легкой смываемостью слабо засоленны х глинистых
кубанских черноземов, поскольку значения мутности в 500— 1000 г/м 3, судя по карте,
характерны для низменного района восточного побережья Азовского моря, изолиро­
ванного от кавказского стока.
13 Труды ИГН, вып. 135
193
Гл ав а
X
Н А К О П Л Е Н И Е АЛ Л Ю ВИ Я К А К ИТОГ В Н У Т Р Е Н Н И Х
З А К О Н О М Е Р Н О С Т Е Й Р А З В И Т И Я Р Е К И И ЕЕ Д О Л И Н Ы .
Н О Р М А Л Ь Н А Я МОЩНОСТЬ А Л Л Ю В И Я
О причинах р о к о в о г о смещения русла по дну долины
В самом н ачале настоящ его исследования было подчеркнуто, что аллю­
вий яв л яется обязательной принадлеж ностью всякой эрозионной долины
и понять процесс его н акоп лен и я можно только н а фоне развития до­
лины в целом. Последую щ ие главы убедили нас, что, действительно, все
главны е особенности строения и ф ормирования аллю виальн ы х отложений
преж де всего определяю тся гидродинамикой потока и реж имом его уров­
ней и расходов в сочетании с блуж данием ру сл а, т. е. теми ж е самыми фак­
торам и, которы ми определяется ход донной и боковой эрозии, а также
аккум уляц и и , создаю щ их саму долину. Теперь следует попы таться выяс­
нить хотя .бы основные законом ерны е связи меж ду обеими сторонами
работы потока.
Реш ение поставленной задачи рациональнее всего начать с рассмот­
рения вопроса о причинах бокового смещения р у сл а, являю щ егося необ­
ходимой предпосылкой разработки плоского дна долины , сложенного ал­
лю виальны м и осадкам и. Выше он был затрон ут лиш ь частично, а между
тем в геологической и географ ической л и тературе на этот счет имеются
разн оречи я.
В явлен и и миграции русел по дну долин следует разли чать две прин­
ципиально различны е стороны. П ервая из них — это б луж дание рек в соб­
ственном смысле слова, т. е. образование, рост, смещение и отмирание излу­
чин (меандрирование) и рукаво в (ф уркация), в ходе которого направление
перемещ ения русл а многократно меняет свой зн ак на обратный при одно­
временном общем смещении и зви ли н и островов вниз по течению. Вторая —
это общее длительное и устойчивое боковое смещение русла и меандрового
пояса в целом на п ротяж ени и всей долины или крупного ее отрезка.
О причинах м еандрирования частично уж е говорилось. Напомним,
что их н ельзя сводить только к действию внеш них препятствий, отклоняю­
щ их поток от прямолинейного н ап равл ен и я. К онечно, н ел ьзя отрицать,
что такие препятствия способствуют нарож дению и развитию излучин.
Но меандры могут возникать и при их полном отсутствии. Извилистость
в плане есть преж де всего вы раж ение внутренней динам ики движения,
турбулентной структуры потока, в си лу -которой, н ар яд у с продольными,
всегда имеются и поперечные составляю щ ие скоростей. Н е вдаваясь глу­
боко в эту чисто гидродинамическую проблему, ограничим ся ссылкой на
любопытный опыт И . П. Л инчевского над струям и воды, пропускаемыми
через отверстия, откры вавш иеся в водонапорной плотине. М. А. Велика­
нов (1946) пишет по поводу этого опыта: «При этом оказалось, что во всех
сл у ч аях в ниж нем бьефе течение, вы званное открытием одного из отвер­
стий, принимало извилистую форму: струя воды с больш ой скоростью
д вигалась внутри относительно покоящ ейся ж идкости, образуя изви­
лины , напоминаю щ ие речные меандры . Д алее н ап равлен ие этих пзвнлнн
вправо или влево могло быть, конечно, лиш ь случайны м, но то или иное
направление сохраняло свою устойчивость до тех пор, пока воздействием,
наприм ер лопаточки, струя не переводилась от одного берега к другому;
тогда новый изгиб оп ять со х р ан ял свою устойчивость. Этот интересный
р езультат лиш ний раз подтверж дает вы сказанное выше полож ение о том,
что изгиб в плане и ц и р к у л я ц и я в поперечном сечении являются
для потоков со свободной поверхностью наиболее естественной формой
движения».
194
В естественной обстановке возникновение извилистости стреж ня может
быть связано с неравномерны м накоплением влекомы х наносов, зави ся­
щим от своеобразия.гидродинам ической структуры турбулентного потока.
Поперечная ц и р к у л я ц и я воды в его русле никогда не бывает вполне сим­
метричной н однородной на всем п ротяж ени и , прихотливо м еняясь по чисто
статистическим законом ерностям . Она непостоянна н во времени, осо­
бенно резко п ерестраи ваясь при сезонных п случайны х и зм енениях рас­
ходов и уровней. В итоге поток к а к бы сам создает себе п реп ятстви я в виде
отмелей, осередков-, перекатов, а порою в виде просто севш их на дно ко­
ряг и стволов деревьев, тем самым отклонясь от прямолинейного н ап р ав л е­
ния. В зависимости от рассмотренны х уж е ранее обстоятельств прп этом
возникает либо м еандрическая форма блуж дан и я русл а в собственном смы­
сле слова, либо ф уркацн я к а к ее разновидность 1.
И так, меапдрйрование и ф уркац н я, к а к две генетически родственные
формы блуж дан и я р у сл а, связан ы , в конечном счете, с гидродинамикой по­
тока, « явл яясь наиболее естественной формой его движ ения». Однако
общеизвестно, что очень многие реки не образую т меандров и не дробятся
на р у к а в а , но текут в едином и сравнительно прям олинейном русле. В оз­
никает законн ы й вопрос о причинах таких исклю чений.
Само по себе это обстоятельство, понятно, ничего загадочного не пред­
ставляет. Р у сл а рек слабо извилисты к п рактически не смещаются всегда
в том случае, когда долина у зк а , когда река врезана в сравнительно плот­
ные коренны е породы, полностью гасящ ие боковую эрозию в силу своей
большой сопротивляемости разм ы ву. Н аоборот, реки свободно мигрирую т
там, где долины ш ироки и боковой эрозии противостоят, главны м образом,
маломощные и ры хлы е аллю виальн ы е отлож ен и я. И это же сопоставление
выступает в новом свете и заставл яет задум аться над рядом вопросов, к ак
только мы вспомним, что река разрабаты вает себе долину постепенно в тех
самых коренны х породах, которы е яв л яю тся наибольш им препятствием
для м играции р у сл а. П ри этом оказы вается, что долина тем ш ире, чем
меньше продольны е уклоны н скорости, чем более «зрелым» яв л яется про­
дольный профп.ль реки. Она тем у ж е , чем кр у ч е уклон ы , чем больше ско­
рости, чем менее «зрелым» яв л яе тся продольны й проф иль. Отсюда выте­
кает общ еизвестная эмпирическая законом ерность, гл ася щ ая , что на
первых стадиях разви тия долины боковая эрозия п роявл яется слабо и
господствует донная эрози я. Р е к а работает почти исклю чительно над у гл у ­
блением, а не над расш ирением долины , не об р азу я меандров. Н а более
поздних стадиях р азв и ти я, в силу уменьш ения уклон ов и скоростей, мощ­
ность размываю щ ей работы реки в целом п адает. Это происходит притом
за счет ослабления в первую очередь донной эрозии. Н аоборот, эрозия
боковая даж е уси ли вается. Р ек а теперь начинает энергично меандрировать
п расш и рять свою долину, п р екр ащ ая ее у гл у б л я ть. Эта закономерность
каж ется в наш е время настолько банальной, что мало кто задумывается над
ее обоснованием, считая почти что аксиомой, не требующей доказательств.
М ежду тем следует внимательно рассмотреть причины, обусловливаю щ ие
именно такой, а не иной ход разви тия долины, чтобы сделать из этого вер­
ные выводы п избеж ать ош ибок, которы е не чуж ды еще, к сож алению ,
некоторым и сследователям .
М еандрирование есть следствие сущ ествования в любом потоке попереч­
ных составляю щ их скорости, н ар яд у с продольными. Т аков был наш вы­
вод. Но почему тогда при больш их у кл он ах и скоростях, наблю даю щ ихся у
«молодых», в частности горны х рек, поперечные составляю щ ие не про­
1 Мы не имеем здесь в виду образования многочисленных рукавов в дельтах рек,
принпипиально отличного от фуркапии в нашем понимании. Там коническая форма
поверхности дельты благоприятствует растеканию воды в стороны. В пределах речных
долин дело обстоит соверш енно иначе.
13*
195
яв л яю тся столь ж е резко, к а к у рек «зрелых»? В едь, казал ось бы, пх чи­
сленные значения долж ны расти вместе с ростом скорости в нелом. А во­
п реки этому горные реки не моандрирую т не только в у зк и х теснинах, во
часто и в расш иренны х отрезках долин с галечны м дном, где место для
образования излучи н имеется. Т ак ов вопрос, подлеж ащ ий разрешению.
Н а него можно ответить следующим образом. В о-первы х, чем быстрее те­
чение, тем более сложной и, вместе с тем, более беспорядочной становится
поперечная ц и р к у л я ц и я . Вместо п равильн ой системы расходящ ихся к бе­
регам придонны х токов и стрем ящ ихся к стреж ню поверхностны х струп
«сбойного» течения, возникаю т бурны е непостоянные водовороты и стрем­
нины, в которы х, особенно при неровном крупногалечном дне, струи, об­
разно вы р аж аясь, мечутся из стороны в сторону так , что почти в любой
точке потока, н ар яд у с составляю щ ими скорости, направленными от
стреж ня к берегу, возникаю т ориентированны е в обратном или косом на­
п равлении. Все эти противодействую щ ие д руг д ругу им пульсы взаимно
уравновеш иваю тся, гасят д руг друга. Зн ачит, в итоге с ростом скорости
вовсе не долж ен наблю даться пропорциональны й рост значений попереч­
ных, ее составляю щ их. В о-вторы х, при больш их продольны х скоростях
равнодействую щ ие всех траектори й турбулентного движ ения струй воды
неизбежно н ап равлен ы вниз по течению под очень острыми углам и к про­
дольной оси потока. Отсюда вытекает возмож ность только пологих из­
гибов его в плане, имеющих больш ой радиус кривизны , если только не
происходит отраж ен ия от какого-либо преп ятстви я, встретившегося на
пути. Притом, по образном у вы раж ению гидрологов, рек а к а к бы сналету
н аталки вается на п репятствие, снося его с пути, если оно непрочно, или
резко отворачивается в сторону, если преодолеть его реке не под силу.
И згибы горны х рек, иногда очень круты е и внезапны е, всегда носят ха­
рактер так и х вынуж денны х поворотов, определяемы х сменой петрографи­
ческого состава пород или тектонической структурой местности. Почти
всегда они яв л яю тся в то ж е время изгибам и всей долины в целом, а не
одного только русл а. П ри однородности яю геологического строения
прорезаемой рекою местности ее течение, к а к п равило, более пли менее
прямолинейно.
Совершенно иную к арти н у хш наблю даем на равнинны х реках с ма­
лыми продольными уклонам и. П ри незначительны х скоростях течения
даж е поперечные составляю щ ие небольш их численны х значений дают
результирую щ ие векторы , направленны е под больш им углом к оси потока.
Тем самым становится возможны м образование круты х изгибов потока
с малым радиусом кри визн ы . М еандры становятся естественным следствием
движ ения самого потока, возни кая даж е при отсутствии случайных от­
клоняю щ их препятствий. В то ж е время и эти последние превращаются
в факторы, способствующие образованию устойчивой системы излучин,
охваты ваю щ их ср азу больш ой отрезок течения. Малые продольные ско­
рости и п р ави л ьн ая ш топорообразная система поперечной циркуляции
приводят к тому, что равнинны е реки, к а к говорят гидрологи, начинают
«чувствовать» даж е сравнительно слабое препятствие на большом расстоя­
нии, плавно о ткл он яя свое течение в сторону уж е задолго до встречи
с нпм.
Мы убеж даем ся, таким образом, что отсутствие настоящ их меандров
у горных рек не есть просто следствие стесненности русла плотными по­
родами, но я в л яе тся вы раж ением, преж де всего, особенностей динамиче­
ской структуры самого потока. М еандры н арож даю тся по мере выполаж н ван ия продольны х уклон ов дна долины в связи с качественной пере­
стройкой этой структуры , а не потому, к а к до сих пор иногда думают, что
при малы х скоростях любое, даж е небольш ое препятствие становится не­
преодолимым для реки, отклон яя ее в сторону от прямого пути. Именно
196
этим объясняется и более резкое проявление боковом эрозии, а вовсе не
тем, что на первых стадиях разви тия долины ее гасит эрозия донная, к ак
представляю т себе многие. П ри больш их продольны х скоростях п уклон ах
боковая эрозия не только относительно, но и абсолютно слабее, чем при
малы х у кл о н ах н скоростях.
О днако меандрирование п ф уркацп я далеко не исчерпываю т содерж а­
ния процесса м играции ру сл а. Мы уж е виделп, что рост свободно р азв и ­
ваю щ егося м еандра не может пттн беспредельно. Д ля каж дой реки, в со­
ответствии с ее разм ерам и и реж имом, сущ ествует своя предельная вели­
чина меандра, определяю щ ая п предельную ш ирину меандрового пояса,
внутри которого происходит б луж дание р у сл а. Совершенно то же отно­
сится и к ф уркацпп. К а к нетрудно убедиться просто пз ан ал и за топогра­
фических к ар т, для рек, дробящ ихся на р у к а в а , так ж е сущ ествует опре­
деленная норм альная ш ирина зоны ф уркацни, за пределы которой русло
почти никогда не выходит, даж е если дно долины превы ш ает эту ш ирину.
Исклю чением из этого п рави л а в обычных усл ови ях могут быть только
соверш енно единичные, случайны е излучины и протоки, не меняю щ ие су­
щ ества законом ерности. Отсюда следует важ ны й вывод, что если бы р а зр а ­
ботка рекой эрозионной долины происходила только под влиянием этих
процессов, то по достижении на всем своем протяж ении ш ирины, соответ­
ствующей предельной ш ирине меандрового п ояса, дальнейш ее ее расш ире­
ние неизбеж но долж но было бы зам едлиться и в конце концов приоста­
новиться. Оно могло бы теперь итти только в силу бокового смещения
всего меандрового пояса в целом. П оследний, конечно, пе яв л яе тся строго
закрепленны м в плане, й некоторы е колебан и я его из стороны в сторону око­
ло среднего полож ения неизбеж ны уж е в ходе обычного меандрировання
реки. Но объяснить ими одними возникновение очень ш ироких эрозионных
долин невозмож но, хотя бы по одному тому обстоятельству, что подавляю ­
щее их большинство обнаруж ивает резко выраж енную асимметричность
развития. Русло и весь меандровый пояс оказываю тся при этом сдви­
нутыми к одному из склонов, к а к бы приж аты ми к нему, в то время к а к к про­
тивополож ному склону прим ы кает обш ирная полоса поймы н древнеаллю впальны х надпойменных террас. Это указы вает на устойчивое смещение
реки неизменно в одну и ту ж е сторону, в течение длительны х отрезков гео­
логического времени, не поддающ ееся объяснению одними только внут­
ренними законом ерностям и динам ики речного потока. Очевидно, требуется
допустить участие каки х-то не учтенных еще нами дополнительных
ф акторов.
Т аким образом, проблема м играции русл а оказы вается тесно связанной
с проблемой асимметрии долин. П оследняя в течение длительного времени
я в л ял ас ь предметом ож ивленной дискуссии на страницах географической п
геологической литературы , и со времени первы х работ П. А. Словцова
(1827, 1828) и К . Б э р а (1858), посвящ енны х ей, до первой четверти дёкущего столетия вклю чительно было предлож ено несколько теорий, д олж ен ­
ствующих объяснить причины этого яв л ен и я. Надо сказать, что ни одна
пз них не может быть целиком отвергнута н ни одна нз них не исклю чает
возможности п рилож ения к объяснению конкретны х фактов остальны х тео­
рий. Но для нас не все эти теории имеют вполне равноценное значение.
Не ставя своей целью подробный критический ан али з, что было бы совер­
шенно излиш не, постараемся лиш ь отметить самое основное.
П реж де всего, среди всех случаев асимметрии долин следует различать
две основные категории. П ервая связан а почти исклю чительно с разной
скоростью денудации противополож ны х склонов, протекаю щ ей нередко
почти вне всякой связи с работой руслового потока, текущ его по дну до­
лины. Т ак ая асимметрия вы р аж ается, главны м образом, в разной крутизне
склонов, один из которы х почти лиш ек склоновы х отлож ений, другой одет
197
мощным плащ ом делю вия. Ч то касается русл а, то оно прп этом далеко не
всегда обнаруж ивает одностороннее смещение и обычно почти нигде не под­
мывает крутого склон а. Чем меньше долина, чем менее мощен протекаю­
щий по пей поток, тем обычно ближ е асимметрия к этом типу. Ее объяс­
нение следует искать в разли чи и геологического строения склонов, подобно
тому, к а к это д елал в свое время И. И. Л еваковски й (1871), в различной
интенсивности инсоляции, к а к это делал А . П . П авлов (1894), в оползневых
процессах, к а к у к а зы в ал целы й ряд исследователей, в общем первичном
уклоне водораздельной поверхности, к а к у к а зы в ал А. А. Б орзов (1913),
и меньше всего в работе самого водного потока. Этот тип аспмметрпп, свой­
ственный главны м образом балкам и долинам небольш их речек, меньше
всего интересует нас сейчас. Ибо его происхож дение не связан о с мигра­
цией русла п практически не дает почти ничего для реш ения вопроса о при­
чинах последней.
В торая категори я асимметрии, наоборот, яв л яе тся прямы м выраже­
нием именно м играции р у сл а, одностороннего смещения его неизменно
в одном п том ж е направлен ии . Она для нас и долж на быть главны м пред­
метом вним ания. К онечно, н ел ьзя провести незыблемой границы между
обоими случаям и. Д елю виальны е шлейфы, нарастаю щ ие исключительно
с одной стороны тал ьвега, конусы выносов оврагов, отлагаемы е преимуще­
ственно вдоль одного из бортов долпны в силу первичной асимметрии водо­
раздельны х пространств, могут не только обусловливать разную морфоло­
гию противолеж ащ их склонов, но и постепенно оттеснять русло вбок,
застав л яя его подмывать преимущ ественно один берег и тем самым расши­
р ять пойму, нарастаю щ ую с другой стороны. Н о, во-первы х, подобный
процесс свойственен оп ять-таки почти исклю чительно б алкам и долинам
м елких речек; во-вторы х, он мож ет итти только в ограниченны х масштабах,
п ока склоны не п ридут в равновесное состояние по отношению к работаю­
щим над их перестройкой агентам денудации. П ри этом смещение русла
выступает не в качестве причины , а скорее к а к следствие асимметричного
р азви тия склонов. В применении к крупны м долинам больш их равнинных
рек подобное объяснение пеприлож имо. Здесь именно одностороннее сме­
щ ение ру сл а я в л яе тся бесспорно первопричиной асимметрии, ибо река
оказы вается часто переместивш ейся на десяткн килом етров за четвертич­
ный период, к а к это имеет место, н априм ер, в долинах Д непра пли Волгл
с их обширными левобереж ны ми террасам и. П роблема причин подобного
явл ен и я в наш и днп еще д ал ека от полного разреш ен и я, и в рам ках настоя­
щего исследования невозможно ставить своей ц елью ее реш ить. Позволю
себе, однако, у к а зать , что главной из них, несомненно, долж ен считаться
известный закон Словцова — Б эр а — Б абине, история вы яснения кото­
рого в последнее время и злож ен а Л . С. Б ергом (1946).
Можно смело утверж дать, что не имеет н икакого основания некоторый
скептицизм, п роявляем ы й многими геологам и по отношению к этому за­
кону не только к а к к ведущей, но нередко даж е к а к к сколько-нибудь су­
щественной причине асимметричного разви тия круп н ы х речных долил.
В самом деле, у ж е один тот факт, что громадное больш инство долин рсч;
северного п олуш ари я обладает круты м и правы м и коренны ми склонами
п пологими террасированны м и левыми склонам и, достаточно убедительно
говорит в п ользу справедливости точки зрения Б эр а и Бабине. В том
ж е убеж дает и ан ал и з ф изических основ закон а. Чтобы не быть голослов­
ным, приведу подсчеты, сделанные мной применительно к р. Волге у
К азан и .
К а к известно, отклонение реки вправо от н ап равлен ия своего течения
в северном п олуш арии и влево в южном полуш арии, составляющее сущ­
ность рассматриваемого зак он а, связы вается, к а к это п оказал Бабине,
с так назы ваемы м К ориолисовы м ускорением, действующим на всякое
198
движ ущ ееся тело, независимо от н ап равлен ия дви ж ени я. Кориолнсово
ускорение обусловлено отклоняю щ им влиянием вращ ения Зем ли, и его
гори зонтальн ая составляю щ ая равняется:
р = 2 o)-‘H-sincf>,
где со — у гл о вая скорость вращ ения Земли (со = 0,0000729), v •— скорость
движ ения тела; ср — географ ическая ш ирота места (для г. К азан и
<р = 5 5 °5 0 '). М инимальные скорости течения В олги у К азан и в межень имеют
п орядок 0,3 м /сек на стреж не, максимальны е скорости течения в поло­
водье не превыш аю т 3 м /сек. Отсюда для обоих случаев получаем соответ­
ственно такие значения К ориолисова ускорения:
минимум (в межень) . . . .
р = 0,0001458-30 • 0,8274 = 0,0036 ем,сек .2
максимум (в п а в о д о к ). . . . р = 0 ,0 0 0 1 4 5 8 -3 0 0 -0 ,8274 = 0,0362 см сек . 2
;>
о
,
Н а первый в згл яд эти соверш енно ничтожны е по своему; значе­
нию величины н ельзя принимать серьезно во внимание. Ведь течение
В олги поддерж ивается силой тяготения., ускорение которой для района
К азан и равно:
g = 981,558 с м /с е к .2,
т. е. превыш ает К ориолисово ускорение даж е при м аксим альны х возмож­
ных скоростях течения более, чем в 27 000 р а з. Но на деле это впечатление
неверно. В самом деле, продольны й уклон В олги между Горьким и устьем
К амы в межень в среднем равен всего 0,00005, и ли около 10", и даж е в паво­
док во время подъема воды не превыш ает 1° и ли 0,017 в десятичном вы­
раж ении. Течение реки поддерж ивается не всей силой тяж ести, а лишь
ее составляю щ ей:
gi = g- sin ос,
где а — уклон в град усах. П риним ая синус уклон а равным
(в силу м алой величины угл а), получим соответственно:
тангенсу
для м еж енны х у к л о н о в ..................= 9 81,558-0,00005 = 0,049 см/сек .2
для максимальных паводковых-. .
= 98 1,5 5 8 -0 ,0 1 7
= 6 , 6 8 6 см;сек . 2
Иными словами, в межень К ориолисово ускорение составляет около
7 ° / 0 составляю щ ей ускорения силы тяж ести , в паводок ж е 0 ,5°/0. Но если
сравнить К ориолисово ускорение при м аксим альны х паводковых скоро­
стях (0,0362 см /сек2) с составляю щ ей ускорения силы тяж ести в межень
(0,049 см /сек2), то оно окаж ется равным почти 74% последнего. Это зн а­
чит, что даж е если пренебречь разницей в расходах, мощность, разви вае­
мая боковым отклонением реки под воздействием К ориолисова ускорен ия
в половодье, может достигать почти 3/ 4 мощности, развиваем ой продоль­
ным движ ением всей В олги в м еж ень. Естественно, что такой добавочный
источник энергии не мож ет не сказаться весьма заметно на разл и чи и в тем­
пе разм ы ва разны х берегов, кстати ск азать, протекаю щ его почти исклю чи­
тельно именно в паводок. Это особенно ясно становится, если сравнить
полученные нами значения К ориолисова ускорения с центробеж ны м уско­
рением,развиваемы м рекой на зак р у гл ен и я х и являю щ им ся главной при­
чиной подмыва берега и образования и роста и злучи н.
Центробеж ное ускорение, к а к известно, равно
где v — скорость,
a R — радиус кривизны . Д ля изгибов больш их рек за наиболее обычные
199
значения радиуса кри визн ы можно п рин ять цифры от 2000 до 8000 м. Тогда
центробеж ные ускорен ия при меженных и м аксим альны х паводковых ско­
ростях будут равны соответственно:
В м е;кень
При Л = 2000 м . . 0,0045 м /сек .2
При Д = 8000 м . .0 ,0 0 1 1 м /сек .2
В паводок
0 ,4 5 м/сек . 2
0,11 м /сек .2
С ледовательно, в межень К ориолисово ускорение превыш ает центро­
бежное ускорение в 9, а порою почти в 36 раз на разн ы х и злучи нах. В зна­
чительной мере ему следует, видимо, приписать тот слабы й подмыв бе­
регов, которы й в это время кое-где наблю дается. В паводок Кориолисово
ускорение способно увеличивать интенсивность подмыва вогнуты х участ­
ко в правого берега на разны х излучи нах на 1/ 10 и даж е */з т°й величины,
которая обусловлена центробежным ускорением , и настолько ж е умень­
ш ить интенсивность подмыва левого берега.
Из сказанного ясно видно, что зак о н у Б э р а — Б аби не следует прида­
вать больш ое значение при объяснении причин устойчивого смещения
русел рек вправо в северном полуш ари и и асимметричного развития до­
лин. И з его физических основ вы текает в то ж е врем я, что он наиболее эф­
фективно долж ен обнаруж и вать свое действие на рек ах круп н ы х и может
почти вовсе не и грать н и какой роли для рек м алы х. В самом деле, работа,
производим ая движ ущ им ся телом, прям о п ропорциональна его массе.
М ассы,точнее расходы больш их рек, в сотни и ты сячи раз превыш ают рас­
ходы малы х р ек . Р аб ота, кром е того, прямо пропорциональна квадрату
скорости. Б о л ь ш ая ш ирина р у сл а круп н ы х рек и больш ая длина прямо­
линейны х отр езков их течения позволяю т частицам воды, смещающимся
вправо под влиянием К ориолисова ускорен и я, набрать заметные попереч­
ные скорости, гасящ иеся лиш ь при уд аре о верш ину последующего вниз
по течению м еан дра. Н а малы х р ек ах , русл а которы х у зки , а извилины
отличаю тся небольш ими разм ерам и и больш ой крути зн ой, за время дви­
ж ения от верш ины одного меандра до другого К ориолисово ускорение не
успевает вы звать заметных поперечны х скоростей в водном потоке. По­
нятно п о т о м у , что наибольш ее число исклю чений нз зак о н а Б эр а — Ба­
бине относится именно к малым рекам.
П р авд а, имеются случаи отклонений от закона Б э р а — Бабине п на
довольно кр у п н ы х р ек ах . Н а Р усской равнине можно у к а зать несколько
таких прим еров, когда на значительном п ротяж ени и более или менее
прямолинейны е в плане долины имеют крутой левый коренной берег, а
пойма и террасы располож ены н а правом берегу. П рим ерам и подобной
обращ енной асимметрии могут служ и ть долина р. С уры на протяжении
около 130 км по прям ой от устья р. Б ары ш а до устья р. П ьян ы , низовья
М окши и долина Оки от устья этой реки до гор. М урома. В этих случаях
налицо все признаки длительного и устойчивого смещения рек влево,
продолж аю щ егося, видпмо, и сейчас, п оскольку русло упорно прорывает
левые ш ейки меандров и, сп рям ляя свой путь, неизменно ж мется к левому
коренному берегу. К рупны й масштаб яв л ен и я и больш ая длительность
процесса не п озволяю т истолковать его столь ж е просто, к а к это можно
сделать для м алы х рек или б алок. П ричины подобных исклю чений должны
быть еще вы яснены . Но для нас важ но, что они явл яю тся именно исключе­
ниями и притом довольно редкими. Поэтому-то мы п можем смело принять
закон Б э р а — Б аби не за вторую главную причину миграцпи русла по
дну долины , приводящ ую н ар яд у с меандрпрованием (и фурканией, как
его своеобразной формой) к вы работке ш ирокой поймы и накоплению
слагаю щ его ее аллю виального покрова.
Сделав такой вывод, мы обязаны дать ответ на вопрос, который сразу
ж е может возникнуть у читателя. В самом деле, чем больш е скорости, тем,
200
очевидно, больш е и К ориолисово ускорение. Отсюда следовало бы ож и­
дать, что горные реки и реки «молодых» морфологически долин равнинных
стран долж ны энергичнее всего подмывать свой правы й берег. М ежду тем
факты говорят к а к будто против этого. Асимметрия у горны х долин вы­
р аж ен а крайне, слабо или вовсе отсутствует, у равнинны х ж е она развита
хорош о. Это каж ущ ееся противоречие разреш ается весьма просто. В о-пер­
вых, сопротивление плотны х коренны х пород, в которые врезаны горны е
долины, настолько велико, что их разм ы в идет очень медленно и для - пего
требую тся очень больш ие скорости. В о-вторы х, горные реки в силу к р у ­
тых продольны х уклон ов врезаю тся в глубину несравненно быстрее, чем
размываю т склоны . В силу этого равнодействую щ ая эрозии донной и эро­
зии боковой оказы вается здесь н ап равлен ной почти вертикально и разл и ­
чий в крути зн е обоих склонов почти невозмож но подметить. Равнинны е
реки почти не производят донной эрозии и равнодействую щ ая глубинного
и бокового разм ы ва здесь н ап равл ен а практи чески горизонтально. Если
присоединить больш ую податливость пород, то понятно, почему здесь
одностороннее смещение русл а заметно резко. В -третьих, наконец, и это
самое главное, К ориолисово ускорение лиш ь видоизменяет работу реки,
главной действую щ ей причиной которой всегда остается продольны й уклон
и обусловливаем ая им продольная скорость. Если мы рассмотрим оба фак­
тора совместно, то убедимся, что вопреки первоначальному впечатлению
закон Б эр а — Б аби не на горны х р ек ах вообще долж ен п роявл яться слабее,
чем на равнинны х, независимо от интенсивности донной эрозии и степени
сопротивляемости пород разм ы ву.
В самом деле, боковой подмыв склона долины рекой яв л яется преж де
всего следствием центробеж ного ускорен ия на зак р у глен и ях , равного
р г = д-, к которому лиш ь алгебраически п риб авляется К ориолисово уско­
рение с плюсом или минусом, в зависимости от н ап равлен ия изгиба русла
(вправо или влево):
P i + Рг =
зг
■sin 9 = v ( ^ - + 2co • sin 9 ^) .
Но величина 2ы • sin 9 крайн е м ала и для средних ш ирот близка к 0,0001.
Поэтому заметное отклонение течения вправо она может вызвать только
при очень м алы х значен иях скорости и при очень больш их радиусах крнV
визиы , когда и величина ^ становится очень малой. Это условие полно­
стью соблю дается для круп н ы х равнинны х рек, но не соблюдается для
рек горны х.
И так, оказы вается, что все главнейш ие причины, вызывающие м и гра­
цию ру сл а и вы работку плоского дна долины, обнаруж иваю т свое дей­
ствие тем яснее, чем более полог продольны й уклон , чем меньше скорости
течения, иными словами, чем ближ е рек а по своему типу п рибли ж ается
к равнинной. Вместе с тем уменьш ение продольны х уклонов и скоростей
течения одновременно вызы вает и увеличение ам плитуд кол еб ан и я у р о в ­
ней воды при том ж е реж име расходов. А степень резкости и высота павод­
ков, к а к мы видели, являю тся не менее важным фактором в накоплении
аллю вия, чем блуж дание р у сл а. Это прекрасно объясняет отмеченные выше
разл и чи я меж ду горным и равнинны м аллю вием, из которы х именно по­
следний яв л я е т ся наиболее полно и мощно развиты м и фацналыго диффе­
ренцированны м . В то ж е время излож енны е соображ ения дают ясное пред­
ставление и об общем направлен ии изменения типа аллю вия одной и той
ж е реки по мере разработки ею своей долины от узкой и крутосклонной
«молодой» ее стадии до ш ирокой, хорош о разработанн ой «зрелой».
201
Значение развития продольного профиля долины в накоплении
аллювия
До спх пор мы касал и сь только проблемы бокового смещения русла
или, что то ж е, разви тия поперечного проф иля долины , лпш ь попутно упо­
миная о вли ян и и на этот процесс продольного у кл о н а. Теперь нам пред-'
стоит специально рассмотреть значение формы продольного профиля реки
для н акоп лен и я ал л ю в и я. И з предыдущ его и зл ож ен и я напраш ивается
вывод, что и м еандрирование н боковая эрозия в целом долж ны принимать
все больш ие масш табы, по мере прибли ж ен ия продольного проф иля реки
в ходе р азви ти я ее долины к кри вой равн овеси я. К а к это и зл агается в боль­
ш инстве учебников геологии и геоморфологии, вы работка кривой равнове­
си я, повидимому, представляет условие, благоприятствую щ ее аккум уля­
ции ал л ю ви я. П остараемся установить, в какой мере этот вывод справедлив.
Я остановился на этой стороне вопроса потому, что в литературе суще­
ствуют и вы сказы вания иного рода. П реж де всего, есть исследователи, во­
обще отрицаю щ ие какой-либо реальн ы й смысл п онятия «кривая равнове­
сия», мало того, отрицаю щ ие даж е логическую его правомерность. Такова
точка зрения П . С. М акеева (1941). Он обосновывает свою позицию,
я бы ск азал , чисто философски. Вот что им написано по этому поводу:
«...допущ ение возможности вы работки речным потоком кривой равно­
весия, т. е. достиж ения «недеятельного» состояния речным потоком, про­
тиворечит диалектическом у развитию процессов в природе».
«При допущ ении, что поток в процессе своего разви ти я долж ен обяза­
тельно достигнуть «недеятельного» состоян ия, мы долж ны допустить, что
в природе сущ ествую т я в л ен и я , которы е в процессе своего развития не
переходят в свою собственную противополож ность д ля дальнейш его разви­
тия на новой основе, а останавливаю тся на какой-то «недеятельной»
стадии своего развития».
«Мне каж ется, что уж е этого вполне достаточно для того, чтобы отка­
заться от теоретически допускаемой обязательн ой вы работки кривой равно­
весия д л я каж дого потока. Из последнего вы текает, что кри вой равновесия
речного проф иля вообще не может сущ ествовать в природе, так к а к каж­
дый поток в процессе своего разви тия стремится к своей противополож­
ности, то-есть преврати ться в «стоячую» воду (?! — Е . Ш.): другими сло­
вами, р ек а долж на п реврати ться путем н ивели ровки своего профиля
в стоячий водоем (базиса эрозии) (?! — Е . Ш.), или в разрозненные
водоемы (в своей долине) (?! — Е. ///.)».
П озволю себе категори чески не согласиться с доводами П . С. Макеева,
несмотря на то, что ему они к а ж у тся «вполне достаточными» и вполне
соответствующ ими диалектическом у м атериализм у.
В о-первы х, абсолютно неверно толкование кривой равновесия, как
«недеятельного» состояния потока. К р и в а я равновесия — это только
к р и в ая, вы раж аю щ ая равнодействую щ ую м еж ду силой эрозии д е я т е л ь ­
ного
потока, движ ущ егося повинуясь земному тяготению , и силой со­
противления горны х пород лож а разм ы ву, противостоящ ей эрозии. Даже
если допустить, что продольны е уклоны дна долины вполне соответствуют
кривой равновесия, река продолж ает течь, п родолж ает транспортировать
п переотлагать наносы, продолж ает разм ы вать свои берега, образовы­
вать излучины , старицы и т. п. Она продолж ает действовать, а отнюдь
не становится бездеятельной. О трицать реальн ы й смысл равнодействую­
щей движ ения при наличии двух одновременно прилож енны х к реке и
н ап равлен ны х в разны е стороны сил — нелепо. Это так ж е нелепо, как
отрицать реальны й смысл п р ав и л а п араллелограм м а сил, являющегося
основой м еханики, дум ая, что его диагональ соответствует «недеятельному»
состоянию слож енны х сил.
202
В о-вторых, н и к ак н ельзя согласиться с тем, что понятие кривой равно­
весия противоречит диалектическом у закон у перехода любого процесса
в ходе его р азви тия в свою противополож ность. П. С. М акеев явн о зап у­
тался в гегелевских три ад ах и выдает за диалектические п ротивополож ­
ности соверш енно банальны е метафизические представления о полярны х
п ротивополож ностях. Он не замечает, что по мере прибли ж ен ия продоль­
ных уклон ов к равновесным значениям в работе реки возникаю т соверш ен­
но новые качественны е п ри зн ак и . Вместо донной эрозии на первое место
выступает эрозия б оковая, что связано с п ринципиально изменивш ейся
внутренней гидродинамической структурой потока. Н ачинается усилен­
ное развитие пой-мы и слагаю щ его ее ал л ю ви я, дифференцирую щ егося на
целый р яд фаций, ранее не сущ ествовавш их раздельн о. Это и значит, что
река стала не той, что она в ходе разви тия достигла новой качествен­
ной ступени, превратилась в свою противоположность. Это значит, что
и работа реки развй вастся теперь «на новой основе». П . С. М акеев не зам е­
чает, чтП именно «стоячая» вода есть отрицание всякой работы , всякого
сущ ествования потока, утверж дение безж изненного статического равно­
весия, прекращ ение процесса, а отнюдь не «развитие его на новой основе».
Его рассуж дения необычайно далеки от диалекти ки , ибо ф актически сво­
дятся к а к раз к тому, что всякое движ ение когда-то долж но полностью
п рекратиться. Н е можем ж е мы, следуя его оригинальной «логике», по­
л агать, что п этот конечный «стоячий водоем» снова превратится «в свою
противоположность» и вода потечет в обратном направлении?!
Я вынуж ден был подробно остановиться на вы сказы ван иях П. С. Ма­
кеева, хотя онн крайн е наивны и вряд ли кого-нибудь могут убедить, лиш ь
потому, что в той же его статье имеется ряд полож ений, к которым придется
вернуться в дальнейш ем и часть пз которы х засл уж и вает внимания.
Е сли мало кто, кроме П. С. М акеева, столь реш ительно ополчается
против кривой равновесия, то значение ее к а к стадии разви тия продоль­
ного проф иля долины, знаменую щ его накопление покрова аллю вия на
ее дне, подвергается сомнению целым рядом учены х. В этом отношении сле­
дует остановиться на рассуж ден и ях немецкого геолога В . Зергел я (Soergel, 1921, 1923), п оскольку его работы пользую тся у нас большой извест­
ностью. В то ж е время критический ан ал и з его взглядов позволит нам
лучш е всего понять суть вопроса.
В. Зер гел ь совершенно справедливо рассм атривает «кривую равнове­
сия» к а к предел, к котором у стремится развитие продольного профиля
долины под влиянием одной только эродирую щ ей деятельности реки.
П рактически эта кри вая никогда полностью не может быть достигнута
рекой, «ибо прогрессирую щ ее падение силы эрозии должно быть так со­
размерено с прогрессирую щ им уменьш ением уклонов, что к исходу р а з­
вития, ведущего к кривой равновесия, в равны е отрезки времени будет
эродироваться все меньше н меньше, и сила эрозии может стать к а к угодно
малой, наконец бесконечно малой, но практически никогда не станет р а в ­
ной нулю». Из этого верного полож ения им делается,однако, соверш енно
неверный вывод: «следовательно, не может наступить переход эрозии в а к ­
кум уляцию исклю чительно вследствие разви ти я, ведущего к конечной
кривой уклонов, так к а к она (эрозия) долж на была бы перейти через
стадию нулевой точки, которая никогда не может быть достигнута».
В чем ошибочность рассуж дений В. Зергеля? В о-первы х, он противо­
поставляет аккум уляц и ю эрозии, к а к процесс, которы й мож ет начаться
только после окончания последней, к а к процесс с нею несовместимый. Это
совершенно неверно. К ак мы уж е неоднократно п одчеркивали , аллю вий
явл яется такой ж е необходимой составной частью долины , к а к и ее склоны
или дно. А ллю вий образуется на всякой стадии р азви ти я долины, м еняя
только свои формы. Следовательно, ак к у м у л яц и я всегда идет одновременно
203
с эрозией, п-логически возможен только вопрос — на к ак и х стадиях раз­
вития долины какой из процессов преобладает. В о-вторы х, В . Зергель рас­
см атривает кривую равновесия к а к геометрическую линию , имеющую
лиш ь одно измерение, а р ек у к а к постоянную величину, имеющую неизмен­
ные гидрологические характери сти ки — строго постоянные расходы и ско­
рости. П ри этом он впадает в голую абстракцию и непростительно схе­
матизирует сложное природное явл ен и е. Н а деле кр и в ая продольны х укло­
нов и кр и в ая равновесия, к а к ее математический предел, выражает в
упрощ енной форме н а к л о н н у ю в о г н у т у ю п о в е р х н о с т ь
дна
д о л и н ы, имеющую два изм ерения, а если учесть мощность ал­
лю вия,[то даж е три изм ерения. П реж де всего, русло реки м игрирует, меняя
свое полож ение на дне долины . Затем изм еняю тся периодически уровни,
расходы и скорости по сезонам гидрологического года. В паводок поток
разм ы вает свое лож е, в меж ень, даж е задолго до достиж ения профиля рав­
новесия, эрозия практически п рекращ ается. Сегодня русло занимает одно
полож ение на дне долины и здесь идет эрозия, через год, два года, десяти­
летие или ты сячу лет русло сместится и займет другое полож ение. Там, где
оно было раньш е, уж е не п роявл яется более эрози я, а отлагается аллювий.
Б л аго д ар я этому для н ач ал а ак ку м у л яц и и не только но требуется, чтобы
эрозия «перешла через нулевую точку», но, наоборот, задолго до дости­
ж ения «нулевой точки», когда уклон ы еще круты и вы работка профиля
равновесия яв л яется делом далекого будущ его, накоп лен и е аллювпя
уж е идет.
С хематизация сложного природного яв л ен и я, каки м яв л яется раз­
витие долины и накопление ал л ю ви я, приводит В . З ер ге л я и к совершенно
неправильной оценке роли м еандрирования реки. Им верно подчеркивает­
ся, что изгибы в плане представляю т собой прям ой резул ьтат общих за­
кономерностей движ ения любого водного потока и могут возникать за­
долго до достиж ения профиля равн овеси я, но чем ближ е к последнему
продольны й профиль дна долины, тем более резким и они становятся.
И в то ж е время он пишет: «современные данные не позволяю т говорить в
п ользу того, что стадия м еандрирования приводит к ак ку м у л яц и и . Она в го­
раздо больш ей мере характери зуется боковой эрозией и господствующим
переотложением. То, что отклады вается па вогнутой стороне излучин, сне­
сено с их вы пуклой стороны. И, наконец, многочисленные брошенные из­
лучины , леж ащ ие д руг за другом, и ограниченны е ими меандровые террасы
к а к раз в так и х долинах, которы е долгое время находятся или находились
в стадии яр к о вы раж енного м еандрирования, доказы ваю т, ^то меандрирую щ ая река разм ы вает, что она постоянно перемещ ает м атериал, который
приносится полыми водами». Иными словам и, аллю вий, отлагаемый на
вогнутой стороне меандров, не есть постоянны е, навсегда отложенные тол­
щи пород, но лиш ь врем енная остановка обломочного м атери ала на путп
к морю, вы зван н ая «малым уклоном , не обеспечивающ им более б ы с т р о г о удален и я из долины масс, принесенны х полыми водами». Отсюда де­
лается вывод, что аллю вий, которы й мы наблю даем в р азр езах надпой­
менных террас, долж ен толковаться к а к итог самостоятельной стадии или
эпохи ак ку м у л яц и и , связанной не с м еандрировапием, а с вмешательством
какого-то постороннего по отношению к внутренней динамике реки фак­
тора — движ ений земной коры или колебаний кли м ата.
Конечно, далеко не всякую аллю виальн ую толщ у можно истолковать
только к а к итог б луж дани я русл а по дну долины . В образовании многих
из них и грали роль и колебан и я кли м ата и движ ения земной коры.
Но огульное отрицание возможности н акоп лен и я значительны х аллювиаль­
ных свит без участия этих ф акторов, которое мы находим у Зергеля, совер­
шенно ни на чем не основано. В самом деле, его главны й аргумент заклю­
чается в том, что ак к у м у л яц и я на вогнутой стороне меандра есть лишь
20/т
временная остановка на пути обломочного м атериала к морю. Но это
относится в равной мере ко всем реш ительно типам континентальны х осад­
ков, почему мы и п олож или в специальной работе (Ш анцер, 1948, 1950)
в основу пх классиф икации выделение последовательны х этапов основных
путей денудации, господствую щ ей на суше. Д л я нас важ но, сколько вре­
мени может длиться эта временная остановка и не может ли она п ревра­
титься в постоянную ? Мы видели уж е, что даж е в п ределах современного
меандрового пояса, активно перестраиваемого рекой, в естественных р аз­
резах пойм встречаю тся стоянки первобытного человека, вплоть до нео­
лита. Мы видели, что даж е в этих усл ови ях возраст аллю впя может быть
определен поэтому для целого ряда пунктов к а к несколько ты сячелетий.
Достаточно, ч то б ы -река врезал ась в дно свой долины, и современная
пойма превратится в надпойменную террасу, а аллю вий, «временно»
пролеж авш ий без движ ения ты сячи лет, останется леж ать на новые
ты сячелетия и десятки ты сячелетий, пока не сравн яется с лицом земли
террасовая площ адка. Р азв е можно игнори ровать подобные «временные»
остановки при изучении четвертичны х террас, к а ж д а я из которы х соответ­
ствует $ а к р аз пром еж уткам времени от немногих ты сячелетий до несколь­
ки х десятков тысячелетий? А именно четвертичны е террасы имеет в виду
Зергель в своей работе. Мы нарочито упом янули только разрезы внутри
современного меандрового п ояса. Нечего н говорить, что на дне ш ироких
долин, где больш ая часть поймы леж ит уж е вне пределов нынешнего ме­
андрового пояса и практически рекой не перерабаты вается, значительная
часть аллю виального покрова из «временно» отложенного давно превра­
тилась в отлож енный «навсегда», если можно только вообще говорить о
вечном сущ ествовании осадочных формаций. И «многочисленные брошенные
излучины , леж ащ ие д руг за другом», доказы ваю т здесь скорее к а к раз не
то, что «река размывает», а что она некогда разм ы вала, а теперь надолго,
быть может навсегда, ее разм ы в закон ч и лся. Ч ем объясняется глубоко
ош ибочная позиция З ер гел я в оценке аккум ули рую щ ей работы блуж даю ­
щего по дну долины русла? Х отя он и говорит о пойме, о паводках, о меанд­
рах, но ф актически ои вновь возвращ ается к представлению о продольном
профиле долины, к а к о геометрической линии, узкой полоске, вдоль кото­
рой река несет; пусть с остановками, свой гр у з наносов к морю. Он забы­
вает о нетронутых м ассивах поймы по сторонам, о том, что меандрирующ ая
река в течение к о н е ч н о г о отрезка времени не может захватить всех
участков дна долины и вынести без остатка весь отлож енны й ранее ею обло­
мочный м атериал, о том, что половодья, наоборот, ежегодно добавляю т
к его толще все новые и новые слои н аи л ка. П ока ограничимся сказанным,
т ак к а к нам еще придется вернуться к взгл яд ам З ер гел я в иной связи.
Подведем итоги. Мы видели, что б луж дание русла по дну долины зави ­
сит от целого ряда причин. Д ля круп н ы х и средних рек главны е из них —
динам ика самого руслового потока, вызы ваю щ ая меандрироваиие и фуркацпю , и закон Б э р а . Оба ф актора воздействуют на любую реку, но они
п роявляю тся тем энергичнее, чем полож е продольны е уклоны и меньше
скорости течения. П оэтому расш ирение долины и накопление аллю вия
начинается еще на ранних стадиях разви тия, но оно идет в тем больш их
масш табах, чем более вы полаж ивается продольный профиль, чем ближ е
он к кривой равновесия. В этом значение понятия кри вей равновесия для
нас, хотя н ельзя пи в коем случае думать, что выработки законченного
профиля равновесия является необходимым условием н ачала ак кум ул яц и и .
Н аоборот, этот профиль явл яется лиш ь абстракцией, математическим
пределом, к которому стремится развитие продольного укл он а долины.
Аллювий же начинает формироваться задолго до достиж ения его под вли­
янием периодического изменения уровней и расходов реки и блуж дания
ее русла.
ЗГощность аллювия как функция режима реки.
Понятие о нормальной мощности аллювиальной свиты
Все сказанное иамн п озволяет дать вполне определенный ответ на во­
прос о том, како й долж на быть н о р м ал ьн ая мощность аллю виальной толщн,
формирую щ ейся на дне эрозионной долины в ходе б луж дани я русла при
условии неизменности кли м ата и неподвиж ности земной коры .
В самом деле, в каж дом данном поперечном сечении долины нижней
границей возможной ак кум ул яц и и ал л ю ви я является, очевидно, уровень
дна реки. В ерхним пределом служ ит уровень паивы сш его горизонта по­
лы х вод, выше которого рек а вообще не может отклады вать осадков. Сле­
довательно, при прочих равны х усл о в и ях , норм альная мощность аллю­
виальной свиты долж на быть пропорциональна разности вы сотны х отметок
этих двух уровней, а в пределе равн а ей.
В русской литературе впервые вы сказал подобную мысль А. И. Мор­
двинов (1932), а позж е уж е более категорично сф орм улировал ее к а к веду­
щую законом ерность II. С. М акеев (1941) в упом янутой выше статье. Оба
автора определили при этом возможную мощность аллю вия к а к сумму ма­
ксим альной глубины русла и высоты п аводков Ч Это вполне верное в прин­
ципе полож ение чрезвы чайно важ но для п равильн ого понимания инте­
ресующей нас проблемы. В самом деле, н асколько значительной может
быть эта предельно возм ож ная величина, показы ваю т следующие данные.
Н а Волге между Тетюшами и Камыш ином наибольшие глубины на плесах
в меж ень доходят до 19 м, а наивы сш ий зарегистрированны й подъем уров­
ня во время весеннего половодья (1926 г.) в разн ы х п ун ктах колеблется
от 13,5 до 15,4 м (П оляков, 1938). Сумма дает 32,5—34,4 м. В низовьях
Н иж ней Т у н гу ски (К уш ев, 1934) высота весеннего паводка доходит до
22 м, а в «Щеках» даж е до 25—30 м. О тдельные вымоины на дне русла
на месте крупны х водоворотов (так назы ваемы е «уловы») доходят здесь
до 35 и даж е 80 м (в 5 км выше Т у р у х ан ск а). В сумме это дает цифры
п о р яд ка 60— 70 м и даж е до 1 1 0 м.
'
К онечно, такие м аксим альны е значения разностей отметок уровня на­
водка и дна реки не могут быть п рин яты в качестве нормы при определении
возможной мощности аллю вия, ибо мы привели из ряд у вон выходящие, не
типичные для данны х рек глубины и из ряд у вон выходящ ие по своей вы­
соте паводки. Очевидно, необходимо исходить из каких-то средних величии.
Н ачнем с уточнения морфологии постели аллю виальной свиты. Глу­
бины р у сл а любой реки, к а к известно, весьма непостоянны. Разница их
значений меж ду плесами и перекатам и может достигать очень большой
величины . Т ак , на В олге меж ду Щ ербаковой и Г орьким до сооружения
Рыбинского водохранилищ а глубины на п лесах доходили до 9 —12,5 м,
а на перекатах падали в меж ень ниж е 2 м. А мплитуда достигала 7— 10 м.
М ежду Тетю ш ами и С талинградом плесы в меж ень характери зую тся глу­
бинами до 11— 19 м, перекаты всего 2 —3 м. А мплитуда равна 8 —17 м.
1 А. И. .Мордвинов в своей статье ссылается прямо па более раннюю работу
Л. Х енкеля (H enkel, 1926), который писал: «мощность отложений дна долины есть вы­
ражение разности высот меж ду самым глубоким размывом русла и паивысшв.ч подъ­
емом уровня воды». Указания на подобную зависимость можно найти и у других ино­
странных ученых. Так, В. Дэвис (D a v is, 1911) говорил, что «мощность этих отложений
поймы (т. е. аллювиальной свиты в нашем понимании), покрывающих породы ложа
долины, должна приблизительно соответствонать глубине реки по время половодья».
Однако эти замечания делались либо вскользь, мимоходом, либо оставлялись мало
аргументированными, а главное нн сами их авторы, ни последующие исследователи не
принимали их во внимание и не делали из нпх необходимых выводов при попытках
истолкования причин накопления аллювия, что приводило их нередко к явно необо­
снованным, а порою и ложным заключениям.
206
Н а Оке ниж е устья М окши глуби н а плесов доходит до 11,7— 14,1 м, на н е­
которы х п ерекатах падает до 0,75— 1,35 м. А м плитуда достигает 10,3—
13,25 м. Н а К л язьм е ниж е В ладим ира для плесов отмечены глубины до
9— 10 м, д ля перекатов порою всего 0,17—0,7 м. А мплитуда доходит до
8 ,3 —9,7 м. И так далее.
О днако лож е аллю вия лиш ь в редких сл у ч аях мож ет испы ты вать по­
добные колебания по высоте. Вспомним, что перекаты яв л я ю тс я вторич­
ными аккум уляти вны м и образованиям и, мелям и, нанесенными течением пз
донных наносов на месте ранее сущ ествовавш их плесов. Т олько последние
представляю т отрезки русл а, в пределах которы х рек а эродирует свое
лож е. Именно смещение плесов в ходе блуж дани я русл а обусловливает
вы работку дна долины и морфологию лож а аллю вия. С ледовательно, не­
ровности постели последнего долж ны оп ределяться разностью глубин на
разны х плесах, ко то р ая, естественно,- значительно меньше приведенных
выше циф р. Т ак , для В олги м еж ду Тетю ш ами и С талинградом глубины
плесов колеблю тся от 6 до 19 м при среднем значении около И м (П оля­
ков, 1938). О тступления от этой средней величины более чем на 2—Зм в обе
стороны яв л яю тся лиш ь редкими исклю чениям и, обычно ж е значительно
меньше’/ П оэтому и лож е аллю вия В олги на этом отрезке долины почти
повсеместно располагается на 1 0 — 1 1 м ниж е меженного уровн я реки, а его
неровности обычно не превыш аю т 2 —3 м по верти кали , иногда увели чи ва­
я с ь до 5 — 6 м ;ч то хорошо видно на п роф илях по ряд у буровы х поперечни­
ков через долину (М ож аровский, 1936; П ерм яков, 1935). А налогичную к ар ­
тину дает приведенный на фиг. 2 профиль поймы р. Москвы. З д есьи остель аллю вия в больш ей части створа располагается на 7,5— 10 м ниж е
уровня реки и только в двух п ун ктах опускается до 13 и даж е 16 м.
В последнем случае лож ем сл уж ат кам енноугольны е и звестн яки,и не исклю ­
чена возмож ность деформации их поверхности в силу проявления карсто­
вых процессов.
С казанное позволяет сделать вывод, что в норме лож е аллю виальной
свиты представляет собой сравнительно вы ровненную поверхность с от­
носительно небольш ими неровностям и, располагаю щ ую ся на уровне, при­
близительно соответствующ ем.средним отметкам дна русл а на плесах. Под
этот уровень подрезает река дно долины н а всю его ш ирину, и поэтому
соверш енно неверен с принципиальной точки зрения ш ироко распростра­
ненный способ, и зображ ен и я поперечны х профилей долин с вогнутой по­
стелью ал л ю ви я. Чем однороднее коренны е породы, в которы х выработана
долина, тем, очевидно, ровнее будет и лож е ал л ю ви я. Б олее резкие повы­
ш ения и у глублен и я на нем долж ны иметь место только при дислоциро­
ванное™ коренны х пород, когда река срезает головы пластов различной
плотности, или при разработке долины в легко выщ елачиваю щ ихся и карстую щ ихся породах, к а к и звестн яки, гипсоносные толщ и и т. п. Это хорошо
иллю стрируется, в частности, упомянуты м профилем поймы р. Москвы.
М ногочисленные бурения в пределах столицы так ж е показали, что всюду,
где аллю вий н алегает на ю рские и древнечетвертичные отлож ения, слож ен­
ные песчано-глинисты ми породами, его постель очень ровна; всюду, где
лож ем сл у ж ат кам енноугольны е и звестн яки, наблю даю тся гораздо боль­
шие неровности. Совершенно аналогичную зависимость меж ду составом
пород, слагаю щ им лож е ал л ю ви я, и морфологией его поверхности давно
уж е подметили п ракти ки -разведчи ки аллю виальны х россыпей, что по­
служ ило основанием для Ю. А . Би либи на (1938) п ротивоп оставлять друг
другу, к а к своеобразны е типы, россыпи со сланцевы м и известняковы м
«плотиком».
Перейдем к уточнению вопроса о верхнем пределе возмож ной ак кум у­
ляции аллю вия в эрозионной долине. Н арастание его мощ ности, очевидно,
долж но п родолж аться все время, пока пойма зали вается полыми водами
207
и на ее поверхности форм ируется периодический сезонный наилок. Тео­
ретически этот процесс может окончательно п рекрати ться только по до­
стиж ении поймой высоты, равной м аксим альном у возмож ному подъему
уровня воды в паводок. Это и будет тот край н и й верхний предел накопле­
ния аллю вия, которы й вместе с высотным полож ением постели определяет
наибольш ие возм ож ны е мощ ности. О днако, к а к п оказы вает анализ явле­
ния, вероятность достиж ения аллю виальн ой свитой подобных предельных
мощностей невели ка, и в качестве нормы необходимо п рин ять меньшие
пх зн а ч е н и я .Е сли обратиться к современным поймам равнинны х рек, то их высота
действительно оказы вается тесно зависящ ей от высоты паводков. Приве­
дем в доказательство некоторы е цифры . В среднем течении р. Березины
в паводок уровень поднимается всего на 2 ,5 —3 м над меженным уровнем
воды, и пойма здесь достигает 1,5—2,0 м, лиш ь в некоторы х пунктах
2 —2,5 м высоты. На среднем Д непре паводки обычпо имеют высоту 3,5—
4 м, только в исклю чительны е годы доходя до 7 —9 м. П ойма поднимается
и среднем на 3 м над меженью, в наиболее повыш енных у ч астк ах до 4 —5 м.
Н а В олге между Тетюш амп и Камыш ином средняя высота паводка около
1 Г м при максимуме в 15 м. Пойма имеет высоту 8 — 10 м. В н изовьях Ниж­
ней Т ун гуски , к а к мы видели, паводки доходят до 22—30 м высоты. За­
ли вн ая пойма здесь поднимается более чем на 20 м над рекой. Можно
было бы привести множество других прим еров, но и этих достаточно,
чтобы п о казать, что чем выше паводок, тем выше и пойма. Однако при этом
всегда о казы вается, что в пределах современного меандрового пояса высо­
та последней меньш е, чем даж е высота среднего п аводка. Только наиболее
древние ее участки, вы ходящ ие уж е обычпо за пределы зоны активного
м еандрирования реки, пли отдельны е особо высокие гривы не заливаются
еж егодно. Ч то касается до особо вы соких половодий, то они перекрывают
не только все повышенные участки поймы, но нередко и древнеаллю виаль­
ные террасы . Т а к , на В олге меж ду устьем К амы и С амарской Лукой
в 1926 г ., когда весенний подъем воды достиг более 15 м над меженью,
бы ли затоплены значительны е площ ади на II надпойменной («вюрмской»)
террасе.
У казанн ы е соотнош ения м еж ду высотой современных пойм и амплиту­
дами колебаний уровней рек для нас имеют нем аловаж ны й интерес. Они
показы ваю т, что на протяж ении голоценовой эпохи, точнее отрезка времени
п о р яд ка одного десятка ты сячелетий, осаж дение н аи л ка на поймах не
только не успело повысить их до м аксим ального возможного предела, но
даж е до у ровн я средних паводков. Д л я того чтобы сделать на этом осно­
вании какие-либо более общие выводы, необходимо глубж е вдуматься
в сущ ность подмеченного нами ф акта.
П оны таемся, преж де всего, оценить хотя бы приближ енно скорость на­
копления п окровны х пойменных горизонтов аллю вия современных боль­
ш их равнинны х рек. Д ля этого удобнее всего в качестве некоторого эта­
лона воспользоваться поймой р. В олги , п оскол ьку к ней мы неоднократно
обращ ались выше. По данным Б . В . П о л як о ва (1938), суммарный расход
взвеш енных наносов, несомых В олгой у г. К уйбы ш ева, достигает 35 млн. т
в год, а у г. К амы ш ина 18 млн. т в год. С ледовательно, в отрезке волж­
ской долины меж ду этими городами еж егодно оседает до 17 млн. т взве­
шенных наносов. Ц ифра эта, видимо, не преувеличена, ибо мы не учиты­
ваем вовсе выносов впадаю щ их в В олгу на этом п ротяж ении притоков —
С ы зрана, Больш ого И рги за, Т ереш ки и д ругих, которы е долж ны дать еще
некоторое добавочное количество м атериала.
Общая площ адь дна долины В олги меж ду Камыш ином и Куйбышевым
равна приблизительно 4800 к м 2. Н а этой площ ади оседает 17 млн. т,
пли, приним ая объемный вес н аи л ка за 1,6 (цифра, соответствующая
208
обычной плотности суглинисты х грунтов), около 11 ООО ООО м3 взвешен­
ных наносов, что равносильно еж егодному среднему повышению всей
поверхности на 2 мм. Н адо, однако, заметить, что полученная нами цифра
несколько преувеличена.
В самом деле, в площ адь дна долины входит не только пойма, но и
русло, поверхность дна которого, считая и крупны е боковые р у к а в а , при­
близительно равн а 800 к м 2. Ч асть взвеш енных наносов осаж дается при
спаде паводка в русле, главны м образом, на прирусловы х отм елях, в мед­
ленно текущ их боковых протоках, завод ях, затон ах. Зн ач и тел ьн ая доля
этого м атери ала при следующем паводке вновь разм ы вается рекой и уно­
сится вниз по течению, остальной входит в состав руслового аллю вия и не
участвует в повыш ении поймы. Очевидно, его следует поэтому исклю чить
из наш его расчета.
К сожалению , цифровы х данны х, которы е п озволили бы реш ить по­
добную зад ач у сколько-нибудь точно, не им еется. П опы таемся все ж е ,и с ­
ходя из некоторы х наводящ их соображ ений, получить представление хотя
бы о п оряд ке величин, характери зую щ и х количество взвеш енны х наносов,
оседаюЩйх в русле. Д л я этого мы ограничим ся лиш ь прирусловы м и отме­
лям и. П оследние.попеременно разви ты то на одной, то на другой стороне
русла, и их ш ирина имеет п орядок сотни метров. П ри суммарной длине
главного р у сл а и наиболее круп н ы х боковых р у кавов реки, на интересую ­
щем нас отрезке долины, около 945 к м ,— это дает площ адь порядка 95 км 2.
П риблизительно 20°/0, т. е. около 30 км 2, подвергается сезонному заилению .
Судя по наиболее обычным мощ ностям иловаты х прослоев в отлож ениях
фации п рирусловы х отмелей, среднюю мощ ность сезонного н аи л ка в их
пределах следует п рин ять около 0,15 м. Это неплохо согласуется и с при­
веденными в гл аве V цифрами мощ ностей годичного н аи л ка в зоне свежих
прирусловы х валов, на В олге колеблю щ имися от 0,05 м на гребнях до
0 ,2 —0,3 м в лож бин ах, т. е. в среднем так ж е около 0,15 м. Если исходить
пз такого рода данны х, край н е ориентировочны х, но все же достаточна хо­
рошо соответствую щ их фактам, то суммарный объем н аи л к а, ежегодно
оседающего на п рирусловы х отм елях, долж ен составлять о к о л о 3 м л н .м 3.
Е сли присоединить еще п риблизительно такую ж е йлощ адь затонов и
заиляю щ ихся протоков, то из общей суммы еж егодного н аи л ка в 11 млн. м3
следует вычесть по меньшей мере 5 млн. м3, и только остающиеся
6 млн. м3 придутся на долю поймы. П ри площ ади около 4000 км 2 это
даст годичный прирост в среднем для всей поверхности порядка 1,5 мм.
Х отя мы и оговорились насчет малой достоверности исходных цифр, но
полученный итог, видимо, довольно удачно вы раж ает действительную сред­
нюю скорость н арастан ия высоты волж ской поймы, ибо мощность годич­
ного н аи л ка во внутренних частях последней, к а к было показано выше,
имеет значение именно около 1— 1,5 мм.
Е сли исходить из этой последней цифры, то за время своего развития
т. е. за 8 — 10 ты сячелетий, вол ж ская пойма долж на была бы, казал ось, по­
выситься за счет одного только н акоп лен и я пойменного аллю вия на 8 или
даж е на 15 м. М еж ду тем ее общ ая высота достигает всего 8 — 10 м, из ко­
торых только 2 —3 м приходится на покровны й пойменный горизонт, а
остальная часть слагается песчаным каркасом из русловы х отлож ений и
осадков фации первичных п рирусловы х валов. Таким образом, мощность
покровного горизонта вдвое-вчетверо меньше величины, которую он дол­
жен был бы иметь на первый взгл яд . В озникает мысль: не преувеличены
ли были нами темпы н акоп лен и я пойменного аллю вия? Однако ближ ай­
ший ан ал и з вопроса п оказы вает, что дело заклю чается в ином.
П ойма В олги на всем интересую щ ем нас отрезке долины только в ред­
ких случ аях превыш ает ш ирину современного меандрового пояса (точнее —
ш ирину зоны ф уркации). В ся ее площ адь подвергается поэтому активной
14 Труды И Г Н , вып. 135
209
переработке рекой, размываю щ ей одни ее участки i i создающей взамен
другие, более молодые. К аж д ы й раз рост поймы в высоту начинается сна­
ч ал а. И если учесть темпы м играции р у сл а, разобранны е нами еще в главе
I I , то придется допустить, что за голоценовую эпоху волж ская пойма
в больш ой своей части по н ескольку раз усп ела переработаться заново.
Естественно, что ее высота не м огла достигнуть предельной величины.
Т олько там, где ш ирина долины резко превыш ает нормальную ширину
меандрового п о яса, участки поймы, леж ащ ие вне его пределов, наращи­
ваются отлож ением еж егодного н аи л ка более длительное время. Э то—одна
из основных причин того, что более древние участки поймы, к а к правило,
отличаются большей высотой, чем участки более молодые. Надо,
однако, подчеркнуть, что и они всегда оказы ваю тся ниж е уровня макси­
м ального паводка и, хотя и не еж егодно, продолж аю т зал и ваться полыми
водами. М ало того, есть основания дум ать, что в очень ш ироких долинах
одного н акопления пойменного аллю вия вряд ли достаточно для объяс­
нения различий в высотах разны х частей одной и той ж е поймы, измеряю­
щ ихся нередко цифрами п оряд ка 2 и более метров. В самом деле, древние,
не перерабатываемы е более рекой се площ ади преж де всего располагаются,
к а к правило, н а значительном удалении от р у сл а, для больш их рек до­
ходящ ем до н ескольки х килом етров. В подобных усл ови ях, к а к мы видели,
темпы н акоп лен и я н аи л ка становятся край н е медленными, не превышаю­
щими долей миллим етра в год даж е при соверш енно ровной поверхности
поймы на Всем ее протяж ени и . К роме того, чем выше становится пойма,
тем на более короткий срок она зали вается в половодье и тем меньше взве­
шенных наносов заносится в ее пределы . С корость н арастан и я покров­
ного горизонта долж на поэтому прогрессивно падать с течением времени.
Отсюда можно сделать вывод, что особенно на р ек ах с малой мутностью
вешних вод и слабым развитием пойменного аллю вия за голоценовую эпо­
ху в р яд ли могли возни кн уть столь значительны е разли чи я в высоте разно­
возрастны х участков поймы только в силу одного отлож ения наплка.
А таки е р азли чи я имеют место. В связи с этим необходимо обратить вни­
мание и на другой ф актор, именно на влияни е изменения ш ирины долины
и высоты паводков на высоту поймы.
П ри неизменной ш ирине долины и п рактически почти неподвижном
русле высота паводков долж на н арастать по мере н акоп лен и я аллювия.
П оследний, заб и вая часть поперечника долины, уменьш ает тем самым
площ адь живого сечения потока в половодье, и для пропуска тех же са­
мых паводковы х расходов требуется больш ий подъем ур о в н я. В особен­
ности резко сказы вается этот процесс на небольш их рек ах с большим рас­
ходом взвеш енных наносов. П овыш ение паводков в свою очередь стиму­
лирует дальнейш ее н арастан ие поймы в высоту, и, к а к было показано па
примере р. Больш ого И рги за и мелх^их левы х притоков С вияги, при пре­
обладании в осадке глинисты х ф ракций в конечном итоге пойма повы­
ш ается до тех пор, пока глубина р у сл а не достигнет величины^ достаточ­
ной для пропуска обычных паводковы х расходов. Тогда разливы почти
прекращ аю тся и пойма п рактически перестает разви ваться далее, ибо
поверхность ее леж ит на уровне, приблизительно равном среднему павод­
ковому горизонту при новых усл ови ях. В несколько менее резкой форме
аналогичны й процесс может итти и на более крупны х рек ах в суженных
отрезках долин с обвалованной поймой. Именно поэтому мы отметили
выше, что, возможно, отчасти п рав был В . А. Городцов (1928), когда по­
вышению уровня паводков, связан ном у с заполнением долин аллювием,
приписы вал значение причины зал еган и я остатков древних поселений
человека на ныне затопляем ы х у ч астках поймы.
Совершенно иначе обстоит дело в ш и роки х долинах с активно мигри­
рую щ им руслом. В пределах меандрового пояса пойма перерабатывается
210
здесь рекой и но может, к а к мы видели, достигнуть даж е высоты, равной
среднему паводковом у гори зонту. В связи с этим не может происходить
п постепенного-увеличения ам плитуды сезонных колебаний уровня, как
следствия роста высоты поймы. Н аоборот, по мере расш ирения рекой своей
долины, возрастаю т площ ади, затопляем ы е во время половодья, а тем са­
мым неизбеж но долж ны п он и ж аться ам плитуды подъема воды в паводок,
ибо меньш ее повышение уровн я реки обеспечивает п ропуск тех же
расходов.
Н аско л ько резко влияет ш ирина долины на высоту паводков, п оказы ­
вает пример р. О ки. В окрестностях г. К ал у ги , где О ка течет в узкой мо­
лодой долине с ш ириной заливаем ой поймы всего около 300 м, а то п ракти ­
чески и вовсе без поймы, средняя годовая ам плитуда колебании уровня воды,
по данным 45-летних наблю дений, достигает 11,73 м, а м аксим альная 17,64 м.
При этом в 7 5 ,5 % случаев годовая ам плитуда превыш ает 10 м, наиппзш ая ж е зар еги стр и рован н ая ее величина равн а 6,54 м. У К аш иры , где
дно долины достигает обычно 3 км ш ирины , а ш ирина заливной поймы
не сниж ается н иж е 500 м, несмотря на гораздо больш ие расходы , ам пли­
туда у ж £ значительно меньш е. В самой К аш и ре, по данным 46-летних н а­
блюдений, ее средн яя величина равн а 9,67 м, при максимуме в 11,89 м.
Т аким образом, здесь м аксим альное значение равно среднему значению
для К ал у ги . Ч то касается м иним ального значения, то оно почти в 1,5 раза
меньше и р авн яется 4,48 м. Ещ е сильнее сказы вается резкое расш ирение
окской долины ниж е К оломны . Н а отрезке до г. К асим ова она достигает
местами 25—30 км . У Р я за н и средн яя ам плитуда сезонных колебаний уров­
ня сниж ается до 7,5 м. То ж е касается и ниж него течения реки. Т ак , у Му­
рома, где ш ирина заливного дна долины колеблется от 3 до 10 км, по дан­
ным 50-летних наблю дений, ам плитуда колебаний уровня в среднем равна
8,23 м при максимуме в 10,63 м и минимуме в 5,21 м. К а к правильно подме­
тил Р . А. Е леневский (1936), с этими разли чи ям и очень хорошо увязы ­
вается и разн и ц а в высотах поймы, достигаю щ их в наиболее суж енны х от­
р езках долины в среднем около 11 м, а на прирусловы х дамбах до 12 м,
в более расш иренны х, к а к , наприм ер на отрезке С ерпухов — К оломна,
7,7—8 м, а в пределах «Окской низины» ниж е К оломны местами снижаю ­
щ ихся даж е до 5 —6 м.
И з этих соотношений вы текает, что более древние участки поймы, сфор­
мировавш иеся еще тогда, когда долина была сравнительно у зк а , долж ны
быть и относительно повышенными. П ри последующем расш ирении до­
лины они могут о казаться избыточно высокими по отношению к вновь уста­
новивш ейся более низкой норме подъема воды в паводок и перестать за­
топляться еж егодно. Естественно, что и морфологически и по всему облику
ландш афта они станут походить на низкую террасу, поднимающуюся
над заливаем ой частью поймы, быть мож ет, на 2—2,5 м, н даж е более. Одна­
ко трактовать ее возникновение к а к итог «молодого ц и к ла врезания реки
в дно долины», конечно, было бы неосновательно. Это надо постоянно иметь
в виду при изучении морфологии дна речных долин, в пойменной части
которого, чуть ли не на всех главны х р ек ах Р усской равнины , в настоящ ее
время начали вы делять «низкие и высокие уровни поймы», или «низкую
и высокую пойму», к а к их иначе назы ваю т. К этому вопросу мы вернемся
еще далее, ибо сказанное далеко не исчерпывает проблемы значения подоб­
ных «уровней».
И так, мы убедились на примере современных пойм, что по целом у ряду
причин верхний предел теоретически возможного увеличения мощно­
сти аллю виальной свиты не может быть достигнут по край н ей мере в те­
чение пром еж утка времени, измеряемого одннм-полутора десятком ты ся­
челетий. Е сли вдум аться в причины, приводящ ие к этому, то станет не­
сомненным, что нет, по сути дела, н икаки х оснований ож идать, чтобы этот
14*
211
предел мог быть достигнут и в сроки вдвое пли втрое больш ие. Только
что сделанный вывод для нас весьма важ ен.
В самом деле, и зучая историю любой речной долины в четвертичном
периоде, убеж даем ся, что накопление аллю вия не протекало непрерывно.
Н аоборот, всегда вы является чередование фаз врезан и я долины на глу­
бину с фазами выработки плоского дна, затянутого покровом русловых
л пойменных осадков, о чем свидетельствую т серии ступенчато подни­
маю щихся д руг над другом террас. К аж д ая так ая терраса отвечает, по­
добно современной пойме, отрезку времени в один плп немного десятков
ты сячелетий. Следовательно, не только для голоценовы х, но и для
всех четвертичных аллю виальны х свит вообще наш и зам ечания полностью
сохраняю т свое значение. Мало того, они в значительной мере остаются
действительными и в прилож ении к более древним аллю виальны м свитам.
Фпг. 71. Схема, иллюстрирующая соотношение
аллювия с режимом реки.
мощности
т — д е й с тв и тел ь н а я м ощ н ость ал лю в п я; М — м акси м альн о в о зм о ж ­
н а я ( н о р м а л ь н а я ) м о щ н о с т ь а л л ю в и я ; h l— г л у б и н а р е к и в м е ж е н ь
н а п л е с е ; h t— в ы с о т а п а в о д к а .
ф
П роисхож дение четвертичны х древнеаллю виальны х террас связано преж­
де всего с колебательны ми движ ениям и земной коры . Темпы п ритм по­
следних, наблю давш иеся в четвертичном периоде, нет н и к аки х оснований
считать из р яд у вон вы ходящ ими. Совершенно очевидно, что и в более от­
даленном геологическом прош лом, если не всегда, то по крайн ей мере
обычно, ход колебательны х движ ений долж ен был быть сходным. Отсюда
it вытекает возможность рассмотрения вы явленны х нами зависимостей как
закономерности общей, а не касаю щ ейся исклю чительно четвертичного
аллю вия.
Мы можем теперь сформулировать конечный вывод. П ракти чески нор­
м альн ая мощность аллю виальной свиты, отлагаю щ ейся па дне эрозионной
речной долины, при условии неизменности кли м ата и неподвижности зем­
ной коры долж на приним аться близкой к разности высотных отметок двух
уровней: средней отметки дна плесов реки в данном сечении долины и сред­
ней отметки у ровн я воды во время паводка (фиг. 71). Это заставляет
внести коррективы в цифры, приведенные П. С. М акеевым, в сторону неко­
торого ум еньш ения. Но абсолютные значения норм альной мощности п
после этого остаются достаточно значительны м и, особенно д ля равнинных
рек. Т ак , в прилож ении к долине средней и ниж ней Волги они будут коле­
баться от 18 до 22 м, т. е. в среднем около 20 м. Д л я К л язьм ы и Москвырекп норхш льная мощность аллю вия долж на быть п ри н ята в 12—14 м,
для К ерж енца в 8 — 10 м, для Больш ого И рги за в 8 — 10 м и т. д. Несколько
меньшие величины свойственны горным рекам , обладаю щ им мелкими рус­
лами и невысокими паводками. Но и здесь д ля сравнительно крупных реч­
ных артерий они не падаю т ниж е 5— 10 м в отрезках долин с дифференци­
рованной поймой.
Подведем итоги сказанном у в настоящ ей главе. Мы убедились, что
аллю вий формируется на дне речной долины в течение всей ее исторпп,
но постоянный его покров возникает только с момента выработки плоского
дна и дифференциации настоящ ей поймы. Ш ирина последней, а следова­
212
тельно и ш ирина зоны аккум ул яц и и , возрастает по мере приближ ения
продольного проф иля долины к равновесной форме. Одновременно уве­
личивается и мощность аллю виальной свиты, причем пределом последней
явл яется разность отметок паводковы х уровней реки и дна ее плесов в дан­
ном сеченип долины . З а нормальную мощность аллю вия следует принять
на каж дой стадии разви тия долииы соответствующ ую ей разность уровней
среднего паводка и д н а плесов средней глубины .
Г л а в а XI
МОЩ НОСТЬ А Л Л Ю В И А Л Ь Н Ы Х СВИ Т К А К Ф У Н К Ц И Я И З М Е Н Е Н И И
К Л И М А Т А И Д В И Ж Е Н И Й ЗЕ М Н О Й К О Р Ы
О влиянии изменений климата на гидрологический режим рек и
■>
величину нормальной мощ ности аллювия
И зучение аллю виальны х свит п оказы вает, что многие из них имеют
мощности либо меньш ие, либо значительно больш ие, чем возм ож ная с и з­
лож енной выше точки зрения норм альная величина. Д ля нас сейчас
наибольш ий интерес п редставляю т случаи избыточной мощности, посколь­
ку они яснее всего указы ваю т на то, что сущ ествую т и иные причины
накопления ал л ю ви я, кроме внутренних законом ерностей разви тия сЗмой
реки и ее долины . В полном согласии с общ ераспространенны м мнением,
среди этих дополнительны х причин в качестве главны х и имеющих все­
общее значение мы примем изменения кли м ата во времени, колебания
базиса эрозии и движ ения земной коры . В настоящ ей гл аве мы и попы­
таемся оценить возмож ную роль всех этих ф акторов.
П о ж ал у й , наиболее спорным я в л я е тся вопрос о влияни и изменений
клим ата на накопление ал л ю ви я. Д остаточно у к а зать , наприм ер, что
н ар яд у с наиболее распространенны м мнением о связи с четвертичными
оледенениями эпох усиленного заполнения речных долин осадками имеют­
ся и прямо противополож ны е вы сказы ван ия об усилении эрозии и углубле­
нии долин именно в ледниковы е эпохи. П оэтому мы и начнем с обсужде­
ния проблемы связи аккум ули рую щ ей деятельности рек с переменами
климатической обстановки.
В лияни е последних может п роявл яться двум я путям и, тесно взаимо­
связанны ми в природе, но требую щ ими раздельного рассмотрения.
Во-первых, клим ат определяет водный реж им реки — ее средние годовые
расходы , колебания расходов по сезонам года и колебания уровня. Тем
самым при изменении кли м ата м еняется и средн яя глубина русла и высота
паводка, т. е. величины, определяю щ ие нормальную мощность аллю вия.
Д олж на м еняться, следовательно, и эта мощ ность. В о-вторых, клим ат
определяет ход процессов вы ветривания и характер растительного
покрова. Тем самым его изменения долж ны приводить к изменению н а п р я ­
женности процессов смыва и эрозии в бассейне реки, а следовательно и к
изменению количества поступаю щ их в нее донных и взвеш енных наносов.
Это, конечно, не может остаться бесследным д ля темпов н акоп лен и я
аллю вия.
Обратимся сн ачала к ан ал и зу первой из намеченных возможностей
воздействия изменений к.лимата. В лияни е изменения реж им а стока на
развитие речной долины и накопление аллю вия обычно рисую т несколько
упрощ енно. П ри этом считается, что увеличение влаж н ости , ведущее
к возрастанию суммарных расходов, долж но увеличивать ж ивую силу
потока, а иссуш ение кли м ата, вызываю щее уменьш ение суммарных расхо­
213
дов, долж но-приводить к падению ж ивой силы потока. И з этого делается
вывод, что увлаж н ен и е кли м ата отраж ается в истории разви тия долины
к а к фаза усиления эрозионной работы реки, врезаю щ ейся на глубину
в силу слиш ком круты х продольны х уклон ов, выработанны х в предше­
ствующее врем я. П ри иссуш ении кли м ата, наоборот, продольны е уклоны
оказы ваю тся слиш ком пологими по отношению к уменьш ивш ейся живой
силе потока и в итоге усиливается ак к у м у л яц и я аллю вия, частично за­
полняю щ его долину вплоть до достиж ения нового, более крутого продоль­
ного проф иля. Эти рассуж ден и я, правильн ы е абстрактно-логически, не
учитываю т, однако, переменности расходов в течение гидрологического
года. Совершенно уп ускается пз виду, что рек а наиболее активн а в паводок
и поэтому именно в соответствии с паводковы ми расходам и она разраба­
тывает свою долину. У влаж нени е кли м ата вместе с тем яв л яе тся и умень­
шением степени его континенталы ю сти. Оно влечет за собою более равно­
мерное распределение осадков и стока в году, а потому рост суммарных п
средних секундны х годовых расходов еще далеко не означает пропорци­
онального роста расходов п аводковы х. И наоборот, иссуш ение климата
равносильно увеличению степени его континентальности. Оно влечет за
собою менее равномерное распределение осадков и стока в году. Для
наш их ш ирот аридность кли м ата — это, преж де всего, р езк ая засушли­
вость летнего сезона и кон ц ен трац ия осадков, главны м образом, осенью н
зимой. Н акопление запасов снега к весне при этом попреж нему имеет мес­
то, а скорость снеготаяния превыш ает скорость снеготаяния в гумидных
клим атических областях. П оэтому, хотя при иссуш ении клим ата суммар­
ные и средние секундны е годовые расходы падаю т, это вовсе не озна­
чает резкого сниж ения паводковы х расходов. Мало того, теоретически
мыслимы случаи, когда последние могут даж е повы ситься.
Д л я и ллю страции наш ей мысли сравним два речных бассейна, имею­
щих приблизительно равны е площ ади, но леж ащ и е в разны х климати­
ческих зон ах, наприм ер бассейны верхнего Д непра выше Орши и
Б ольш ого И рги за выше П угачева.
П лощ адь водосбора верхнего Д непра выше Орш и равн яется 17 394 км2.
Л еж и т она целиком в лесной полосе Р усской равнины . О садков здесь
выпадает в среднем около 560—600 мм в год. Эта величина приблизительно
на 50% превыш ает годовую сумму исп арен и я, составляю щ ую 350—400 мм. Годовой слой стока в среднем за 56 лет равен 241 мм. З а год Днепр
у г. Орш и п ропускает около 4,3 к м 3 воды, из которы х 60—70% падает
на весну и около 4 0 % на ап рель, когда проходит максимум весеннего
половодья. В итоге, при среднем многолетнем расходе около 136 м3/сек.,
средний расход в апреле достигает 760 м3/сек ., а средние максимальные
расходы в паводок до 970 м3/сек.
П лощ адь бассейна Больш ого И ргп за выше г. П угачева почти в точности
равна площ ади бассейна Д непра выше г. Орш и, составляя 17 350 км2.
Однако располагается она в засуш ливой степной зоне. О садков здесь вы­
падает около 300—350 мм в год, а испарение составляет величину порядка
250—300 мм, т. е. лиш ь немногим меньшую. Годовой слой стока в среднем
близок к 56 мм, в отдельные годы повы ш аясь до 8 0 —86 мм и лиш ь очень
редко до 119 мм, зато порою и падая до 14 мм (1929— 1930 г). В среднем
у г. П угачева за год Б ольш ой И ргпз пропускает 0 ,9 — 1,5 км 3 воды, т. е.
в 3 —4 р аза меньше, чем Д непр, и его среднегодовой расход приближается
всего к 30—47 м3/сек; поднимаясь в особо влаж ны е годы до 66 м3/сек.
и падая в сухие годы до 8 м3/сек. Но около 90% годового расхода
приходится на весну, а п оскольку паводок здесь длится только от 21 до
70 дней, то практически все эти 90% падаю т на один лиш ь апрель. Даже
в сухие годы средний секундны й расход в ап реле не падает поэтому ниже
85 м3/с е к ., обычно ж е достигает 338—520 м3/с е к ., т. е. 50—69% средних
214
апрельских расходов Д непра у Орш п. М аксимальны е паводковы е расходы,
как правило, превыш аю т 800 м3/сек ., т. е. 8 2 % от м аксим альны х средних
расходов Д непра у Орш и. Мало того, весной на Больш ом И ргизе нередко
наблюдаются и значительно большие, расходы , доходящ ие до 1680—
2400 м3/сек; т. е. в 1,7—2,5 р аза превосходящ ие средний м аксимальны й
расход Д непра у Орш и.
Из приведенного сравнения вы текает, что во время паводка эрозион­
ная работа обеих рек не может сущ ественно разн и ться по своей н а п р я ­
женности. Зн ачит, если клим ат Смоленской обл. и северной Белоруссии
изменится настолько, что станет подобным клим ату низового З а в о л ж ь я ,
плп наоборот, кли м ат низового З а в о л ж ь я станет подобным клим ату
бассейна верхнего Д непра, то нет оснований ож идать заметной перестрой­
ки ранее вы работанны х продольны х профилей речных долин в этих рай ­
онах. Поэтому нет оснований ож идать ни усиленного заполнения долин
аллю впем в первом случае, ни н ач ал а «фазы врезания» эрозионной системы
во втором случае. Д л я подобных явлен и й необходимо допустить, очевидно,
еще боЛЬе резкие перемены в климатической обстановке, вплоть до смены
гумидного клим ата настоящ им пустынным режимом, когда аллю виальное
осадконакопление в значительной мере зам ещ ается пролю виальны м и
наблю дается не увеличение, а уменьш ение расходов водных артерий вниз
по течению до их полного и ссякан и я.
Столь значительны е изменения кли м ата, несомненно, в ряде случаев #
имели место, в том числе и на Р усской равнине, являю щ ей ся главны м
объектом наш их суж дений. Но они соверш ались в течение громадных
отрезков времени и притом, видимо, довольно постепенно: от нижнего
карбона до верхней перми вклю чительно, от перми до ниж ней юры и т. п.
Речь идет, следовательно, о многих миллионах и десятках миллионов
лет, т. е. о ср о ках , значительно превыш аю щ их длительность сущ ествова­
ния и развития речных долин. К а к показы вает анализ четвертичной исто­
рии гидрограф ической сети Р усской равнины , основные контуры которой
намечены работами Г. Ф . М ирчинка (1935), п оследняя за неизмеримо
меньшие пром еж утки времени у сп евал а испыты вать значительную пере­
строй ку в плане. Поэтому, когда речь идет о причинах накопления
одной аллю виальной свиты, выполняю щ ей определенную конкретную
долину, в первую голову приходится иметь в виду любые иные факторы
и лиш ь в последнюю очередь возмож ность влияни я климатически обу­
словленны х изменений средних и м аксим альны х расходов родоначаль­
ной реки.
В особенности это касается четвертичны х аллю виальны х отлож ений.
И зменения влаж ности кли м ата, конечно, имели место на протяж ении
четвертичного периода. Н аиболее резко отличалась от современной, естест­
венно, кли м ати ческая обстановка во время ледниковы х эпох. И хотя ни
одна из сущ ествую щ их попыток реконструкции ее в целом не мож етщ читаться прочно обоснованной, но ряд неоспоримых фактов указы вает с не­
сомненностью на резко континентальны й, засуш ливы й клим ат обш ирных
территорий, ныне отличаю щ ихся гораздо более влаж ны м климатом . К а к
бы ни толковать, наприм ер, генезис лёссов У краи н ы , восточных окраин
Белорусси и, Б р ян ск о й , К урской и Смоленской областей, обилие в них
карбонатов, бедность гумусом и ряд д ругих п ри зн аков свидетельствую т
о диагенезе родоначального осадка в услови ях недостаточного у вл аж н ен и я.
То ж е касается и мощных карбонатно-суглинисты х, часто лёссовидных
делю виальны х ш лейфов и балочны х выполнений П о в о л ж ь я, верхние го­
ризонты которы х, подобно верхнему горизонту украин ского лёсса,
следует считать верхнеплейстоценовы ми («вюрмскими»), к а к было показано
мною в свое время (Ш анцер, 1939). Но в обоих сл у ч аях речь идет об об­
становке сухой и холодной степи. Н икто в настоящ ее время не разделяет
215
идей П . А. Т утковского (1910) о сущ ествовании зоны приледннковы х пу­
стынь в четвертичном периоде. В п ользу степного ландш аф та Поволжья
и У кр аи н ы в то врем я, кром е литологических п ри зн аков осадков, говорит
и характерн ы й состав фауны м лекопитаю щ их из лёссовых палеолитических
стоянок У кр аи н ы и синхроничны х им стоянок других мест Русской рав­
нины с его удивительны м смешением вы сокобореальны х и тундровых
форм с типичными степнякам и («верхнепалеолитическая» фауна по
В . И. Громову, 1936, 1948). С ледовательно, нет оснований допускать в те­
чение четвертичного периода изменений кли м ата, более резких по режиму
влаж ности, чем современные отличия меж ду верхним Приднепровьем
и низовы м Заволж ьем , во всяком случае в пределах Европы . А подобные
перемены, .которые могли бы сущ ественно ск азаться на ходе процессов
смыва со склонов, образован ия делю вия и тесно связанного с ним балочного
ал л ю ви я, к а к мы видели, не могут считаться причиной, достаточной для
реш ительного изменения хода эрозии и ак ку м у л яц и и по крайней мере
в круп н ы х речны х долинах.
И так, приходится притти к выводу, что значение клим атически обу­
словленны х колебаний средних и м аксим альны х расходов рек для раз­
вития продольного проф иля речных долин обычно резко преувеличивает­
ся. С ним, во всяком случае, н ельзя связы вать чередование крупных
«фаз эрозии и аккум уляц и и», к а к это часто делаю т. Но имеется eW
и д р у гая сторона я в л ен и я , которую мы оттенили с самого н ачала, но
п ока оставили в стороне. Это — изменение распределения стока в году,
абсолю тных значений и ам плитуд сезонных колебаний уровнен и
расходов рек.
Мы у ж е касали сь того, что габари ты р у сл а приспосабливаю тся к про­
п у ску определенны х расходов. С ледовательно, они долж ны меняться при
изменении среднегодовых значений последних. В частности, уменьшение
водоносности реки долж но, очевидно, повлечь уменьш ение площ ади по­
перечного сечения р у сл а, увеличение водоносности — увеличение попе­
речного сечения. П ри этом могут и зм ен яться и глубины реки, что при
неизменных абсолю тных отметках уровн я воды равносильно повышению
или понижению средних отметок дна, т. е. ниж него предела аккумуляции
аллю вия в речной долине. С другой стороны, изменение высот паводков
влечет за собой изменение высотного полож ения верхнего предела акку­
м уляц и и ал л ю ви я. В итоге изменение водоносности рек и амплитуды се­
зонны х разли чи й уровней воды долж но вл и ять на величину «нормальной»
возможной мощ ности отлагаемого ими ал л ю ви я. В озникает вопрос: нель­
зя ли подметить здесь определенной связи с климатом , особенно со
степенью его влаж ности?
П риходится п ри зн ать, что пока какой-либо строго определенный
ответ на этот вопрос дать невозмож но. Выш е мы уж е касал и сь частично
связи между клим атом и высотой паводка, когда рассматривалилгричины
возникновения погребенны х почв в современных пойм ах. Т ам было по­
казан о , что высота паводка находится в довольно слож ной зависимости
от степени влаж ности кли м ата, ибо при этом основную роль играет рас­
пределение осадков по сезонам года и, в частности, возможность накопле­
ния запасов снега за зим у. Е сли огран и чи ваться наш ими ш иротами, то,
вообще говоря, наивы сш ий паводок отвечает некотором у оптимуму континентальности кли м ата, в обе стороны от которого, т. е. и при очень
влаж ном и при пустынном клим ате, паводки оказы ваю тся более низкими.
Это приводит к тому, что наибольш его разви ти я и наибольш ей мощности
пойменные фации аллю вия достигаю т н а малы х и средних реках степной
полосы. В то ж е врем я, однако, если только в бассейне не распространены
преимущ ественно песчаные породы, наблю дается редукц и я руслового
ал л ю ви я, так что общего н арастан и я всей аллю виальн ой толщ и в целом
216
не получается. Если перейти к больш им рекам , гром адная территория
бассейнов которы х исклю чает полную однородность кли м ата во всех
ее ч астях , то вопрос об изм енениях «нормальной» мощности их аллю вия
в зависимости от колебаний клим ата становится еще более неопределен­
ным. В частности, трудно однозначно реш ить задачу о возмож ном изме­
нении высотного полож ения его ниж ней границы . П ерестрой ка формы
и разм еров русла, в соответствии с новыми нормами расходов мож ет итти
и путем увеличения или уменьш ения ш ирины при сохранении глубин
более и ли менее неизменными и, наоборот, путем увеличения или умень­
ш ения глуби н при более или менее неизменной ш ирине. В первом случае
почти не будет м еняться высотное полож ение дна, во втором случае оно
будет м еняться.. До тех пор пока окончательно не разъ ясн ен а связь между
морфологией ру сл а и реж имом реки и несомых ею наносов, эта задача
так ж е не мож ет быть реш ена.
П одводя итоги, мож но вы сказать утверж дение, что при настоящ ем
состоянии наш их знаний вообще н ел ьзя вы явить определенных зависи­
мостей ’Чиежду клим атически обусловленны ми изменениями реж им а рек,
с одной стороны, и мощ ностями накопляем ого ими аллю вия, с другой сто­
роны. С ледовательно, н ел ьзя и исходить только из сравнения мощностей
аллю виальн ы х свит при попы тках реконструкц ии реж им а р о д о н а ч а л ь -»
ной реки. Н ас, однако, не может уд овлетворять подобное решение вопроса
или, точнее, п ризнание невозмож ности его реш ения на данном этапе
разви тия наш их знаний. Н ам необходимо по крайн ей мере попытаться
вы яснить, н асколько значительны м и могут быть колебания нормальной
мощности аллю вия рек одного и того ж е п о р яд к а, но текущ их в разной
географической обстановке.
С равним с этой целью р. М оскву и р. Больш ой У зен ь. Р ека М осква
и весь ее бассейн располагаю тся в лесной зоне с достаточно резко-гумидным
климатом . О садков здесь вы падает около 500—550 мм в год при годовом
испарении около 350 мм. Годовой сток мож ет быть оценен около 175 мм.
Р ек а Больш ой У зен ь и ее бассейн леж ат в степной полосе на границе
с полупусты ней. О садков в верхней части водосбора выпадает всего 250—
300 мм в год при годовом испарении п о ряд ка 275 мм. Годовой сток здесь
не выше 50 мм. П лощ ади бассейна р. М осквы выше г. М осквы (около
6200 к м 2) и Больш ого У зен я выше г. Н овоузен ска (около 7700 км 2) очень
бли зки д р у г к д р у гу, но клим атические разли чи я обусловливаю т то, что
р. М осква при условии ш лю зования судоходна вплоть до самой столицы,
а р. Больш ой У зен ь летом п рактически пересы хает, расп адаясь на и золи ­
рованны е плесы. В то ж е время допустимые норм альны е мощности аллю вия
в обоих сл у ч аях довольно бли зки. В самом деле, глубина плесов р. М осквы
около 5 м, а средняя годовая ам плитуда колебаний уровня около 6,5 м,
что в сумме дает 11— 12 м. П лесы Больш ого У зен я местами имеют до 4 м
глубины , обычно около 2 —3 м, а годовая ам плитуда у Н овоузенска в сред­
нем за 9-летний срок наблю дений равн а 6,8 м при максимуме около 9 м.
В сумме это дает 9— 10 м, т. е. 8 2 —8 4 % той же величины д ля р. М осквы.
П равда, различие все ж е имеется, и в данном случае оно, видимо, обуслов­
лено именно климатическим и факторам и. Но они ни в коем случае не боль­
ше тех вари ац ий норм альной мощности аллю вия, которы е наблю даю тся
на разн ы х р ек ах одной и той ж е клим атической зоны. П окаж ем это на
конкретны х прим ерах.
Р е к а М алая К окш ага (левый приток В олги на терри тори и М арийской
АССР) имеет водосбор площ адью 5134 км 2, т. е. лиш ь немногим меньш ий,
чем водосбор р. М осквы выше столицы. К лим атические условия в обоих
сл у ч аях очень б ли зки . В бассейне М алой К окш аги вы падает в год около
500 мм осадков, годовое испарение близко к 325 мм и годовой сток к 175 мм.
Но М алая К о кш ага собирает воды со значительно менее расчлененной
217
и более облесенной территории. Г лубины плесов здесь в среднем около
3 м, а годовая ам плитуда уровней всего 4 —4,5 м. В сумме это дает 7—7,5 м,
т. е. лиш ь 63—6 4 °/0 от аналогичной величины для р. М осквы. Мы видим,
что отличие оказы вается еще больш им, чем в случае р. Б ольш ой Узень.
Д л я соседней р. К ерж енц а с площ адью бассейна в 6115 км 2, т. е. почти
равной водосбору р. М осквы выше столицы, мы оценили ранее нормальную
мощность аллю вия в 10 м. Эта величина п рактически равн а приведенной
для Больш ого У зеня, хотя речь идет о типично лесной реке. Мало того,
совершенно аналогичную ц иф ру мы получим даж е для гораздо большей
по разм еру р. В етлуги с бассейном в 40 313 к м 2 (средняя годовая амплитуда
уровней 4,5 м, глуби н а плесов 5,5 м). И наоборот, для верхнего течения
р . О ки н орм альная мощность аллю вия долж на быть оценена значи­
тельно б ольш ей' цифрой, хотя р езк и х клим атических разли чи й здесь
и не обнаруж ивается.
Д аж е для района г. О рла, где площадь
водосбора Окп достигает всего около 4000 км 2, средняя годовая ампли­
туда уровней равн а по данным 43-летних наблю дений 6,8 м. П ри глу­
бине плесов в 4 —4,5 м это дает в сумме 11— 12-метровую возможную
мощность ал л ю ви я, т. е. циф ру, превыш аю щ ую в равной мере вычислен­
ную нормальную мощность и для Больш ого У зен я, и д ля К ерж енц а, и
д ля В етлуги. ■
И так мы видим, что разл и чи я н орм альны х мощностей аллю вия на
р ек ах , отличаю щ ихся д руг от д руга клим атическим и характеристиками
бассейнов, не превыш аю т по своему п о р яд ку вари ац ий норм альной мощ­
ности д ля рек одной и той ж е клим атической зоны, обусловленны х свое­
образием геологии, геоморфологии, относительной степенью залесенности
водосборов и другим и
местными
географ ическими особенностями.
О круглённо, в обоих сл у ч аях колебания достигаю т 15—35% в ту
и ли другую сторону. Этот вывод действителен по крайн ей мере для
д иапазона клим атических контрастов, соответствующ их современному
отличию климатов лесной полосы и сухи х степей зоны каштано­
вых почв.
И з сказанного становится очевидным, что при сравнении мощностей
древнего аллю вия разн ы х рек д руг с другом отличия этого п орядка во
всяком случае не могут служ ить достаточным поводом для суждения
о разной клим атической обстановке эпох их н акоп лен и я, если только не
имеется каки х-либо дополнительны х данны х. Но и разн и ц а в мощностях
аллю вия разн ы х террас одной и той ж е реки не я в л я е тся вполне надежным
палеоклиматическим аргументом, не требую щ им подкрепления иными
фактами. Достаточно напомнить влияни е ш ирины долины на величину
годовой амплитуды колебаний у р о в н я, а тем самым и на высоту поймы,
влияние, которое, к а к мы видели, вы раж ается величинами того ж е поряд­
ка; достаточно вспомнить о том значении, которое имеет для реж има стока
медленно идущ ее одновременно с развитием долины изменение крутизны
склон ов и степени расчлененности и густоты овраж но-балочной сети
в водосборе реки пли о том, что с углублением долины может существенно
м еняться роль грунтового питания в водном б алансе реки, чтобы понять,
насколько осторож но надо подходить к реш ению подобных вопросов.
Т олько при условии всестороннего учета геоморфологического и геологи­
ческого р азви ти я реки, ее долины и бассейна в целом и, в первую очередь,
при внимательном фациальном ан ал и зе самого ал л ю ви я, они могут быть
реш ены вполне однозначно и то при современном состоянии знаний далеко
не всегда. В общем ж е случае следует п р и н ять, что отличия мощности
древнего аллю вия на 15—35°/0 от норм альной величины , вычисленной для
современных пойм, не может еще само по себе быть основанием для какихлибо определенных выводов.
218
О возможном влиянии на накопление аллювия изменении режима
наносов, связанных с колебаниями климата и ледниковыми явлениями
До сих пор мы рассм атривали только те возможные изм енения, которые
могут внести в ход н акопления аллю вия климатически обусловленны е
колебания реж има расходов и уровнен рек. Н о, к а к было указан о выше,
нельзя сбросить со счетов другой стороны вопроса —• изменения количества
поступаю щ их в реки взвеш енных и донных наносов. Попытаемся теперь
оценить роль этого фактора.
В современной литературе ему склонны придавать большое значение,
особенно в прилож ении к четвертичным аллю виальны м толщ ам. В этом
отношении, я бы ск азал , чащ е всего почти механически следуют традиции,
в основе которой л еж ат идеи, вы сказанны е еще А. П енком в 1884 г. и раз­
витые в дальнейш ем рядом исследователей, особенно немецких, а среди
них в особенности В . Зергелем (Soergel, 1921, 1923). Идеи эти заключаю тся
в то м ,.ч то главной, мало того, даж е реш ающей причиной аккум ул яц и и
аллю вия четвертичны х надпойменных террас надо считать периодическое
наступление ледникового кл и м ата. П оследний, в силу сурового тем пера­
турного реж им а, вы зы вал усиление процессов механического разруш ен ия
горны х пород в форме морозного вы ветривания. Под влиянием развития
м ерзлоты и связан ной с нею солифлю кцин долж но было иметь место мощное
движ ение масс обломочного м атери ала по склонам и резкое увеличение
поступления его в речные долины . Р еки оказы вали сь «перегруженными»
влекомыми наносам и и заносили днищ а долин мощными толщ ами аллю ­
вия, которы й не в силах были переносить в столь больш их количествах.
Отсюда тезис: ледниковы м эпохам соответствую т фазы ак кум ул яц и и в реч­
ных долинах. Следствием его я в л яе тся второй тезис: межледниковым
эпохам соответствуют фазы врезан и я рек на глуби н у в силу уменьш ения
«перегрузки» их обломочным м атериалом и высвобождения части энергии,
которую они трати ли ранее на его перенос. Это обстоятельство должно
было служ и ть одним из стимулов к образованию речных террас. И хотя
A. П енк и В . З ер гел ь склонны были рассм атривать последние в основе
к а к р езультат воздействия движ ений земной коры на развитие продольного
проф иля долин, но у к а за н н а я концепция все ж е была для них, особенно
д л я А. П енка, поводом утверж д ать, что каж дом у оледенению долж ен со­
ответствовать свой террасовы й уровен ь. В значительной мере это убеж де­
ние привело, н априм ер, А. П енка к установлению древнейш его гю нцского
оледенения А льп, хотя собственно ледниковы х, моренны х отлож ений,
ем у соответствую щ их, и не было обнаруж ен о. Достаточным д оказател ь­
ством было признано сущ ествование высоких галечниковы х террас (P enck
u. B ru ck n er, 1909).
У силение физического, а именно морозного выветривания в гор­
ных странах Е вропы в ледниковы е эпохи, невидимому, можно считать
доказанны м . В частности, для территории Германии многочисленные
следы реликтовы х каменны х развалов, курум ов, каменных потоков
и тому подобных типичны х форм описаны И. Бю делем (B udel, 1937,
1938) в специальной сводной работе. В полне вероятно, что в А л ьп ах с их
сильно расчлененным высокогорным рельефом массовое поступление в реки
грубообломочного м атери ала поэтому действительно имело значение к ак
фактор н акоп лен и я ими галечн иков, превыш аю щ их норм у по мощности.
Но у ж е д ля низкогорной области средней Г ермании, а тем более д ля тер­
ритории П ольско-Герм анской низменности, у нас, по сущ еству говоря,
нет н и к аки х объективны х данны х в п ользу больш ой роли этого фактора.
B . Зер гел ь строит свои выводы исклю чительно на основе чисто абстрактно­
логических рассуж дений, а вовсе не на ан ал и зе ф актов. Став, к а к мы
п о казал и выше, на точку зрения невозмож ности ак кум ул яц и и аллю вия
219
к а к простого следствия внутренних законом ерностей разви тия реки и ее
долины , он волей-неволей долж ен был и скать каких-то иных причин.
И придя к верному выводу о том, что продольны е профили рек, по крайней
мере в изучавш ем ся им непосредственно бассейне З а а л е п верхней Эльбы,
в течение четвертичного периода никогда не достигали стадии равно­
весия, он в качестве такой причины п ри вл ек кли м ат.
О бращ аясь к приводимым пм самим фактам , неизбеж но приходишь
к выводу, что подобное реш ение вопроса вовсе не обязательно и, по сути
дела, ничем не обосновано. Е сли исклю чить мощные флю впогляциальныо
галечн ики, встречаю щ иеся и зредка на водоразделах, то мощности галеч­
н иков описанны х В . Зергелем террас А пфелы нтедта и И льм а, послуживш ие
ему исходным материалом для всех построений, не превыш аю т, как
п равило, 1,5—5 м, лиш ь в одном случае доходя до 10,5 м. Подобные цифры^
с излож енной выше точки зрен и я, не могут считаться превышающими
норму. П равда, В . Зергел ь приводит п цифры несколько больш ие, в двух
сл у ч аях достигаю щие 13— 14 м. Н о, во-первы х, они тож е не могут счи­
таться явн о избыточными. В о-вторы х, они не яв л яю тся результатом
непосредственных измерений в об н аж ен и ях , а итогом расчетов путем
интерполяции меж ду нескольким и обнаж ен н ям п , что делает пх мало до­
стоверными. Одним словом, мощ ности аллю вия древних четвертичных
террас Эльбы, З а а л е и его притоков вполне могут быть объяснены
одними лиш ь сезонными колебан и ям и уровней и расходов родоначальных
р ек, без привлечения какого-либо добавочного ф актора. Это хорошо
увязы вается и со строением их современны х пойм, в которы х мощность
одного ниж него руслового галечникового горизонта достигает 7 — 8 м, не
считая суглинистого покрова, имеющего мощ ность 1 —3 м и до 4 —5 м
(см. «Alluvium», 1931).
Т аки м образом, даж е для рек средней Г ермании, с ее относительно
расчлененным рельефом и господством скал ьн ы х пород, ничем не доказала
у си лен н ая ак к у м у л яц и я аллю вия в ледниковы е эпохи. Тем более непо­
зволительно р аспростран ять автом атически идею А . П енка на Русскую
р авн ин у. П оследняя слож ена по преимущ еству ры хлы ми песчано-глини­
стыми породами, слабо расчленена, в ее п ределах почти нигде нет высоких
круты х скалисты х склонов. Может ли иттп при подобных усл ови ях речь
о сколько-нибудь мощном разви тии морозного вы ветривания даж е в наи­
более суровы е клим атически моменты ледниковы х эпох? Очевидно нет.
Д а и н и к ак и х следов былого ш ирокого разви ти я морозного выветри­
вания здесь нет. П равд а, за последнее время установлено больш ое распро­
странение следов сущ ествования вечной м ерзлоты и явл ен и й солифлюкцип
в п ер и гляц и альн ой зоне вплоть до северной У кр аи н ы н даж е, быть
может, до Ю жного У р а л а и М угодж ар. Но при этом речь идет о пласти­
ческих деф ормациях ры хлы х грун тов, о их медленном сплы ванпи илп
течении по пологим склонам под сохраняю щ им свою ц ельность дерновым
покровом . Т ак и е процессы не могут способствовать ни усилению плос­
костного смыва, ни развитию линейной эрозии в сколько-нибудь круп­
ных м асш табах. С ледовательно, невозмож но ож идать и увеличения за
и х счет поступления обломочного м атери ала в реки.
С тановится очевидным вывод, что только в горны х странах, с их рас­
члененным рельефом и преобладанием плотны х скальн ы х пород, морозное
выветривание в ледниковы е эпохи могло быть фактором, способствовавшим
резком у увеличению количества грубого обломочного м атери ала, поступав­
шего в реки. У зки е и глубокие долины последних, загромождавшиеся
мощными осыпями и конусам и выносов боковых ущ елий п оврагов, дей­
ствительно могли стать поэтому ареной усиленного накопления осадков,
резко увеличиваю щ его мощность аллю вия по сравнению с обычной для
н аш их дней нормой. Н о д л я равнинны х стран значение морозного вы220
ветрнвания в этом отношении не могло быть сколько-нибудь большим.
Ясно, что сказанное в полной мере касается н возмож ного усиления про­
цессов физического вы ветривания в случае иссуш ения кли м ата и повыше­
ния степени его континентальности. М ощность горного аллю вия может
еще до некоторой степени рассм атри ваться- к а к и ндикатор кли м ата, хотя
уж е для низкогорны х стран, к а к было показано на примере средней Гер­
мании, ясной зависимости не об наруж и вается. Н а равц ин ах тем более
нет н и каки х оснований связы вать мощное накопление аллю вия с опре­
деленными фазами изменения кли м ата, если только последний не стано­
вился настоящ им пустынным, при котором аллю виальное осадконакопле­
ние в значительной мере уступает свое место пролю виальном у даж е в пре­
д елах круп н ы х речных долин.
Н аш вывод касается, однако, только н акоп лен и я аллю вия в пределах
сравнительно круп н ы х речных долин постоянны х рек. И наче приходится
реш ать вопрос по отношению к делю виально-аллю виальны м выполнениям
балок. П ри суровом и засуш ливом клим ате ледниковы х эпох вполне ве­
роятно^ была разреж енность растительного п окрова на склон ах и обуслов­
ленное этим усиление плоскостного смыва. Тем самым и накопление
делю вия и балочного аллю вия могло уси ли ться, ибо при отсутствии четко
оформленного русла заполнение балки наносам и не лим итируется какой либо определенной нормой. Мощное развитие карбонатно-суглинистого
верхноплейстопеиового делю вия и балочного аллю вия на Русской рав­
нине, резко не соответствующ ее слабому развитию аналогичны х современ­
ных образований, позволяет считать подобное заклю чение достаточно
обоснованным.
Мы не учли при предыдущ их рассуж д ен и ях еще одного, ныне отсут­
ствующего мощного источника обломочного м атери ала, существовавшего
во многих странах северного полуш ари я в ледниковы е эпохи. Речь идет
о талы х водах ледников, выносивш их громадны е массы песка, пла,
гал ьки и валун ов за счет разм ы ва внутренней и донной морен. Выше
было уж е у казан о на возможные масш табы такого выноса. Естественно,
возникает вопрос — не мог ли он быть причиной резкого усиления про­
цессов отложения аллю вия п заполнения им речных долин на глубину, зн а­
чительно превыш авш ую нормальны е мощности аллю виальн ы х свит? Было
бы, конечно, неправильны м соверш енно и гнорировать этот фактор в п ри ­
лож ен и и к тем рекам , которы е питались непосредственно талыми водами
четвертичны х ледников, в частности к больш инству гл авн ы х речных артерпй Р усской равнины . Однако ближ айш ее рассмотрение вопроса пока­
зы вает, что и этот фактор для равнинны х рек в подавляю щ ем большинстве
случаев не мог иметь очень больш ого зн ачен ия, гораздо резче влияя
о п ять-так и на накопление аллю вия в горны х долинах.
В самом деле, необходимо преж де всего учесть влияние приледниковой
зоны ф лю виогляциальны х отлож ений, к а к мощного коллектора, задерж и­
вавшего грандиозное количество валунного и песчаного материала и тем
самым препятствовавш его поступлению его в долины рек. Роль приледниковы х озер, к ак мощных отстойников, само собою понятна. Но нельзя
недооценивать и аналогичной роли зандров и флю виогляциальны х равн ин
типа П рипятьского П олесья, ш ироко распространенны х на плоских
водораздельны х
п ространствах
равнинны х
областей четвертичного
м атерикового оледенения. Выходя на эти плоские п ростран ства, бур­
ные потоки талы х ледниковы х вод неизбежно резко тер я л и свою
скорость, дробились на бесчисленные рукава и терял и колоссальны е
количества обломочного м атериала до тех пор пока находили выход в
речные долины.
Чтобы получить конкретное представление о масш табе флю виогляцпальной ак ку м у л яц и и в пределах приледниковой зоны, можно обратиться
221
хотя бы к современным зандрам И сландии или А л яски . Здесь каждый
ледниковы й поток образует перед фронтом ледника обш ирный плоский
конус выноса (зандровый конус) или «аллю виальны й веер», к а к принято
н азы вать эти образования у ам ери кан ски х геологов. Х орош ее описание
процесса формирования одного из так и х «вееров», образованного потоком
К ви к-Р и вер на побереж ье зал и в а Я ку тат в А л яске, дано Р . С. Тарром
(Тагг, 1908— 1909). В верш инной части последнего, недалеко от выхода
К ви к-Р и вер из ледника М аляспи н а, река дробится на 150—200 рукавов,
число и полож ение которы х меняется б уквальн о пзо-дня в день. Р . С. Т а р ^
пишет, что при переносе его л агер я через зандровы й конус К вик-Ривер
ему приш лось проделать несколько м арш рутов взад п вперед. П ри этом
«из них не было двух, при которы х о к азал ся бы возможным один и тот же
путь; ибо глубокие, непроходимые потоки п о явл ял и сь за одну ночь там,
где н аканун е были лиш ь мелкие ручьи. Д аж е сидя на берегу одного из
таких потоков, можно видеть ход изменений. Д ействительно, в течение
немногих минут, один поток ум еньш ается, другой растет или принимает
новое направление». В вершинной части конуса ак к у м у л яц и я достигает
м аксимальны х разм еров. В силу непреры вного блуж дани я изменчивых
р у каво в реки «вся поверхность веера успевает побывать под водой на
протяж ении немногих дней.
П онятно что подобная поверхность
нигде не покры та растительностью . Веер н арастает и в стороны и но
вертикали, что ясно доказы вается гибелью леса, уничтоженного отложе­
нием гр ави я и омыванием ледяной глетчерной водой». Здесь остается почти
весь грубый галечны й и валунны й м атериал и зн ачительн ая часть гравия
п песка. П оэтому при ш ирине полосы зан дров не более 3 —5 км к побе­
реж ью зал и ва выносятся уж е почти исклю чительно песок, грави й п ил,
накопляю щ ийся здесь в громадны х количествах.
Н а Русской равнине, равно к а к и на других равн ин ах, подвергав­
ш ихся м атериковому оледенению, ш ирина зандрового пояса нередко изме­
ряется многими десяткам и, а в пределах «полесий» даж е сотнями кило­
метров. П ри незначительны х у кл он ах это неизбеж но долж но было при­
водить к еще больш ему отмучиванию влекомы х наносов и практически
в речные долины их поступало гораздо меньше, чем выносилось из-подо
льда. Т олько там, где долины подходили непосредственно к краю ледника,
формирование мощных толщ валунны х песков могло протекать на их дне,
и то лиш ь вблизи от к р а я льда. Подобные услови я, возможно, имели место,
наприм ер, на средней В олге выше К азан и во время максимального оледе­
нения, гран и ца которого пересекает ее долину близ устья р. Ветлугн.
Не исклю чено поэтому, что больш ая мощность рисских древнеаллю впальных песков, достигаю щ ая здесь, по данным Т . П. А фанасьева (1948),
50 м и даж е более, может быть связан а с перегрузкой реки наносами
в то врем я. Однако подобная обстановка яв л яется исклю чением. И лишь
в горах с их узким и долинами, где нет места для образования обширных
зандровы х площ адей, увеличение количества обломочного материала,
поступающего в реки, могло сказы ваться резко п повсеместно на ходе
н акопления аллю вия.
Все же, конечно, и на равн ин ах в эпохи оледенений расходы влекомых,
а особенно взвеш енных наносов для рек, п итавш ихся талы ми водами
ледника, конечно, были повышены по сравнению с нынешними нормами.
Н екоторая «перегрузка» их обломочным м атериалом поэтому, несомненно,
имела место, и отрицать всякое влияние ее на мощность формирующегося
аллю вия было бы неправильны м . Но это влияние не могло быть значитель­
ным и вряд ли могло сказы ваться сильнее, чем отличия в реж име уровнен
и расходов, рассмотренные выше. Иными словами, при той степени точ­
ности, с какой мы вообще можем определить нормальную мощность аллю­
вия, влияние ледникового ф актора на ее значение вы явить количественно
222
невозможно. К таком у выводу п риводят к а к теоретические соображ ения,
так и ан ал и з ф актов.
Заполнение долин обломочным м атериалом в силу п ер егр у зк и рек н а­
носами с гидродинамической точки зрения можно представить только
к а к следствие падения скоростей течения, обусловленное этой п ерегруз­
кой. Д ействительно, прп очень больш их расходах донных наносов ско­
рости течения падаю т заметным образом, хотя количественно эта связь
в настоящ ее врем я не может быть вы раж ен а. У меньш ение скорости, а сле­
довательно и переносящ ей силы потока, неизбежно долж но вы звать
отлож ение части м атери ала. Иными словами, прп данном продольном
уклоне и данной крупности наноса река не может нести последний в к о ­
личествах, превыш аю щ их те, которы е соответствуют сущ ествующим ско­
ростям. Отсюда .вытекает, что если избыточное поступление обломочного
м атериала в реку осущ ествляется на всем п ротяж ении ее течения, н акоп ле­
ние аллю вия долж но усилиться и мощности его возрасти против нормы
так ж е на всем п ротяж ении долины . Но если избы ток м атери ала поступает
только в в ер х о вьях, к а к это долж но быть в случае питания талы ми ледннковы ми;>водами, то поток освободится от него на ближ айш ем ж е отрезке
течения, еще в пределах зандров и ли в в ерховьях долины . Н и ж е по те­
чению количество влекомы х наносов окаж ется уж е строго соответствую­
щим переносной силе реки и больш ой «перегрузки», а значит и заметного
увеличения мощности аллю вия быть не мож ет. А именно такова обстановка
отлож ения подавляю щ его больш инства четвертичных древнеаллю виальны х
толщ равнинны х стран.
Взвеш енные наносы переносятся потоком в гораздо больш ем количе­
стве, чем донные. Д ля их транспорта не требуется больш их скоростей.
Поэтому они несутся рекам и вплоть до устья, и мутность вод при этом
изменяется лиш ь очень медленно и постепенно за счет отлож ения на пойме.
Поймы равнинны х рек с ледниковы м питанием , к а к мы видели выше, почти
не зал и вал и сь полыми водами. Зн ачит и мутность этих рек долж на была
оставаться практически почти постоянной, нередко вплоть до устья.
М утность тож е влияет на скорость, ум еньш ая ее. Н ельзя ли поэтому
повышенную мутность ледниковы х рек счесть за ф актор, заметно усили­
вающий накопление аллю вия? Н а это следует ответить отрицательно.
М утность заметно влияет на скорости течения только при очень
больш их значен иях. Б . В. П ол як ов
приводит,
наприм ер, данные
экспериментов А. Ш оклича (П оляков, 1935) в гидрологическом лотке,
согласно которы м при мутности в 41000 г /м 3 скорость падает на 44%. По
такие громадные значения мутности свойственны только горным рекам
во время ливневы х паводков и связан ы с возникновением селевых потоков
в их бассейнах. Д аж е для них они явл яю тся эпизодическими и не ежегодно
повторяю щ имися *. М аксимальны е среднемесячные значения мутностей
даж е для горны х рек, в том числе и рек с ледниковым питанием, далеко
не достигает этой величины. Н аибольш ая цифра указы вается А. П енком
1 В той ж е работе Б. В . Полякова приводятся такие цифры максимальных мут­
ностей, замеренных на некоторых горных реках:
Р е н н
Г оды н а б л ю ­
ден и й
М утность
Сунжа у Гроз­
ного ..................
Т е р е к ......................
Ч е г е м ......................
1925
1928
1925
120 000
в г/м3
82 400
90 000
Р е ип
Годы н а б л ю ­
ден а й
М ут н ост ь
Сунжа у Гроз­
ного ......................
М у р га б..................
Малка ..................
1925
1907— 1909
1929
88 000
в г/м3
24 250
20 300
223
д ля такого бурного потока, к а к Б а р , и достигает 11 157 г/м 3 (июнь). Для
более крупны х рек характерн ы цифры п оряд ка 3200 г /м 3 (Аму-Дарья),
3600 г /м 3 (Дюране). С реднегодовая ж е мутность н того ниж е. Д ля реки
С унж и, наприм ер, на которой зарегистрирован а наибольш ая известная
моментальная мутность в 1 2 0 000 г /м 3, среднегодовое значение даже в наи­
более многоводные годы не превыш ает 6230 г /м 3; для Т ерека оно не более
2712 г /м 3, для А рдона 2087 г /м 3 и т. д. М ноголетние средние еще ниже.
Н а крупны х равнинны х р ек ах даж е в половодье мутность всегда значи­
тельно ниж е 2000 г /м 3, обычно не превы ш ая 500— 700 г /м 3. П ри всех ука­
занны х значен иях она не влияет заметным образом на скорости. Что же
касается переносной силы потока, то б лагодаря повышению плотности
(удельного веса) и вязкости воды ум еренная мутность не только ее не
сниж ает, йо даж е увеличивает.
В равнинные реки с ледниковы м питанием взвеш енные наносы
п оступали, очевидно, в главной массе с талы ми ледниковы ми водами
в их в ер х о вьях. Н и ж е по течению значительного увеличения их
допускать нет н и к аки х оснований. Мало того, появление суглинистого
покрова на поверхности д ревнеаллю ви альны х террас вдали от былого
полож ения ледникового к р а я указы в ает даж е на возможную убыль взве­
ш енных наносов за счет осаж дения на пойме. Отсюда следует, что и влия­
ние мутности на скорости и переносную си лу потока не могло увеличивать­
ся вниз по течению. Иными словами, этот фактор не мог изменить те со­
отнош ения скоростей н акоп лен и я аллю вия в разны х частях течения рек,
о которы х было сказано выше при рассмотрении вопроса о перегрузке их
донными наносам и. И злож енны е соображ ения убеж даю т нас, что колеба­
ния клим ата в течение четвертичного периода и грал и для мощностей аллю­
вия, отлагаю щ егося в речных долинах Р усской равнины , далеко не такую
значительную р оль, к а к им обычно приписы ваю т, и масштаб их возмож­
ного влияни я просто не поддается объективному учету при современной
методике исследований.
Региональные опускания земной коры и колебания базиса эрозии
как причины избыточной аккумуляции аллювия
К а к можно убедиться из предыдущ его разд ела, повидимому, по край­
ней мере для равнинны х стран, значительны е отклонения мощностей древ­
него аллю вия от нормы почти целиком следует приписы вать влиянию текто­
нических ф акторов или тесно связанны м с ними колебаниям базиса
эрозии речной системы Ч
Д виж ения земной коры могут воздействовать на развитие речной до­
лины и накопление аллю вия несколько п о-разном у, в зависимости от того,
проявляю тся ли они в форме дифф еренциальных поднятий и опускании,
имеющих разны е ам плитуды в разн ы х ч астях речного бассейна, или же
в форме общих реги он альн ы х колебаний поверхности земли, однородных
д л я всего бассейна в целом. Значение дифф еренциальных движений земной
коры к а к ф актора, реш ительно влияю щ его на эрозионную и аккумулятив­
ную работу рек, никем не оспаривается и по вопросу о механизме их влия­
ния нет сущ ественных разн огл аси й . В особенности очевидна роль местных
прогибов или грабенообразны х оп ускани й , крайн и м выражением которых
1 То обстоятельство, что колебания базиса эрози и могут быть связаны ипогда с
эвстатическими изменениями уровня океана или замкнутого водного бассейна, в ко­
торый впадает река, для нас значения не имеет. И бо, во-первых, последствия этого
явления принципиально будут теми ж е, а во-вторых, оба случая практически невоз­
можно отличить друг от друга при изучении древнего аллювия.
224
явл яется возникновение тектонических озер. Заполн ен ие так и х депрессий
наносамп неизбежно приводит к резком у превыш ению мощности аллю вия
по сравнению с обычной нормой, тогда к а к на отрезк ах, где река пересе­
кает зоны активны х тектонических поднятий, ее долина, очевидно, всегда
становится у ж е и глубж е, а мощность аллю вия п адает. Это настолько
общепонятные истины, что в дальнейш ем мы на них не будем останавли ­
ваться.
В отношении оценки региональны х движ ений земной коры и колебаний
общего базиса эрозии речной системы, наоборот, далеко нет полного еди­
нодуш ия. Всеми призн ается, что региональны е поднятия или опускания
базиса эрозии вызываю т врезание речных долин, возникновение террасо­
вых ступеней на их склонах и ослабляю т аллю виальное осадконаконление.
Что ж е касается региональны х опусканий и поднятия базиса эрозии, то
одни признаю т за ними значение реш аю щей причины мощного н акопления
аллю вия, другие ж е склонны отрицать всякое их влияни е на работу рек.
Именно этой проблеме мы и посвятим свое внимание в дальнейш ем.
Н ачнем с рассмотрения взгляд ов, излож енны х по этому поводу
П. С. М акеевым все в той ж е его статье об образовании аккум уляти вн ы х
речных террас (1941). Он утверж дает, что подъем базнса эрозии не может
вы звать заполнения долин аллю вием, обусловливая лиш ь возникновение
«глухого» подпора и затопление приустьевой части долины, но не изм еняя
реж има реки на выш ележ ащ ем отрезке течения. В лияни е «глухого» под­
пора может вы разиться лиш ь в том, что «незатопленная часть долины
реки окаж ется на меньшей относительной высоте над уровнем базиса
эрозии. А это поведет к тому, что реке нуж но будет меньше углублять
свое лож е и тем самым, при прочих равны х усл ови ях, она скорее сможет
достигнуть уровня базиса эрозии». Т аки м образом, П . С. М акеев рассмат­
ривает разр або тк у рекой продольного проф иля своей долины к а к процесс,
динамически не зависящ ий от высотного полож ения базиса эрозии. Мало
того, из его установок вы текает, что вообще, при всех обстоятельствах,
эрозионная и ак кум ули рую щ ая работа реки на данном отрезке течения
протекает только в соответствии с динамикой потока в п ределах этого же
отрезка, а следовательно, изменения в динамике потока ниж е по течению
будто бы никакого в л и ян и я на процесс иметь не могут. Подобное пред­
ставление находится, однако, в резком противоречии со всем, что нам и з­
вестно о законах движ ения русловы х потоков. П оследние представляю т
собой динамическое единство на всем своем п ротяж ени и , и изменение
глубин, уклон ов и скоростей течения в каком-либо пункте неизбежно
поэтому долж но в той или иной степени сказаться на выш ележащ ем от­
резке. Это влияние тем значительнее, чем полож е уклоны п чем меньше
скорости. И если для горных рек с больш им падением и бурным течением
им еще можно пренебречь, то д ля равнинны х рек его ни в коем случае
скидывать со счетов н ел ьзя. Здесь не место рассматривать эту проблему
во всем ее объеме, что потребовало бы длительного отступления в область
математической гидродинамики. Мы коснемся поэтому по возможности
кратко только той ее части, которая непосредственно относится к вопросу
о влиянии повыш ения базиса эрозии на аккум уляц и ю аллю вия.
П реж де всего надо подчеркнуть, что подпор, вызываемый подтоплением
нижней части долины, вовсе не яв л яется с самого н ачала «глухим», чисто
статическим. Гидротехникам хорошо известно возникаю щ ее при подпруж иванпп потока явлен и е динамического подпора, всегда учитываемое ими
прп проектировании водонапорных плотпн н водохранилищ . Оно выра­
ж ается в деформации первоначального продольного профиля потока,
в образовании вогнутой подпорной кривой, соответствующей постепен­
ному падению скоростей вниз по течению до нулевы х значений (фиг. 72).
Эта подпорная к р и в ая вниз плавно переходит в горизонтальную поверх­
15 Труды И ГН , вып. 135
225
ность водохранилищ а. Б удучи продолж ена вверх, она асимптотически
приближ ается к наклонной прям ой, которой в простейшем случае может
быть представлен продольны й профиль потока при условии равномерно­
сти его движ ения. В озникновение подпорной кривой, приводящ ей к умень­
шению уклонов и скоростей, обусловливает занос осадками, заиление не
только самой чаш и водохранилищ а, но и выш ележащ его отрезка течения
реки. Совершенно очевидно, что естественный процесс повыш ения базиса
эрозии по своему эффекту ничем не долж ен отличаться от искусственного
п о дп руж и ван ия, и явлен и е динамического подпора свойственно ему
в той ж е степени.
в'
Фиг. 72. Крипап подпора в реке при создании водо­
хранилищ а.
А В — первоначальны й п родол ьн ы й профиль; A ' D — ур ов ен ь
водохран и л и щ а; С — точк а вы клинивания статического п од п о ­
ра; A ' D B '— п о д п о р н а я к р и вая ди н ам и ческ ого п од п ор а.
Н а первый взгл яд может п о к азаться, что динамический подпор может
сущ ественно п овли ять только на накопление осадков в небольшом отрезке
течения вблизи нового базиса эрозии. Н а деле, однако, на этом процесс не
о стан авл и вается. А к ку м у л яц и я в устье влечет за собой начало избыточной
а к ку м у л яц и и в следующем выше участке долины и так далее. Если про­
дольные уклон ы не очень круты, а
профиль потока близок к прямой ли­
нии, то в конце-концов избыточная
ак к у м у л я ц и я мож ет, теоретически
говоря, охватить все течение вплоть
до истоков. П ри этом, к а к доказывает
М. А. В еликанов в своей работе по
динам ике русловы х потоков (1946),
в пределе при полном завершении
процесса к р и в ая подпора исчезнет
и восстановится вновь преж ний про­
Фиг. 73. Схема перестройки продоль­
филь потока, но на более высоких
ного профиля потока под влиянием
заиления водохранилищ а, по М. А . В е­
отметках за счет накопления осад­
ликанову (1946).
ков. П родольны й профиль реки выше
подпруды окаж ется к а к бы припод­
нятым п ар аллельн о самому себе на высоту, равную величине пйдпора у
плотины (фиг. 73).
Мы не имеем возможности приводить здесь целиком всех математиче­
ских доказательств этого вывода, отсы лая интересую щ ихся к книге
М. А. В ели кан ова (1946). П опы таемся лиш ь вкратц е разъ ясн и ть пх суть.
М. А . В ели кан ов исходит из уравн ен и я балан са твердого вещества,
несомого потоком1. Это уравн ен ие, если ограничиться рассмотрением исклю­
1 М. А. Великанов ограничивает задачу взвешенными наносами, поскольку они
играют решающую роль в балансе твердого стока и за их счет почти целиком проис­
ходит заиление водохранилищ. Д ля нас имеют, конечно, значение и донные наносы,
но учет их в отдельности, услож няя решение, не вносит в него никаких принципиаль­
ных изменений. Поэтому мы с полным правом можем следовать целиком ходу его
рассуждений.
226
чительно взвеш енных наносов,
задаче следующих! образом:
вы разится
д* ,
применительно
к плоской
п
'
dt ”Г дх
где р — твердый сток, измеряемы й объемом наносов в ры хлом теле, про­
ходящим в единицу времени через рассматриваемое сечение; z — вы ­
сота дна реки над некоторой условной горизонтальной плоскостью , т. е.
его относительная или абсолю тная отметка; t — время; х — абсцисса,
изм еряем ая по горизонтали вдоль оси потока от условной точки, принятой
за начало координат. Смысл этого уравн ен и я в том, что в ходе осаждения
наносов приращ ение отметки дна d z за время dt будет всегда численно
равно изменению объема наносов др на пройденном течением отрезке дх.
При этом зн аки у обоих производны х в равенстве
dz
dt
др
dx *
очевидно, будут противополож ны ми, ибо увеличение отметки дна проис­
ходит за счет уменьш ения количества наносов, расходуемы х на а к к у ­
муляцию .
В дальнейш ем М. А. В ели кан ов переходит от отметок дна к глубинам,
п ользуясь равенством Н = z -f- А, где Н — отметка поверхности воды
в русле, а А — глубина реки. Затем он вводит вместо производной твердого
стока по абсциссе производную глуби н ы вдоль потока, что важ нее всего
для суж дения о ходе заи лен и я и сопровож даю щ ем его изменении про­
дольного проф иля. Д л я этого он учиты вает законы распределения
скоростей и мутностей в турбулентном потоке, вы раж аемы е довольно
сложными формулам и, и приходит в итоге к равенству:
др
дх
кг
dh
дх ’
где А — глубина; 23 — ги дравли ческая крупность наносов; к — так на­
зы ваемая «константа К арм ана», приближ енно р ав н ая 0,4; ф — слож н ая
функция глубины , Скорости, гидравлической крупности наносов и ш еро­
ховатости дна реки.
З ам ен яя г на А и
полученным вы раж ением, М. А. В еликанов
преобразует исходное уравнение, приводя его к виду:
дН
dt
__
_
dl
фЗЗ
к2
dh
дх
Из этого уравн ен ия видно, что изменение глуби н в ходе заи л ен и я,п од ­
пертого бьефа реки вызы вает и изменение отметок ее уровня (Н ). Но со­
вершенно очевидно, что заиление преж де всего приводит к повышению
уровня дна и обмелению р у сл а. Повыш ение ж е уровня воды есть процесс
значительно более медленный. У словие медленности этого процесса вполне
соответствует даж е случаю искусственного водохранилищ а и в еще боль­
шей мере случаю естественного подъема базиса эрозии, когда сам подпор
возникает не мгновенно, а разви вается постепенно в течение длительного
времени. П оэтому вполне законно вместе с М. А. В еликановы м вести даль­
нейший расчет по и нтервалам времени, считая внутри каж дого интервала
уровень воды постоянным, т. е.
dt
15*
227
Тогда предыдущее уравнение получит форму:
dh
dt
т-,
Фаз
кг
^
дН
дх
_
0
dh
В этом уравнении оое частные производны е —
и
dh
могут, оче­
видно, обращ аться в н у ль только одновременно. Это значит, что пре­
кращ ение заи л ен и я, т. е. избыточной ак ку м у л яц и и ал л ю ви я, вызванной
подпором
f( —
dh
= л0 Л1, возможно только после достиж ения постоянных
глубин на всбм п ротяж ени и потока
= 0 ^ . А постоянная глубина
при неизменном расходе реки возмож на лиш ь при постоянном продольном
уклон е, всюду обеспечивающем одни и те ж е скорости для пропуска
расхода через одинаковое поперечное сечение потока. Следовательно,
окончание процесса избыточной ак ку м у л яц и и аллю вия вызывает уни­
чтожение кривой подпора и восстановление преж ней формы продольного
проф иля, но на новы х, более высоких отметках.
П оследуем за М. А. В еликановы м дальш е. Он зам еняет абсциссу х
новым переменным
представляю щ ем функцию абсциссы и времени:
z = x +
Это новое переменное он прим еняет к случаю неравномерного движения
потока, когда изменение глубин вдоль его оси определяется уравнением:
В этом уравнении i — уклон ; h —■глуби н а в подпертом бьефе; Л„ —
«нормальная глубина», соответствующ ая данны м расходам и уклонам
дна при свободном движ ении потока г. Относя эту зависимость к новому
переменному £ и интегрируя для интервала времени от
до t2, или, что
то ж е, от /гх до /г2, т. е. между двумя значениям и глубин, соответствующими
начальном у и конечному моментам и нтервала, М. А. В еликанов получает
следующее решение:
h.
А нализ этого интегрального уравн ен ия показы вает, что при h - > h n , т. е,
при условии, что глубины в подпертом бьефе в ходе заи лен и я всюду до­
стигнут нормальной для данного расхода величины и восстановится
обычный продольны й профиль,
в пределе долж но равн яться бесконеч­
ности (lim £2h - ^ h n = ^ ) - Но £, к а к видно нз предыдущ его, может обра­
щ аться в бесконечность только в двух сл уч аях: х = о о или t = со.
П ервый случай вы раж ает свойство подпорной кривой, указанное уже
выше, именно то, что она асимптотически приближ ается вверх по течению
к наклонной прямой продольного профиля потока, соответствующей ус.то­
1 Это уравнение действительно для падального момента расчетного интервала,
т. е. при t = 0 , и является следствием уравнения подпорной кривой, которое при не­
значительном уклоне дна, когда можно пренебречь изменением живой силы потока,
dH
hi
можно представить в виде: — = i —_ , где Ы — отметка свободной поверхности
дх
h3
поды. Абсцисса х считается вверх по течению от платины вдоль оси потока.
228
вию равномерного его дви ж ени я. П ри этом условии, очевидно, динами­
ческий подпор будет вы клиниваться окончательно на бесконечном рассто­
янии от оси вызвавш ей его плотины, т. е. будет влиять на скорости
течения и ход н акопления осадков вплоть до самых верховий.1' Второй
случай (t = оэ) указы вает, что полное заиление водохранилищ а и восста­
новление нормального проф иля потока на более высоких уровн ях теорети­
чески может быть достигнуто лиш ь через бесконечно больш ой период
времени. П ракти чески это значит, что избы точная ак кум ул яц и я аллю вия
на большом расстоянии от плотины или — прп естественном подъеме
базиса эр о зи и — от затопленного устья реки может начаться и достигнуть
заметных разм еров только по прош ествпп очень длительного времени,
тем более длительного, чем дальш е вверх по течению мы перемещаемся.
Р азвити е процесса в целом рисуется так . По мере того к а к заносится
осадками хвостовая часть водохранилищ а и подводное тело заиления про­
двигается все дальш е и дальш е вглубь чаш и последнего,, вы полняя ее,
избы точная ак к у м у л яц и я аллю вия захваты вает ш аг за ш агом и все больший
отрезод вверх по течению. В н ачале она разви вается в непосредственной
близости к точке вы кли н и вани я статического подпора. Затем она рас­
пространяется на следующ ий выше участок дна долины и так далее. Это
полностью подтверж дается к а к лабораторны ми экспериментами, так и
наблю дениями над заилением сущ ествую щ их водохранилищ . Естественно,
что в силу сравнительной кратковрем енности сущ ествования послед­
них явлен и е никогда не мож ет быть прослеж ено вплоть до конечных
этапов р азв и ти я . Но тенденция этого разви тия оказы вается вполне
соответствующ ей теории.
М. А. В ели кан ов приводит очень п оказательны й пример одного немец­
кого водохранилищ а, построенного в 1904 г. Е го продольны й профиль
был точно зан и велирован в 1920 г. и частично в 1931 г. (фиг. 74). П ерво­
начально подпор п рактически почти вы кли н и вался на расстоянии 2900 м
выше плотины на отметке, превы ш авш ей уровень воды в верхнем бьефе
последней всего на 1,18 м. В 1920 г ., т. е. через 16 лет, меженный уровень
реки в том ж е пункте р асп ол агал ся уж е на 2,49 м выше, чем в верхнем
бьефе плотины . Иными словам и, свободная поверхность потока за этот
срок повы силась на 1 , 2 1 м. Одновременно н а 2,23 м п однялась поверхность
дна за счет н акоп лен и я осадка, так что глубины уменьш ились с 0,8 м до
0,34 м, приблизивш ись к норме. П родольны й профиль потока оказал ся
здесь леж ащ им заметно выше первоначальной подпорной кривой и при­
обрел у кл о н около 0,0015 (против 0,0047 до создания водохранилищ а).
В то ж е время чаш а водохранилищ а оказал ась в хвостовой части совер­
шенно занесенной наносам и и устье реки теперь располагалось всего
в 1270 м от плотины . К сож алению , н ивелировкой был охвачен только
отрезок в 2900 м вдоль оси потока. Н о, судя по всему, заметных разм еров
избыточная ак к у м у л яц и я к этому времени достигла у ж е и значительно
выше по течению 1.
Вернемся теперь несколько н азад . Мы видели, что заверш ение процесса
избыточной ак ку м у л яц и и аллю вия при подпоре математически соответству_
ет моменту обращ ения в н у ль обоих частных производны х в уравнении
дh
ф®
~Tt
W ’ ~ d l=
dh
q
1 Этот пример показынает, м еж ду прочим, что мощность аллюштя в нижнем те­
чении реки может, хотя и в ограниченных размерах, превысить обычную норму и без
всякого поднятия базиса эрозии, в силу одного только влияния нарастания речной
дельты. Развитие последней вполне аналогично по своей сути заилению водохрани­
лища п должно аналогичным образом влиять на накоплепие осадка в вышележащем
отрезке долины. Разннпа только в масштабе этого влияния, ибо при росте дельты не
имеет места развптне большого подпора.
229
м
иго
XXI
XX Ш
XV
I
II
I
2и
гз гг
21 г о
ж
VII
VI
I I
19 18 17
16
15
1U 13 12
1
8
Профиль по съемке 1920г.
I
I
11 10
9
8
7
6
5
U 3 г
1
”
”
”
1904г.
18993- рридые- дЫСОиих вод
Г414,00м Подпертые мет ен, воды
J t
LЧ
ию
Д но р е ки в ноябре 1920г.
_
Метен, воды в а вгуст е 1904г.
^ Дно р е к и »
•>
"
л Зеркало подперт ых м ет ен
в о д (от м ет ки в скобках
от носятся н с ъ е м к е 1904г.)
^
вы сот н ы е о т м ет ки дн а
иоо
s-«- §
В*
390
111 1 11
^
г
р е н и
]~ Плоскость сравнения
ао| 1 |ю| М И К I H N I ll70! I bd\ 1| | |ай| |7о| |дз| |sa| Д5| Ц |я а| гь\ гь\ w\ зброг^ \ Пикетам
2.8 г.7 2,6 2,52,4 2,3 2,2 2,1 2,0 1Д 1,8 1,7 1,6 1,5 1,4 1,3 1,2 1,1 1,0 0,3 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0,0 КМ
Фиг. 74. З.иглоппр одного пз подохрашглнгц за гроге с 1904 по 1920 п 1931 i t . п перестройка продольного
профиля потока пыше ого хпостопон части.
(Поликапоп, 1940)
Нетрудно убедиться, что это равносильно и обращ ению в нуль обоих про­
изводных в исходном уравнении:
'
— 4- ALl = О
dt "г
дх
Иными словами, возникаю щ ий в итоге новый продольны й профиль
соответствует условию равн овеси я, когда отметки дна реки неизменны
во времени, т. е. не идет ни разм ы ва, ни н акопления осадков. И ли, вы­
раж аясь приняты м в геологии термином, новый продольны й профиль
есть проф иль равн овеси я. Отсюда следует, что он, при неизменном расходе
реки, мож ет быть .параллельны м исходному профилю только в том
случае, если и последний был таким ж е профилем равновесия. Тогда
повышение дна реки за счет н акоп лен и я ал л ю ви я, теоретически говоря,
может охватить неограниченно больш ой отрезок течения, в пределе
вплоть до истоков.
Иное дело, если первоначальны й продольны й профиль был значитель­
но круч^ равновесного. В таком случае р ек а, очевидно, долж на была про­
изводить заметную донную эрозию , отметки ее дна пониж ались во времени
и за счет разм ы ва дна количество несомых наносов долж но было возра­
стать вниз по течению. М атематически это равносильно отрицательному
„
значению производном
dp
Ox
dz
и
полож ительном у
значению
производной
т. е. условию :
J
А р. > 0 > ^ .
Ох
^
^
dt
Н аоборот, новый продольны й проф иль, возникаю щ ий под воздействием
подпора, и в этом случае будет профилем равн овеси я, удовлетворяю щ им
условию равенства нулю обоих производны х. Естественно, что он должен
быть значительно полож е исходного и, будучи продолж енны м вверх по
течению, неизбежно пересечется с последним в некоторой точке, леж ащ ей
тем ближ е к устью , чем круче первоначальны й укл он реки, точнее, чем
значительнее превыш ает он равновесное значение у кл о н а. Только ниж е
этой точки возм ож на избы точная ак к у м у л я ц и я , выше ж е нее повышение
базиса эрозии не повлечет за собой н и к аки х изменений в деятельности
потока.
Мы приходим к выводу, что если продольны й профиль реки круче
проф иля равновесия, то поднятие базиса эрозии сможет вы звать избыточ­
ную по сравнению с нормой аккум уляц и ю аллю вия только в низовьях
долины. Очевидно, что это долж но быть характерн о преимущ ественно для
долин горны х рек. Н апроти в, если продольны й профиль близок к профилю
равн овеси я, а тем более если он еще полож е, аномально мощный аллю вий
заполнит дно долины на значительной части ее п ротяж ен и я, а при извест­
ных у сл о в и ях и вплоть до самых верховий. Это, естественно, касается
преж де всего рек равнинны х.
М ожет, однако, возникнуть сомнение в правомерности такого вывода.
В наш их предш ествую щ их рассуж ден и ях мы исходили из допущ ения
прямолинейности продольного профиля и ли , что то ж е, выдерж анности
и неизменности уклон ов на всем протяж ении реки. Ф актически, к а к и з­
вестно, продольны е профили долин имеют форму вогнуты х к ри вы х, круче
наклоненны х в в ерховьях и вы полаж иваю щ ихся к устью . Т а к а я форма
свойственна и кривы м равн овеси я. Верно ли будет в связи с этим наше
утверж дение? М ожет ли под влиянием подъема базиса эрозии начаться
усиленная ак к у м у л яц и я вдали от устья даж е при условии равновесности
продольного профиля?
231
Ч тобы вы яснить этот вопрос, разделим мысленно продольный профиль
реки на р яд отрезков произвольной, но равной длины , и примем в границах
каж дого из них у кл он постоянным. Тогда вогнутая кр и в ая превратится
в ломаную линию , очень мало отличаю щ ую ся от нее, если отрезки взять
небольш ие по длине. Н а схематическом чертеж е фиг. 75 произведена такая
замена кривой M N ломаной линией M A B C D N . П олож им , что в силу подъ­
ема базиса эрозии устье реки, изображ аем ое точкой М , оказал ось затоплен­
ным на глуби н у М Р и в низовье долины образовался ингрессионны й лиман
с уровнем воды P Q . Тогда в точке А , очевидно, возникнет подпор высо­
тою А А ' . П ренебреж ем заилением лим ана на ниж ележ ащ ем отрезке и рас­
смотрим перестройку проф иля только выше точки А . С течением времени
па отрезке А В , по условию имеющем равномерны й укл он , он повысится
в силу отлож ения осадков
н а величину подпора и зай­
мет полож ение А ' В ' . Но это
равносильно возникновению
подпора В В ' в точке В , рав­
ного но величине А А ' . По­
следний вызовет повышение
профиля в отрезке ВС до
уровня В' С' и возникновение
подпора С С в точке С, причем
С С’ = В В ' = А А'. Подпор в
точке С вызовет, в свою оче­
редь, повышение профиля на
отрезке CD до положения
C D ' и так далее. В итоге
весь продольны й профиль,
при условии соответствия его
Фиг. 75. Ч ертеж , поясняющий перестройку
профилю равновесия, повы­
вогнутого продольного профиля реки под вли­
сится п араллельн о самому се­
янием подпора при поднятии базиса эрозии
(см. н тексте).
бе и долина заполнится аллю­
вием, по мощности превыша­
ющим норму на величину А А ' , т. е. на высоту подпора в низовье. Мы
несколько, и сказили для удобства рассуж дения действительную форму про­
ф иля. Н о, уменьш ая постепенно избранную длину отрезков вплоть до беско­
нечно м алой величины , мы можем насколько угодно приблизить получаю­
щ ую ся ломаную линию к исходной кривой, ничем не н аруш ая действитель­
ности рассуж дения.
П ереходя от схемы к реальн ой обстановке, необходимо, однако, учесть,
что для полного заверш ения процесса теоретически требуется бесконечный
по длительности период времени. К ак уж е было подчеркнуто, это означает
практически, что нарастание мощности аллю вия, вы званное подпором
в устье, вначале заметно сказы вается только в н изовьях и лишь посте­
пенно начинает р азви ваться в следую щ их д руг за другом вверх по те­
чению отрезках долины . Скорость продвиж ения этой волны избыточной
аккум уляц и и в сторону истоков реки зависит не столько от абсолютной
величины подпора (т. е. высоты подъема базиса эрозии), сколько от ко­
личества наносов, приносимы х рекой, и ш ирины заполняем ой ими долины.
П ри прочих равны х усл ови ях она будет наибольш ей для узки х долин и
перегруж енны х наносами рек . Однако даж е при самых благоприятны х об­
стоятельствах требуется очень больш ой пром еж уток времени, чтобы подпор
заметно сказал ся на мощ ностях аллю вия в верховьях даж е для крупных
равнинны х рек с очень пологими продольными проф илями. Д ля этого
недостаточны, по видимому, те немногие десятки ты сячелетий, в течение
которы х н акап л и вал и сь, к а к мы видели, аллю виальны е свиты четвертпч232
ных речных террас. И в самом деле, их мощности, за редкими исклю чениями,
в верховьях долин не превыш аю т нормы. В этом отнош ении не составляет
исклю чения даж е р. В олга, базисом эрозии которой я в л яе тся уровень
К асп и я, неоднократно колебавш ийся в ш ироких п ред ел ах. Но уж е для
средних, а тем более н иж ни х течений равнинны х рек поднятие базиса
эрозии может рассм атриваться к а к один из реш аю щ их ф акторов, регули ­
рую щ их мощность ал л ю ви я. По крайн ей мере таком у допущ ению не про­
тиворечат известны е нам ф акты . П риведем конкретны й прим ер.
Н аиболее п о казател ьн а в этом отношении II надпойменная («вюрмская»)
тер р аса р . В олги Е Н а всем п ротяж ени и от К азан и и до С ызрани она
имеет относительную высоту около 15— 17 м над меженным урезом реки.
П остель ее ал л ю ви я, отмечаю щ ая среднее высотное полож ение дна плесов
реки в начале отлож ения последнего, располагается лиш ь немногим ниж е
постели аллю впя современной поймы (метра на 3 —5). В первом прибли­
ж ении можно поэтому п ри н ять, что продольны й профиль дна реки, по
крайней мере в первы е моменты форм ирования этой аллю виальн ой свиты,
был щ ш близительно подобен современному продольном у профилю В олги,
форма которого, судя по всему, близка к равновесной. Н ет так ж е н и каки х
реальны х оснований дум ать, что в то время н орм альная мощность аллю вия
значительно превы ш ала по своему значению нормальную мощность со­
временного аллю вия В о л г и , т. е. 20 м в среднем. Е сли даж е принять за
основу цифру несколько больш ую , скаж ем 25 м, то все равно общ ая мощ­
ность толщ и в 30—35 м явно превыш ает ее. И збы точная мощность в данном
случае легко объясняется для всего отрезка долины вплоть до г. Горького
влиянием подпора хвалы нской трансгрессии К асп и я.
Н ачи ная от С ызрани аллю виальны е отлож ения II («вюрмской») над­
пойменной террасы зам ещ аю тся, к а к известно, ш околадны ми глинами,
накопивш им ися в лим ане хвалы нского м оря, вдававш емся в волж скую
долину (Ж уков, 1945; Н и кол аев, 1935). И з аллю виальн ой волж ской тер р а­
са п ревращ ается в лим анную хвалы нскую . О кончательно выклиниваю тся
ш околадны е хвалы нские глины в районе г. С ы зрани, судя по данным
М. М. Ж укова н других исследователей, приблизительно на абсолютных
отметках около 40 м или на 66 м над современным уровнем К аспия (при­
ним ая последний за 26 м ниж е уровн я океан а). Е сли учесть ш ирокое рас­
пространение в П рикаспийской низменности континентальны х «ательских»
слоев и верхнего дельтово-речного горизонта хозарски х отлож ений, то
можно дум ать, что во время предхвалы нской регрессии уровень К аспия
расп о л агал ся примерно столь же н изко, к а к н сейчас. Иными словами,
подпор, вы званны й наступлением хвалы нского м оря, для области устья
тогдаш ней В олги без больш ой н атяж к и может быть оценен той же цифрой
в 66 м. П ри равновесности продольного профиля это равносильно возм ож ­
ности приращ ения мощности аллю вия на указан н ую величину, если
только допустить полное заиление лим ана на всем его протяж ении, выдви­
жение дельты до первоначального местополож ения устья реки вглубь
хвалы нского бассейна и полное заверш ение перестройки профиля реки.
Ф актически длительность высокого стояния уровня хвалы нского
моря была недостаточной для того, чтобы последствия подпора развились
до их логического кон ц а. М ало того, даж е верш ина лнм ана за этот срок
лиш ь в незначительной своей части была занесена осадками, о чем сви­
детельствует то, что до сих пор нигде в районе С ызрани, а тем более ниже
по реке, не удалось наблю дать разрезов II надпойменной террасы , в
1 В своих преж них работах я, вслед за другими исследователями, называл ее I
надпойменной, исключая из счета на средней и нижней В олге так называемую «про­
межуточную)) плп «Сарппнскую террасу», «пулевую надпойменную», если можно так
выразиться (Николаев, 1935; Шанцср, 1935). Подобная номенклатура, однако, вряд
ли может быть признана удачной.
233
которы х лиманны е ш околадны е глнны были бы перекры ты аллю виальными
отлож ениям и.. П оэтому при суж дении о причинах повышенной мощности
аллю вия II надпойменной террасы правильнее исходить из величины
хвалы нского подпора у самой С ы зрани. П оследний можно оценить, как
разность отметки уровня хвалы нского бассейна (40 м) и высотного поло­
ж ения уровня реки в н ачале трансгрессии. П р и н яв среднюю глубину
плесов для того времени за 11 м по ан алоги и с современной В олгой и учи­
ты вая, что абсолю тные отметки л о ж а аллю вия I I террасы 1 выше Сызрани
приблизительно равны нулю , мы получим для уровня реки в предхвалынское время отметку около 11 м. Иными словами, подпор в районе Сызрани
следует п р и н ять равным 29—30 м. Эта циф ра я в л яе тся тем пределом,
больше которого не м огла превысить норму мощность аллю вия под
влияни ем хвалы нского подпора при условии заполнения лим ана вплоть
до Сызрани.
Мы видели, однако, что действительная мощность аллю виальной сви­
ты II надпойменной террасы всего на 10— 15 м больше величины, нормаль­
ной для современного ал л ю вп я. Очевидно, этот избы ток вполне может
толковаться к а к следствие заполнения осадкам и одной только хвостовой
части хвалы нского лим ана непосредственно ниж е С амарской Л у к и . Нет
ничего невероятного, что на такой громадной реке, к а к В олга, с большим
расходом наносов и край н е пологим продольны м профилем, этот фактор
успел ск азаться и вплоть до г. Г орького, выше которого мощности
аллю вия на I I надпойменной террасе уменьш аю тся уж е до пределов
нынеш ней нормы.
К онечно, далеко не во всех сл у ч аях можно объяснить избыточную
мощность аллю вия одним только влиянием поднятия общего базиса эро­
зии всей речной системы, а порою возможность его влияни я вообще отпа­
дает. Т ак , н априм ер, мощ ность аллю виальн ой толщ и I I I надпойменной
(«рисской») террасы В олги доходит ниж е устья р. К амы до 75—80 м и
более. В то же время вероятн ая ам плитуда колебаний уровн я Каспия
во время хозарской трансгрессии, одновременной этой аллю виальной
толще, значительно меньше (Ж уков, 1945). С ледовательно, поднятием
уровня К асп и я больш ую мощ ность отлож ений I I I террасы н ел ьзя объяс­
нить, даж е если допустить полное заверш ение перестройки продольного
профиля В олги, что само по себе, к а к мы видели, вряд ли могло иметь
место. Д ля Д непра влияние колебаний уровня Ч ерного моря вообще
могло оказы вать воздействие лиш ь на накопление осадков в самых низовь­
я х , пбо сущ ествование порогов в месте пересечения рекою Украинского
кристаллического массива исклю чает почти всякую возможность искать
в истории р азви тия долины выше по течению прям ой связи с изменениямп
конф игурации черноморского бассейна. Но для нас сейчас важ н а, прежде
всего, п рин ц ип и альная сторона вопроса, заклю чаю щ аяся в том, что в об­
щем случае поднятие базиса эрозии есть один из мощных факторов, спо­
собствующих накоплению аллю вия в речных долинах.
П однятие базиса эрозии в больш инстве случаев равносильно опуска­
нию земной коры . В частности, его причиной могут быть, и притом далеко
не в виде исклю чения, региональны е п огруж ен и я, охватываю щ ие всю
территорию бассейна реки в целом или даж е еще больш ие площ ади кон­
тинента. П ри так и х региональны х п о гр у ж ен и ях сколько-нибудь заметных
деформаций продольного профиля рек не возникает, нбо во всех своих
точках он оказы вается опущ енным приблизительно на равную величину.
И зменяется только высотное полож ение проф иля в целом. Это обстоятель­
ство я долж ен особо подчеркнуть, п оскол ьку некоторы е исследователи,
подобно П . С. М акееву (1941), склонны отрицать всякое влияние регио­
1
234
To-есть среднее положение дна плесов того времени.
нальны х погруж ений на аккум уляц и ю ал л ю ви я. Последний прямо ут­
верж дает, наприм ер, что только дифференциальные дви ж ени я, вызываю­
щие образование местных прогибов и связанны х с ними обратны х уклонов
в средней части проф иля, могут рассм атриваться к а к причина, достаточная
д ля объяснения избыточной по сравнению с нормой мощности аллю ви­
альны х толщ . П ри этом, по сути дела, явлен и е сводится к заполнению
зам кнуты х депрессий, крайн ей формой которы х будут озерны е ванны
тектонического происхож дения. Т акое ограниченное толкование роли
опусканий земной коры представляет иепзбезкное логическое следствие
воззрений П . С. М акеева на понятие «кривая равновесия», к а к на ан ти ­
научное и абсурдное. По п оскольку, к а к мы п оказали выше, кри вая
равновесия имеет реальны й физический смысл, точка зрения П. С. М акеева
оказы вается подорванной в самой ее основе. Отрицание значения реги­
ональны х погруж ений, к а к ф актора избыточной аккум ул яц и и аллю вия,
оказы вается лиш ь одним из его заблуж дений.
Мало того, становится соверш енно очевидным, что всякие опускания
земной.роры , к а к региональны е, так и местные, дифф еренциальные, где бы
они ни происходили — в н и зовьях, в среднем течении и ли в верховьях,
могут быть причиной избыточно больш ой мощности аллю вия даж е и при
неизменном полож ении базиса эрозии. Д л я этого необходимо только,
чтобы они привели в данном отрезке речной долины к уменьшению про­
дольны х уклонов до значений, меньш их, чем равновесные. Тогда падение
скоростей течения неизбеж но скаж ется аналогично подпруживанию
стока, вы звав возникновение динамического подпора в выш ележащей
части долины, со всеми вытекающ ими отсюда последствиями.
Естественно, что в равнинны х странах, где продольные профили рек
по своей форме близки к кривой равновесия, даж е относительно неболь­
шие по амплитуде погруж ен и я или поднятия базиса эрозии долж ны за ­
метным образом п овли ять на ход н акоп лен и я ал л ю в и я. В то же время,
к а к мы видели, мощность аллю вия равнинны х рек мало зависит от коле­
баний кли м ата. Поэтому-то его избы точная мощность в большинстве
случаев и может с достаточным основанием толковаться к а к свидетель­
ство тектонических опусканий или поднятия базиса эрозии.
Иначе обстоит дело в горны х стран ах. К руты е продольны е уклоны
долин горных рек, превыш аю щ ие весьма значительно равновесные значе­
н ия, делаю т м аловероятны м сущ ественное увеличение мощностей аллю вия
за счет опусканий земной коры . Е сли исклю чить случаи местных г л у ­
боких тектонических прогибов п грабенообразны х опусканий, то для гор­
ных стран вообще характерн а устойчивая тенденция к поднятию на про­
тяж ен ии длительны х отрезков геологической истории. Общие реги он аль­
ные о п ускани я, особенно такой больш ой амплитуды , чтобы они могли
привести к резком у вы полаж иванию круты х профилей горных рек, здесь
возможны лиш ь к а к очень редкое исклю чение. И наоборот, к а к мы видели
выше, именно в горны х странах колебания клим ата оказы ваю тся одним из
важ нейш их факторов, влияю щ их на мощность ал л ю ви я. Поэтому, если
исклю чить предгорны е впадины и межгорны е котловины , то д ля горного
аллю вия избы точная мощность в общем случае не может быть призн ан а
достаточным и надеж ны м свидетельством тектонических опусканий.
Общие вы воды
Подведем итоги всему, сказанном у нами в настоящ ей главе относитель­
но возможной роли изменений клим ата и движ ений земной коры к ак
факторов, определяю щ их ход накопления аллю вия и его мощность.
К олебания клим ата влияю т на мощность аллю вия двумя путям и.
Во-первых, они изменяю т водный реж им потока, глубины его русла и
235
высоты паводков, а тем самым п норм альную мощ ность. П ри этом, по
крайн ей мерс в прилож ении к четвертичным отлож ениям , эти изменения
не превыш аю т 15—35% от нормы н по своему значению не отличаются
от колебании мощности, вызываемых местными географическими особен­
ностями бассейнов рек, располож енны х в одной и топ ж е климатической
зоне. В о-вторых, изменения кли м ата, м еняя ход вы ветривания и смыва,
обусловливаю т изменение количества поступаю щ их в рекп наносов, а тем
самым оп ять-таки влияю т на скорость накопления и мощность аллювия.
Однако этот ф актор может иметь больш ое значение лиш ь для горных стран
и притом достаточно вы соких. П ри низкогорном , а тем болос равнинном ре­
льефе он заметного значения не имеет, если отбросить аллю вий балочный п
тесно с ним связанны й делю вий, ак к у м у л яц и я которы х сильно зависит от
кли м ата. В речных долинах с больш им водосбором можно ож идать начала
клим атически обусловленной мощной ак к у м у л яц и и только в условиях
установления пустынного реж им а, когда водные потоки иссякаю т вниз
по течению и взамен аллю виального все больш ую роль начинает играть
про лю виа льное о садк он акоп лен и е.
' Оледенение страны н поступление в реки п ерегруж ен ны х наносами
талы х ледниковы х вод так ж е может вы звать усиленное накопление аллю­
вия по преимущ еству в горны х стр ан ах . Н а равн ин ах аналогичное явление
может иметь место лиш ь в верхних течениях круп н ы х речных долин,
перехваты вавш их сток талы х вод, м инуя промеж уточное звено приледнпковы х озер и зандров. Но в подавляю щ ем больш инстве случаев заметного
увеличения мощности аллю вия против обычной нормы (плюс или минус
п риняты й выше «допуск» в 15—35% ) ледниковое питание рек вызвать
не могло.
Господствую щее представление о реш ающем вли ян и и климатического
ф актора на развитие эрозии и ак ку м у л яц и и в речных д оли н ах в течение
четвертичного периода яв н о преувеличено. В частности, нет оснований
следовать, особенно для равнинны х стран, идеям А. П енка и В . Зергеля
об обязательном совпадении стадий заполнения речных долин аллювием
с ледниковы ми эпохами и стадий и х врезан и я с меж ледниковы ми.
Д л я равнинны х рек ведущими причинами, вызываю щ ими усиленное
накопление аллю вия н его повыш енную , по сравнению с обычной нормой,
мощность, следует считать дифференциальные п региональны е опускания
земной коры и поднятия общего базиса эрозии речной системы. П ри этом
два последние ф актора вызываю т медленное заполнение долин осадками,
развиваю щ ееся начин ая от низовья и постепенно распространяющееся
вверх по течению . Л иш ь при условии крайн е пологого продольного про­
филя и возмож ности очень длительного разви тия процесса они могут
поэтому привести к значительном у увеличению мощ ностей аллювиальной
свиты, которы е, однако, всегда остаются меньше величины возникшего
в устье подпора и вы звавш ей его ам плитуды опусканий п ли поднятия
базиса эрозии. Особенно это зам ечание касается средних иг верхних
течений равнинны х рек.
Глава
X II
О Т Л И Ч И Т Е Л Ь Н Ы Е Ч Е Р Т Ы С Т Р О Е Н И Я А Л Л Ю В И А Л Ь Н Ы Х СВИТ
П О ВЫ Ш ЕН Н О Й М ОЩ НОСТИ
П ри изучении любой древнеаллю виальной свиты неизбежно возникает
вопрос: соответствует ли ее мощность норме, определяемой режимом
реки, отлож ивш ей свиту, или она превыш ает эту норм у. Очевидно, только
в последнем случае можно делать вывод об избыточном заполнении аллю236
впем речной долины в силу воздействия клим атических или тектонических
факторов. Т аким образом, этот вопрос становится одним из цен траль­
ных вопросов методики исследований аллю вия. П ри ближ айш ем рас­
смотрении о казы вается, однако, что реш ение его встречает целы й ряд
затр у д н ен и й .
В самом деле, к а к было у к азан о , прим еняя при изучении древнего
аллю вия в качестве эталона для сравнения нормальны е мощности совре­
менного ал л ю ви я, н ел ьзя избеж ать ош ибки, меньшей чем на 15—35% .
Следовательно, когда н орм альная мощность современного аллю вия данной
реки оценена нами, наприм ер, в 20 м, то даж е если мощность аллю вия
надпойменной террасы составляет всего 13 м, или, наоборот, достигает
33 м, нет еще .-уверенности, что она действительно отклоняется от нормы,
соответствовавш ей реж им у родоначального потока. К онечно, это обстоя­
тельство не п репятствует иной раз делать вполне обоснованные выводы
только на основании одних мощ ностей. Н апри м ер, упом инавш аяся выше
75—80-м етровая' толщ а I I I надпойменной («рисской») террасы Волги
без вйгкого сомнения резко превыш ает все допустимые нормы для равнин­
ных рек с ш ирокими, хорошо разработанны м и долинами х. То же касается
и аллю вия I I надпойменной («вюрмской») террасы , мощность которой,
к а к мы видели, на 50—75% превыш ает современную норму. Но чем меньше
отличия от последней и чем древнее свита, тем менее надежным становится
вывод, ибо экстрап оляц и я современных данны х делается все менее и
менее обоснованно]!. П оэтому кром е мощности необходимо, очевидно,
учиты вать и другие п ри зн ак и . И наиболее сущ ественным из них явл яется
соотношение фаций в. разрезе, ибо избыточное заполнение долины приводит
зачастую к сущ ественному наруш ению норм альной схемы последнего,
излож енной выше.
В этом нетрудно убедиться на конкретны х п рим ерах. В качестве такого
прим ера сош лемся на строение толщ и той нее 1 П надпойменной («рисской»)
террасы В олги. И з всех разрезов ее, наблю давш ихся мной и очень сходных
в главн ы х своих чертах, наиболее п оказательны м я в л я е тся , пож алуй,
р азр ез у с. К расны й Я р, несколько ниж е г. У л ьян о в ск а по левому берегу
Волги (фиг. 76). П оверхность террасы здесь поднимается над меженным
уровнем реки на 55—56 м, а в п ун ктах, где развиты по ее краю высокие
древние дю ны,— на 60—70 м. П остель слагаю щ ей ее аллю виальной толщ и,
судя по данным б урен ия, опущ ена на 20—25 м ниж е уровня реки. В н иж ­
них горизонтах она слож ена серыми разнозернисты ми песками с гал ькой
и гравием местных н у р ал ь ск и х горны х пород, особенно обильной близ
основания. Из этой песчано-галечной толщи происходят многочисленные
кости млекопитаю щ их, вымываемые ниж ним течением р. Камы и В олгой
в целом ряде п унктов (Громов, 1948; М ирчинк, 1936!). Ф ауна млекопитаю ­
щих образует весьма своеобразны й древний комплекс, получивш ий н а зв а ­
ние «волжского» пли «хозарского» и относимый В . И. Громовым (1936,
1948) к кон ц у миндель-рисса или н ач ал у рпсса, т. е. к первой половине
среднего плейстоцена. В его состав входят: Elephas trogontherii Р о h 1.,
Bison priscus v a r. longicornis V. G r o m . , Cervus (Megaceros) euryceros
v ar. germaniae P о h i . e l S p ., Camelus knohlochi N e h r . , El asmot heri um
sibiricum F i s с h. и т. д. Выше разнозернисты е пески, представляю щ ие
собой несомненный русловой аллю вий, сменяются более мелкозернистыми
1 Мы видели, что иногда возможны даж е большие мощности, не являющиеся,
однако, ненормальными. Но это относится к единичным, из ряду вон выходящим
случаям узк и х и глубоких каньонообразных долин, вроде долины низовьев Нижней
Т унгуски или теснины р. Параны в Южной Америке, либо к таким гигантским пото­
кам, как Амазонка, в нижнем течении которой глубина некоторых плесов до х о ­
дит до 1 0 0 м.
237
м
60
58
56
55
52
50
58
56
55
52
50
38
36
35
32
30
28
26
25
22
20
18
16
15
12
10
8
6
5
2
О
2
5
6
Pm 76. Сводный разрез III («рпсской») надпойменной террасы р. Волги под с. Крас­
ный Я р, ниж е г. Ульяновска.
1 - чернозем ная почва; 2 — суглин ки; з — иловаты е, богатые органическим вещ еством суглинки
ii
I
тесн; 4— то ж е су гли н ки и супеси с у зл оватой слоистостью ; ,5 — супеси; 6 — тонкозернистые
скн , алевриты и л егкие супеси; 7 — м елкозернисты е пески; 8 — разнозернисты е пески;
9 — ном ера слоев и свит.
разностям и и начинаю т чередоваться с мощными п прослеживающимися
по простиранию на больш ие расстояния линзам и старинного аллю вия,
сложенными очень типичными для последнего породами. В описываемом
разрезе такие старинные образован ия вскрыты в ниж ней его части до
высоты в 8 ,5 —9 м над К расн оярской волож кой, подмывающ ей обрыв
террасы , и пройдены скваж иной еще на 6 м ниж е уровня воды (слой 6 ).
Их можно подразделить на несколько подгоризонтов (а, б и в на рисунке).
Господствующее значение имеют темноокраш енные иловаты е супеси и
суглинки с хар актерн ой тонкой узловатой слоистостью, богатые орган и ­
ческим веществом, издающ ие л егки й зап ах сероводорода и содерж ащ ие
многочисленные растительны е остатки, в том число полуобугленные п ру­
тики и обломки сучьев деревьев.
Выше располагается пачка слоев в 2 ,5 —3 м мощностью, совершенно
иного облика (слой 5). В ее состав входят светлоокраш енны е мелкие пески
(подгоризонт в на наш ем рисунке), тонкозернисты е пески, алевриты , су­
песи и суглинки'(подгоризонты а и б). Они отличаю тся довольно п равиль­
ной горизонтальной слабо волнистой слоистостью п очень напоминаю т
пойменные фации аллю вия. То, что они действительно отлагались
в у сл о ви ях временного затопления, подтверж дается присутствием
в верхней части округлы х и удлиненны х гнезд и карм ан ов, заполнен­
ных отчасти перекрош енными породами самого этого слоя, отчасти
выш ележащ ими песками. Н ет н икакого сомнения, что эти карм аны и
гнезда явл яю тся частично древними ходами землороев (кротовинами),
частично корневы ми ходами деревьев. П оверхность описываемой пачки
образует р яд пологих волн с ам плитудой в 0 ,5 — 1 м, крайн е сходных и
по форме и по строению со вторичными (наложенны ми) пойменными
гривами.
Т аким образом, перечисленны е нами слои составляю т вполне цель­
ную аллю виальную свиту (свита IV н а рисунке), мощностью около
35—40 м, построенную сходно со схемой, норм альной для равнин­
ных рек.
Выше в р азрезе располагается новая ал л ю ви альн ая свита в 35—42 м
мощностью (свита I I I на наш ем рисунке), в свою очередь обнаруж иваю щ ая
вполне норм альную последовательность фаций в разрезе. Главную часть
ее составляет толщ а серовато-ж елты х песков (слой 4) со всеми хар актер ­
ными п ризн акам и русловы х отлож ений. В самом н изу (подгоризонт ж)
эти пески довольно разнозернисты е, с линзочкам и, обогащенными гравием
и даж е мелкой галечкой, на этот раз содерж ащ ими и несомненные обло­
мочки северны х кри сталли ческих пород. Слоистость здесь вначале непра­
вильно-линзовидная, выше п рекрасн ая д и агон альн ая. Следующие вверх
горизонты песков отличаю тся все больш ей и больш ей мелкозернистостью
и больш ей равнозернистостью , хотя еще на 20—25 м над постелью
встречаю тся и зредка линзочки с мелким гравием . П оявляю тся такж е
прослои очень мелких и тонкозернисты х песков (подгоризонты б и г).
Н ачи ная со второй четверти толщ и, пески становятся слабо карбон ат­
ными, а выше карбонатность все более возрастает и порода становит­
ся даж е слабо сцементированной углекислы м кальцием , что, видимо,
связано со вторичным его вмыванием, возможно, частично и пз
выш ележ ащ ей пачки.
П оследняя (слой 3) имеет мощность в 10— 12 м и состоит из чередования
горизонтально наслоенны х м елких и тонкозернисты х пы леваты х карбо­
натны х песков, пы леваты х ж е палевы х супесей и сугли нков, которые
преобладаю т в верхней части. В ней в изобилии встречаю тся послойно
распределенны е скопления ракови н м елких назем ны х и пресноводных
моллю сков. Х отя эта толщ а и не вполне сходна по своему обли ку с п окров­
ными породами современной волж ской поймы, но к а к цитологический
239
состав, так ц текстура и палеонтологические остатки с несомненностью
указы ваю т на то, что это пойменный аллю вий.
Этим аллю ви альн ая часть р азр еза закан чи вается. Выше следует пре­
красно дифференцированная чернозем ная почва (слой 2 ), либо непосред­
ственно залегаю щ ая на поверхности, либо п рикры тая эоловыми дюн­
ными песками (слой 1 ).
Т аким образом, серия отлож ений I I I надпойменной террасы Волги
оказы вается слож енной из двух разновозрастны х аллю виальны х свит,
к ак бы налож енны х д р у г н а д руга. П окровны й пойменный горизонт
ниж ней из них перекры вается базальны м русловы м горизонтом верхней.
И столковать подобный р азр ез можно только допустив достаточно мощное
тектоническое п огруж ение, вы звавш ее усиленное заполнение долины
аллю вием й перемещ ение блуж даю щ его русл а реки на уровен ь, относи­
тельно более вы сокий, чем поверхность сформировавш ейся к тому
времени поймы.
П риведенны й пример далеко не исчерпывает всех возмож ны х измене­
ний нормальной последовательности фаций в вертикальном разрезе аллю­
виальны х свит, которы е могут быть вы званы тектоническими опусканиями
пли поднятием базиса эрозии. Т а к , в р азр езе у К расного Я ра мы видели,
что русловы е, пески верхней свнты налегаю т на пойменный горизонт
ниж ней свиты почти без всяк и х следов разм ы ва по кон такту. Однако это
вовсе не обязательн о. Д л я ряда р азрезов той же I I I террасы В олги, на­
пример у с. Б елы й Я р против г. С енгилея или у с. Спасское ниж е г. Сызрани,
пойменный горизонт ниж ней свиты п рактически нацело уничтожен
и русловы е пески верхней свиты л ож атся прямо на ее старинные и русло­
вые фации.
Необходимо иметь в виду, что в русле донная эрозия никогда не прекра­
щ ается полностью даж е в ходе процесса общего повыш ения продольного
профиля реки и избыточной ак ку м у л яц и и ал л ю ви я. П оследняя протекает
преимущ ественно н а п ерекатах и на п лесах реки во время спада паводка
и в меж ень. Во время половодья ж е на п лесах поток может временно даже
у гл у б л ять свое лож е. П оэтому столь п олн ая сохранность ниж ней погре­
бенной аллю виальной свиты, какую можно видеть в р азр езе у Красного
Я р а, яв л я е т ся скорее исклю чением, чем правилом . Мало того, следы
разм ы ва могут достигать н гораздо больш ей резкости. Заполнение долины
аллю вием не является процессом моментальным, катастрофическим;
далеко не всегда это даж е процесс скачкообразны й. Наоборот, в
у сл о ви ях медленно протекаю щ его длительного опускания он совершает­
ся так ж е медленно и постепенно. Р усло, ш аг за ш агом занимающее все
более высокое полож ение по отношению к постели ал л ю ви я, не перестает
б луж дать по дну долины, п ерерабаты вая пойму и ун ичтож ая в первую
очередь ее верхние покровны е горизонты . П ри этом, если долина достаточно
ш ирока, за время смещения от одного ее борта к другом у дно реки успе­
вает заметно повы ситься за счет н акоп лен и я осадков. И если вначале оно
срезало пойму, если можно так вы разиться, «под корень», то затем оно начи­
нает разм ы вать только самую верхнюю ее часть, так что у одного из бортов
долины покровны е пойменные горизонты могут быть уничтож ены нацело,
а у противополож ного зн ачительн ая их часть или даж е все они
целиком сохраняю тся и перейдут в погребенное состояние. В поперечном
сечении получится картин а н алеган и я по неровной наклонной поверх­
ности одной свиты аллю впя на другую ,
к а к бы срезаемую ею. Надо
подчеркнуть, что подобный размыв отнюдь не означает нп перерыва
в отлож ении, ни тем более последующего врезан и я реки на глубину,
а значит не может рассм атриваться и
к а к свидетельство поднятии
земной коры , сменивших предш ествовавш ие нм опускани я. Явление
полностью объясняется к а к следствие непрерывного погружения и
240
непрерывного же накоплении аллю вия в сочетании с боковым смеще­
нием русла.
Возможность такого происхож дения «этажности» и ли «нруепостн»
аллю вия с налеганием д руг на друга еершг аллю виальны х свит, отделен­
ных друг от друга границами разм ы ва, очевидно, в особенности надо
иметь в виду при изучении строения отлож ений обш ирных современных
и ископаемых аллю виальны х равнин. В этом случае больш ое значение
приобретает процесс образования прирусловы х дамб, описанны й выше.
Закрепленное этими дамбами русло долгое время сохраняет примерно
постоянное полож ение. Только тогда, когда оно в целом оказы вается при­
поднятым над прилеж ащ ей низиной, становится возможным резкое изм е­
нение н ап р авл ен и я’течения реки при прорыве дамб. Воды могут при этом
растечься по пд-оской, затянутой глинистым покровом поверхности, почти
не р азр у ш ая ее и занося покровом песков, в котором с течением времени
вновь вы рабаты вается повое устойчивое и обнесенное прирусловыми
дамбами русло. По может произойти и разм ы в части отлож енны х ранее
осадков.
С,катанное заставляет несколько по-иному подойти к истолкованию
особенностей строения многих древних аллю виальны х и озерно-аллю ­
виальны х толщ, чем это делалось до сих пор. В частности, это касается,
например, подмосковной нпж некам еппоугольной угленосной свиты, не­
сомненно образовавш ейся в пределах древней приморской аллю виальной
равнины , временами частично затоплявш ейся морем. За последнее
время получило довольно ш ирокое распространение подразделение этой
свиты в вертикальном разрезе на целый ряд последовательны х «цик­
лов», каж ды й из которы х отделен от н иж ележ ащ его размывом, начинает­
ся песками и венчается глинам и. В особенности ш ироко применяет эту
схему А. Э. У льм ер (1938). П ри этом он склонен каж ды й «цикл» связы ­
вать с законченным этапом колебательны х движ ений земной коры , начи­
нающимся поднятием и размывом и заверш аю щ имся погруж ением, по мере
развития которого грубые песчаные осадки см енялись тонкообломочнымн
глинистыми. Отсюда проистекает такж е убеж дение, что «циклы» эти об ла­
дают большой выдерж анностью но простиранию и могут быть приняты
за стратиграфические горизонты , прослеж иваю щ иеся на всей площади
Подмосковного бассейна.
Н евольно возникает сомнение в справедливости подобного построения.
Не яв л яется ли каж ды й «цикл» попросту аллю виальной свитой, отлож ен­
ной блуж даю щ ими по низменной црибреж ной равнине речными руслами?
Не являю тся ли сменяющие д руг друга внутри каж дого «цикла» пески
и глины генетическими эквивалентам и русловы х и пойменных горизонтов
современного аллю вия, формирую щ ихся одновременно, но в разны х п унк­
тах дна долины? Не явл яю тся ли границы разм ы ва, отделяющие д руг от
друга последовательны е «циклы», лиш ь итогом блуж дания русла в усло­
виях непреры вны х опусканий земной коры , не преры вавш ихся вовсе
движ ениями обратного знака? Не беря на себя смелость настаивать на
безусловной правильности напраш иваю щ ейся аналогии (ибо для этого
требуется более конкретное знание подмосковной угленосной свиты, чем
те общие и поверхностные п редставления, которые имеются у меня),
долж ен все ж е ск азать, что она засл уж и вает серьезного вним ания. Если
бы наш и сомнения оправдались, то к а к вопросы п роисхож ден ия, так и
вопросы детальной стратиграф ии угленосной свиты получили бы во многом
новое освещ ение.
И зучая современные и древнеаллю ниальпы е толщ и, несомненно пре­
вышающие нормальную для аллю вия мощность, можно убедиться, что
относительная роль русловы х, пойменных и старинных фаций в их строе­
нии, равно к а к и полож ение этих фаций в разрезе, может быть довольно
16 Труды ИГ1Г, вып. 1-3о
211
различны м, но русловы е фаппп всегда все же преобладаю т. I) нриведснном примере обнаж ения у К расного Я ра обе налож енны е друг на друга
свиты сохраняю т в основном характерны е признаки нормального разреза
равнинного аллю впя, прячем все три группы фацпй развиты достаточно
типично. Однако уж е и здесь можно подметить своеобразные черты и в стро­
ении каж дой из двух свит в отдельности. П реж де всего, бросается в глаза
повыш енная мощность русловы х отлож ении. Д ля ниж ней свиты она до­
стигает почти 35—40 м, для верхней 25—30 м. Очевидно, избыточное за­
полнение долпны аллю вием происходило в первую очередь именно за счет
накопления русловы х фацпй. Это п понятно, если учесть отмеченную
уж е выше малую вероятность сохранения пойменных фацнн в ископаемом
состоянии при подобной обстановке. П реж де всего, к а к мы видели, пой­
менный аллю вий долж ен легко разруш аться постепенно перемещающимся
на все более п более высокий уровень руслом в ходе его блуж дани я по дну
долины. Д а кроме того, он и не может достичь значительной мощности,
так к ак, только начав отлагаться, нередко оказы вается погребенным под
•русловыми наносами. Поэтому для очень мощных аллю виальны х толщ
п типично всегда реш ительное преобладание в разрезе русловы х фаций.
Пойменный аллю вий при этом вовсе не всегда образует выдержанные пра­
вильные горизонты , но часто сохраняется лиш ь в виде небольш их слу­
чайны х лпнз, располагаю щ ихся на разны х у р о в н ях . П равильное «этажное.)
строение больш их аллю виальн ы х толщ из налегаю щ их д руг на друга
свит, сохраняю щ их норм альную последовательность фаций в вертикаль­
ном р азрезе, во всяком случае не более распространено, хотя и но является
редким исклю чением.
П аш вывод подтверж дается примерами строения многих мощных аллю­
виальны х толщ Р усской равнины , начиная с неогеновой «ергенннской*
свиты. Р езки м увеличением против нормы мощностей русловы х фаций
отличаю тся и некоторые новейш ие аллю виальны е н акоп лен и я, развитые
в областях продолж аю щ ихся опусканий земной коры . Н априм ер, таково,
повпдимому, строение аллю вия ниж него Д непра, отлож ивш егося в усло­
виях подпора со стороны Д непровского лим ана, по крайн ей мере если
судить' по данным Б . В. П ясковского (1933).
Если мы вновь вернемся к описанному выше разр езу I I I надпойменной
террасы В олгп у К расного Я р а , то в нем можно подметить н еще одну
особенность, свойственную аллю виальны м толщ ам повышенной мощности.
Л и нзы старинного аллю вия в ниж ней из вы деляю щ ихся в нем свит не рас­
полагаю тся на одном уровне, к а к в нормальном разрезе речной поймы,
но к а к бы подвеш ены на разной высоте в толще русловы х отложений. Это
п рекрасно увязы вается с последовательны м смещением русла на более
высокие уровни по мере заполнения долины аллю вием. Подобное распре­
деление старинных фацпй в разрезе долж но быть поэтому признано ха­
рактерной особенностью строения аллю виальны х свит повышенной мощ­
ности, хотя эти фации и далеко не одинаково развиты в разны х случаях,
а порою могут и вовсе отсутствовать.
Мы видим, таким образо.м, что при мощности, превышающей! норму,
и строение аллю виальн ой свиты существенно отступает от нормальной
схемы. Именно эти отступления от последней в соотношении фацнн и слу­
ж ат главны м диагностическим признаком , позволяю щ им установить избы­
точную мощность свиты при невозможности непосредственного суждения
о режиме отложившем! ее реки.
П рп этом, однако, в строении различны х конкретны х аллювиальных
свит повышенной мощности наблю даю тся сущ ественные индивидуальные
отличия. Д ать исчерпываю щ ее объяснение причин этих отличий мы пока
не берем на себя смелости. Видимо, здесь главную роль играет сложное
переплетение нескольких факторов: темпа п степени равномерности опу212
сканнй земной коры, или поднятия базиса эрозии; темна накопления аллю ­
вия. связанного с количеством и составом приносимых рекой наносов;
темпа п способа миграции русла реки; реж има уровней и расходов послед­
ней; наконец, ш ирины долины . Но при всех р азл и ч и я х разрезов необхо­
димо подчеркнуть одно пх сходство. Во всех сл у ч аях , когда речь идет об
аллю виальны х свитах круп н ы х п средних постоянны х равнинны х рек,
русловы е фацпн все же яв л яю тся преобладаю щими н состав свиты оказы ­
вается сущ ественно песчаным. Это п понятно, п оскольку русловой аллю вии
образую щ ийся за счет осаж дения донных наносов, вообще яв л я е тся гос­
подствующ ей группой аллю виальн ы х фаций. Х отя взвешенные наносы
и преобладаю т в общем объеме твердого стока, но подавляю щ ее их боль­
шинство, даж е в усл ови ях подпора, выносится рекой прочь из долпны.
П онятна поэтому и подчиненная, третьестепенная роль пойменных фаций
в строении подавляю щ его больш инства аллю виальн ы х свит, вне зависи­
мости от тектонической обстановки их отлож ения.
В связи с этим необходимо коснуться схемы строения аллю виальной
толщи* данной в свое время М. А. У совым (1934, 1940), в предположении
поднятия базиса эрозии реки. Н а ней (фиг. 77) к а к раз пойменным фапиям
Фиг. 77. Схематический разрез аллювиальных отложений,
по М. А. У сову (1940).
1 — корен н ы е породы; 2 — о с н о в н о й г а л е ч ш г к ; 3 — д о л и н н ы е о т л о ж е ­
н и я ; 4 — р у с л о в ы е отлопгентт; .1 — р у сл о ; б — протопи
в агградационпой долине.
(«до.чинным отложениям», по его терминологии) приписано главное зн а­
чение. Русловы е отлож ения изображ ены на этой схеме в виде узкой изви­
листой полоски, рассекаю щ ей толщ у пойменных образований. Мы не
будем вдаваться здесь в детальную кри ти ку схемы М. А. У сова. В свете
всего сказанного ранее прин ц ип и альная ошибочность ее достаточно ярко
бросается в гл аза. У каж ем лиш ь, что она требует допущ ения более быст­
рой и мощной ак ку м у л яц и и пойменных осадков, по сравнению с русловы ­
ми, что совершенно не соответствует действительности. П реобладание
пойменных фации пли пх ан алогов в строении аллю вия возможно, к ак мы
видели, только на малы х и отчасти степных рек ах н особенно в аллю вии
балочном. Но последний отличается в то ж е время не только редукцией
русловы х отлож ений, но п потерей ими самостоятельности, превращ ением
в разрозненны е н неправильно разбросанны е в толще мелкие песчаные
линзочки. Т аким образом, схема М. А. У сова не отраж ает верно даж е этого
частного случая выполнения долины смешанными делю виально-аллю виаль­
ными осадками.
16 *
243
Г I it u a X I I I
Н Е К О Т О Р Ы Е ВОПРОСЫ М Е Т О Д И К И С Т Р А Т И Г РА Ф И Ч Е С К О Г О
Р А С Ч Л Е Н Е Н И Я II С О П О С Т А ВЛ ЕН И Я Р А З Р Е З О В Ч Е Т В Е Р Т И Ч Н Ы Х
А Л Л Ю В И А Л Ь Н Ы Х ТОЛЩ
Особенности стратификации аллювия, принципы его
стратиграфического расчленения и определения возраста
аллювиальных террас
Выясненные нами основные законом ерности н акопления п строения
аллю вия равнинны х рек позволяю т по-новому подойти к ряд у существен­
ны х вопросов методики стратиграф ического расчленения п сопоставления
разр езо в ал л ю ви я, что имеет особый интерес для четвертичной! страти­
граф ии.
/ПШШИ
\ 1Я к
Е ТШ 1
гЯ Н
ш ГШ Л
з[
p/F М I
1
VT / I
VI/
А
Фиг. 78. Схема стратиграфических соотношений внутри аллювиальной спиты
в границах одного меандрового сегмента поймы.
1 — покровны е фации п ои м ен н ого аллю вия; 2 — ф аппя первичны х п р и р усл овы х валов;
я — р у с л о в о й аллю ви и . I — I V — си н хрон н ы е аллю виальны е отл оч .ен н п (покапаны косыми
черны ми п ол осам и п о в е р х фаниальпы х о б о зн а ч ен и й ). В л еген д е слева бол ее древние,
с п р а в а — б о л ее м олоды е. С т р е л к а — н ап равл ен ие см ещ ен и я р усл а.
Н ачнем с возрастны х соотношений аллю вия внутри отдельного элемен­
тарного сегмента поймы. Г1 о мере разви тия меандра на его вогнутой сто­
роне, к а к мы видели, н первую голову образуется к а р к ас будущ его поймен­
ного сегмента, слож енны й русловы ми отлож ениям и. Он надстраивается
постепенно путем прпчленетш я д руг к другу серии прирусловы х отмелей,
отмечаю щ их полож ение к р а я русл а в последовательны е моменты его
смещения (фиг. 78). Т аким образом, возникаю щ ий в итоге сплошной ниж­
ний русловой горизонт аллю вия оказы вается не одновозрастным в разных
своих ч астях . Слагаю щ ие его песчаные или песчано-галечные накопления
тем древнее, чем ближ е к ш ейке меандра, и тем м олож е, чем ближе к верши­
не меандра.
П окровны й горизонт такж е начинает формироваться не всюду одно­
временно. Раньш е всего его н арастание начинается опять-таки в шей новой
части меандрового сегмента поймы, позже всего близ верш ины последнего.
Н ижним слоям пойменного аллю вия в области ш ейки соответствуют русло­
вые отлож ения ближ е к верш ине, где присутствую т только самые молодые
слои пойменного горизонта (см. фиг. 78).
О писанная последовательность в ходе наслоения аллю вия приводит
к тому, что внутри одного п того же сегмента поймы в каж дом отдельно
взятом вертикальном сечении ниж ние слон всегда древнее верхних, но
и рядом располож енны х сечениях слои, располагаю щ иеся на одном п том
же гипсометрическом уровне, уж е оказы ваю тся не вполне одновозрастпымн.
Самыми древними составными частями аллю виальной толщи являются
низы руслового горизонта в ш ейковой области м еан дра. При движении от244
сюда к першило они выпадают пз разреза п замещ аю тся более молодыми
русловыми отлож ениям и, одно возрастными уж е с какой-то частью по­
кровного пойменного горизонта ш ейковой области.
Эти особенности н аслоения (стратификации) и стратиграф ии аллю впя
важно учиты вать в первую очередь при необходимости больш ой деталь­
ности сопоставлений. Особенно важ ны они при разреш ении вопросов
почвообразования на поймах, при геоботаинческнх и археологических
исследованиях. Д ля геолога пх смысл несколько иной. Срок эволюции
единичного меандра реки от момента его зарож дения и до момента отми­
ран и я исчисляется, к а к п равило, немногими сотнями лет. С тратиграф и-
Фиг. /9. Схема стратиграфических соотношений аллювпя н сегментной пойме меандропого типа (план и профили по лшшям А Б , В Г , Д Е ) .
I — современны й меаидровы п п ояс; I I — I I I — сегм ент д в у х предш ествую щ их генерации. Т опкие
линии на п л а н е — поименны е гривы . 1 — пойменны й аллю вий; й — р усл ов ой аллювий;
з — . старинны й аллю ви й . Г устота ш три ховк п пропорциональна в озр аст у.
ческпо же подразделения, с которыми оперирует геолог, изучаю щ ий чет­
вертичные отлож ен и я, соответствуют пром еж уткам времени, исчисляемым
обычно от н ескольки х ты сячелетий до десятков ты сячелетий. В связи
с этим практически вся толщ а аллю впя в пределах одного и того же пой­
менного сегмента с геологической точки зрения может рассм атриваться
к а к возникш ая одновременно, ибо отличия в возрасте отдельных ее частей
в десятки и сотни раз меньше требуемой точности определения возраста.
Мало того, ясны м становится, что геологически одновозрастной следует
считать и всю аллю виальн ую свиту в пределах современного меандрового
пояса в целом, вклю чая оба ее горизонта — ниж ний русловой и верхний
поименный. В этом смысле они геологически по своему возрасту ве отли ­
чаю тся д руг от друга, представляя лиш ь две одновозрастные фации
аллю вия.
Но если мы выйдем за пределы современного меандрового пояса, то
попадем уж е, очевидно, в зону разви тия аллю вия более древнего, не толь­
ко в абсолютном значении этого слова, но и с точки зрения относительной
геологической хронологии, т. е. принадлеж ащ его к иному, более древнему
стратиграф ическому горизонту. С колько последовательны х генераций меандровы х сегментов удается выделить в пойме, столько п стратиграфических
подразделений можно различить в слагаю щ ей ее аллю виальной свите (фиг.
79). Эти подразделения не будут представлять собой серии напластований,
24 .>
перекры ваю щ их друг друга в вертикальном р азрезе, Н аоборот, они будут
располагаться практически на одном и том же уровне, об разуя систему
прислоненны х д руг к другу участков единого аллю виального покрова,
причем более молодые из них сменяю тся более древними по мере перехода
от современного меандрового пояса к сегментам поймы все более ранних
ген ераци й .’ Отличить эти разновозрастны е участки, если нот прямых
палеонтологических пли археологических данны х, можно в большинстве
случаев почти исклю чительно иа основании внимательного ан ал и за пой­
менного рельефа, ибо построены все они соверш енно аналогично. Русловые
и поименные фации переходят из пределов одного участка в пределы
другого без заметных изменении, об разуя на первы й взгл яд два вы держ ан­
ных на всей площ ади поймы и непреры вны х гори зонта, налегаю щ их друг
на д р у га. О бнаруж ить швы, по которым разновозрастны е участки аллю ­
виального покрова прислоняю тся д руг к д ругу, в силу этого возможно
только при крайн е внимательном прослеж ивании разрезов вдоль стенок
современного русла, что далеко но всегда удается сделать.
И так, наиболее древние и з всех слагаю щ их пойму образований, как
правило, надо и скать не в основании р азр е за, а в пределах более древних
участков. Здесь они могут зал егать на том же гипсометрическом уровне,
что и значительно более юные, но ф ациально подобные им отложения
более молодого у ч астка. В то ж е время только в пределах древних участков
поймы разрез аллю впя яв л яе тся полным, ибо здесь присутствую т и стра­
тиграф ические эквиваленты самых молодых аллю виальн ы х отложений,
вы раж енны е верхними частями покровного пойменного горизонта. Но
выделить их в разрезе, вследствие медленности н акоп лен и я, практически
почти невозможно. Э то — ничтож ная по мощности п ачка тоненьких слоев
пойменного н аи л ка, притом, к а к п равило, сильно измененная почвообразо­
ванием. П оэтому в первом приближ ении можно считать древние сегменты
пойм нацело сложенными сравнительно более древним аллю вием, а но­
вейшие аллю виальны е образован ия развиты м и почти исклю чительно в
п ределах молодых сегментов.
Особенно важно учиты вать сказанное прп детальном стратиграфическом
изучении аллю вия, наприм ер прп отборе образцов для послойного пыльце­
вого ан ал и за. Д алеко не в ся к ая , даж е очень полно подобранная колонка
может прп этом характери зовать все моменты истории аллю виальной свиты.
Ч тобы получить действительно исчерпываю щ ий м атериал, необходимо,
очевидно, обработать целую серию разрезов, располож ив пх последова­
тельно по относительному возрасту сегментов поймы, в пределах которых
разр езы были описаны.
В этом отношении несколько особняком стоит, п ож алуй , только ста­
ринный аллю вий, особенно отлож ения стариц ранних генераций. Такие
старицы , возникнув иной раз в первые стадии ф ормирования поймы,
продолж аю т сущ ествовать затем в течение очень длительного срока, мед­
ленно зап о л н яясь лож ащ им ися д руг на друга слоями иловаты х пород,
богатых органическими остаткам и. Поэтому разрезы старинных выпол­
нений в пределах наиболее древних сегментов поймы и прежде всего
отложений не полностью еще заиленны х древних староречий приобретают
особый биостратпграфнческий интерес, п оскольку в одном н том же верти­
кальном сечении здесь можно рассчиты вать встретить наиболее полно
сохранивш ую ся стратиграф ическую колон ку, охваты ваю щ ую почти все
время разви тия поймы.
Обрисованные особенности стратиграф ических соотношений различных
частей одной и той ж е аллю виальной свиты в наиболее чистой форме
вы раж ены в том случае, если, во-первы х, ее мощность не превышает
нормы и, во-вторы х, если она разви та на поверхности широкой террасы
асимметричной речной долины , разработанной под влиянием длительного
246
одностороннего смещения русл а. П ервое пз двух названны х условии озн а­
чает, что нарастание аллю вия целиком связано только с блуж данием
русла п что, следовательно, более молодые участки аллю виальн ой свНты
всегда п ричленялнсь к более древним, прислоняясь к ним сбоку на одном
и том же уровне. Второе условие означает, что ш ирина дна долины суще­
ственно превыш ает поперечник меандрового пояса реки, которы й в целом
постепенно м игрировал в одну и ту же сторону, оставляя с одного борта
долины почти нетронутые позднейш ей переработкой серии сегментов р а в ­
ней генерации. Новые сегменты при этом формировались в значительной
мере заново на поверхности той платформы, которую русло вы резало
в коренны х породах при боковом подмыве одного пз склонов долины и
н икаки х относительно древних аллю виальн ы х отлож ений в постели сл а­
гающего их аллю впя по одному этому быть не может.
В том случае, когда ш ирина поймы или надпойменной террасы по
достигла в течение длительного времени величины , заметно превышающей
поперечник меандрового п ояса, т. е. когда одностороннее смещение русла
почему-либо не протекало интенсивно и долина р азв и вал ась более или
менее симметрично, соотношения несколько услож н яю тся. Т огда, оче­
видно, новые меандры, возникаю щ ие в ходе блуж дани я роки, развиваю т­
ся, главны м образом, за счет переработки стары х сегментов поймы. При
этом может случиться, что глубина плеса растущ его меандра окаж ется
меньше средней и старый аллю вий не будет смыт до самой ого постели.
Н иж ние его горизонты могут сохраниться и псрекры ться более молодыми
отлож ениями заново формирую щ егося пойменного сегмента. Иными сло­
вами, более древние составные части аллю виальной свиты будут не только
сменяться молодыми по горизонтали, при переходе от сегментов ранних
генераций к сегментам поздних генераций, но кое-где в виде обособленных
линз будут залегать и в основании толщ и, слагаю щ ей сами молодые сег­
менты. П оскольку даж е при больш ой ш ирине дна долины но исклю чена
возможность переработки части древних сегментов, в ходе блуж дания
русла, оба случая стратиграф ических соотношений в чистом их виде труд­
но рассчиты вать встретить в природе. Н а одной и тон же террасе в разных
ее уч астках вполне вероятны разрезы обоих типов, но в зависимости от
ш ирины и степени асимметрии долины то один, то другой из них будет
преобладаю щ им.
Больш инство четвертичны х надпойменных террас перекрыто аллю вием,
мало пли вовсе но отличающ имся от нормы по своей мощности. Отсюда
следует, что к ним целиком прилож имы сделанные нами только что вы­
воды. А так к а к сроки, в течение которы х формировались поверхности
этих террас, исчисляю тся часто десяткам и ты сячелетий, то очевидно, что
на одной и топ же террасе можно рассчиты вать встретить аллю виальны е
отлож ения, существенно отличаю щ иеся д руг от друга по возрасту даж е
с точки зрения соответствия пх рубрикам относительной геологической
хронологии четвертичного периода. Т ак , если данная терраса оказы вается
морфологически сопряж енной с зандровы ми полями краевой зоны какоголибо определенного четвертичного оледенения или одной из его стадий,
то теоретически это вовсе не значит, что и весь покры ваю щ ий ее аллю вий
одновременен именно этому оледенению пли стадии оледенения. Вполне
вероятно присутствие на ней и отлож ений синхроничных даж е, скаж ем,
предшествующей пли последующей меж ледниковой пли межс-тадиальной
эпохе. И при этом более древние образования могут залегать не только в
основании толщ и, но местами слагать ее нацело, зам ещ аясь в другом месте
образованиям и более молодыми, но леж ащ ими на том же самом уровне.
Сказанны м мы вовсе не имеем в виду опорочить в какой-либо мере
тот метод стратиграфической у в язк и террас с ледниковыми образованиям и,
который особенно широко прим еняется у пас после работ Г. Ф. М прчпнка
(1935, 1936!), посвящ енны х разработке единой стратиграфической схемы
четвертичных отлож ений Е вропейской части СССР. Пет, этот метод, не­
сомненно, и в будущ ем долж ен оставаться одним из главны х средств
сопоставления возраста четвертичных отлож ений удаленны х друг от друга
областей. Необходимо только критически отнестись к его возможностям
и степени точности. Надо твердо помнить, что если данная терраса названа
«вюрмскон» в силу см ы кания ее поверхности с запдрамп соответствующего
оледенения, то это морфологическое сопоставление не означает еще именно
«вюрмского», ледникового возраста всего кроющ его ее аллю вия. Не исклю­
чена возмож ность, что часть последнего может о казаться, например, и
«рпсс-вюрмскон», отвечающей не ледниковой, а меж ледниковой эпохе.
Т ак это или не так , может быть установлено только путем внимательного
геологического изучения ее разрезов, в частности, изучения биостратиграф ического. Одним геоморфологическим методом реш ить подобную
задачу в общем случае н ел ьзя.
К сож алению , в подавляю щ ем больш инстве случаев это обстоятель­
ство вовсе не учиты вается, что ведет к явно упрощ енному толкованию
истории четвертичных террас. В настоящ ее время почти все эти террасы
в пределах Европейской части СССР, вклю чая и К а в к аз, прямо или
косвенно удалось морфологически сопоставить с конечномореннымн
зонами i i зандрами различны х оледенений или их стадий. Отсюда и по­
кры ваю щ ий их древний аллю вий принято считать целиком соответствую­
щим ледниковы м эпохам. Отсюда и ш ироко распространивш ееся призна­
ние почти абсолю тной непогреш имости полож ения А. П енка и В. Зергеля,
что ледниковым эпохам соответствует ак кум ул яц и я аллю впя в речных
долинах, а межледниковы м усиление эрозии и выработка уступов, отде­
ляю щ их д руг от друга древнеаллю впальны е террасы . Эта установка
в известной степени р азд ел ялась Г. Ф . М нрчинком в его работе по стра­
тиграф ическому сопоставлению четвертичны х
отлож ений различных
частей Р усской равнины п К а в к аза , на первых п орах следовавшим, по
сути дела, по пути, проторенному А. П енком и Е . Брю ннером их исследо­
ваниями в А льпах (Penck u. B ruckner, 1909). В еще больш ей мере эго от­
носится к р яд у других геологов, изучавш их четвертичные отложения
СССР. Д аж е аллю вий так и х террас, непосредственно сопоставить которые
с ледниковыми образованиям и не представляется возможным, именно
на основании этого предвзятого убеж дения обычно рассм атривается в целом
как стратиграф ический эквивалент какого-либо оледенения или его
стадии. Т ак обстоит, н априм ер, дело с древнечетвертичной 90— 100-метровой надпойменной («мпндельской») террасой В олгп ниж е К азани или
с высокой верхненлиоценовой «гюнцской» террасой бассейна Кубани на
Северном К ав казе. А. Л . Р ей н гард по сути дела только на основания
одного факта н аличия этой террасы п остулировал сущ ествование «понцс к о г о й оледенения К ав к аза и н азы вал в связи с этим ее галечники «флювногляциальны ми», оставш ись на этой точке зрения даж е после того,
к ак В. Н. Громов установил присутствие и в ее отлож ен и ях и в их стра­
тиграф ических ан алогах остатков весьма теплолю бивой фауны, вплоть
до костей страуса (1948). Г. Ф . М нрчпнк, следуя вначале установкам
П енка и Б рю кн ера, все же критически относился к ним и не стремился
никогда, особенно в своих более поздних работах, во чтобы то ни стало
уклады вать факты в прокрустово лож е их схемы. Н аоборот, он всегда
отдавал предпочтение именно фактам, допуская возможность формиро­
вания ряда террасовы х площ адок и вне точной зависимости от ледниковых
эпох даж е на Русской равнине. Т ак , наприм ер, по его схеме 1936 г. (Мнрчннк, Ш Зб^ аллю вий «Ходыпской» террасы М осквы-рекн накоплялся
и в течение рпсс-вю рмского м еж ледниковья и в начале вюрмской ледни­
ковой эпохи. Но порою у нас до сих пор многие исследователи не допускают.
218
отклонения хода процесса разви тия речных долин от канонов А. П енка,
Е . Б рю кнера п В! З ер гел я, считая, что сколько имеется террас, столько
долж но было обязательно быть п ледниковы х эпох нлп крупны х стадий
наступления ледника. Особенно присущ такой м еханистический подход
западносибирской геологической ш коле (П равославлев, 1933).
Мы ужо п о казал и , что палеоклпм атнческая база взглядов А. П енка
и В. Зер гел я может быть призн ан а обоснованной, п то лиш ь частично,
разве только для вы сокогорны х стран. Д ля равнин она оказы вается
неприемлемой. Но есть еще и тектоническая база, подведенная под ту ж е
идею главны м образом В. Зергелем (Soergel, 1921, 1923).Последний считает,
что во время оледенения под влиянием ледниковой н агрузки долж ны были
происходить изо статические оп ускани я земной коры , сменявшиеся ком­
пенсационными нзостатпческпм и поднятиям и после стапванпя льдов.
Эти периодические колебательны е дви ж ени я, в л и я я на ход аккум уляции
п эрозии в речных д оли н ах, рассматриваю тся нм к а к дополнительный
аргумент в п о льзу соответствия четвертичны х террас оледенениям. У нас
эту ж е-чочку зрения на ход четвертичны х движ ений земной коры развил
в ряде своих работ Б . Л . Л пчков (1931!, 1932, 1934, 1944). К ак п о к азал
Г. Ф . М ирчинк (1933, 19362), а затем Н . И. Н и колаев (19472), тектониче­
ские взгляды В. Зергеля и В. Л . Л ичкова не соответствуют целому ряду
фактов, и ледниковую н агр у зк у н ельзя рассм атривать в качестве фактора,
определяю щ его направление тектонических движ ений в четвертичном
периоде. Х отя ни Г. Ф. М ирчинк, пн Н . И . Н и колаев и не останавливались
специально па значении своих выводов для истолкования возраста древнего
ал л ю ви я, но ясно само по себе, что согласивш ись с ними, неизбежно надо
отвергнуть и тектоническую аргументацию обязательного совпадения
«фаз эрозии» и «фаз аккумл ляцни» с чередованием ледниковых и межледни­
ковых эпох. Эта аргум ентация оказы вается надуманной и основанной
на неверном принципиально распространении закономерностей, быть
может частично и присущ их центральны м областям крупны х материковых
оледенений, на обширные территории, леж ащ ие далеко за их пределами.
Отсюда вы текает, что теоретических предпосылок', позволяю щ их априорно
считать любую четвертичную аллю виальную свиту, а значит и покрытую
ею террасовую площ адку, обязательно и во всех своих частях синхронич­
ной оледенению, так и х предпосылок не имеется. Н е имеется значит и
оснований связы вать образование всякого террасового уступа обязательно
с м еж ледниковой эпохой даж е па равн ин ах средних и высоких широт
северного п олуш ари я, не говоря уж е о горных странах с их напряж енной
тектонической ж и зн ью .
Посмотрим, насколько наш и полож енпя согласую тся с фактами, для
чего попытаемся п роан али зировать несколько 1ш нкретны х примеров.
Н ачнем с I I I («Ходынской») надпойменной террасы р. Москвы, возраст
которой определяется к а к вю рмскнй. Г лавная часть толщи ее аллю вия
по своему литологическом у обли ку очень бли зка к типу аллю вия равнин­
ных рек с ледниковым питанием и, возмож но, отклады валась при не по­
средственном участии талы х вод ледника. Однако к той же толще п ри ­
урочены во многих п унктах и находки погребенных старинных отлож ений
п торф яников, содерж ащ их остатки теплолю бивой флоры. Особенно
известен выход подобной старинной лпнзы в выемке М осковско-К иевской
ж . д ., в литературе упоминаемой под именем «Потылпха», по н азва­
нию близлеж ащ ей части окраин ы г. Москвы. Н аиболее детально стро­
ение и форму залеган и я этой линзы описал В. М. Д аны нин (1947),
стратиграф ическое ее полож ение установил Г. Ф. М прчппк (1931), а палео­
ботаническое исследование п роизвел В. С. Д октуровскп й (1931). В сред­
ней части торфа, венчающего лин зу, были обнаруж ены семена Brasenia
schruteri S г а Г. (В. pur pu rea других авторов), ALdrovanda vesiculosa L.,
T rap a muzzanensi s J a g., Ceratophijllum d e m e r m m L ., N a j a s marina L.,
T i l i a p l a t y p h y l l a S с о p ., т. e. достаточно теплолю бивых болотных растении
и деревьев. В составе древесной пы льцы , извлеченной из того же горизон­
та, до 52% падает на пы льцу смешанного дубового леса (дуб, липа,
в яз) и больш ая доля принадлеж ит пыльце граб а. Иными словами,
флора носит яр к о вы раж енны й облик м еж ледниковой, так называемой
«бразешювой» флоры, наиболее типичной для «рисс-вюрмекого» пли, вы­
р аж аясь терминологией А. И. М осквитииа, м пкулинского промоин.
Сходные по строению старинные линзы у К утузовской слободы (Даныппи,
1947) и в Студеном овраге (Д аны ипн, 1947; М прчинк, 1936!) по содержат
столь же теплолю бивой флоры, но и в этих сл у ч аях последняя никоим
образом по у казы вает на суровы й кли м ат.
П олож ение линз старинных отлож ений и торфа в аллю вии «Ходыпскоп»
террасы разны ми авторам и толковалось п о-разном у. Г. Ф . Мирчинк-'считал,
что они залегаю т в основании аллю виальн ой толщ и, п ерек ры ваясь соб­
ственно «вюрмскимп» песчаными русловыми н акоп лен и ям и , за исключе­
нием, быть может, линзы у К утузовской слободы, судя по известным ему
описаниям Б . М. Д аны ипна (1947), залегаю щ ей несколько выше. По
Б . М. Д аны нгш у, все они, наоборот, врезаны в ниж ние песчаные горизонты.
Но для нас важ ен сейчас самый факт пх н аличия и яш рокого распростра­
нения в разны х ч астях террасовой поверхности, достигаю щ ей нескольких
километров ш ирины . Он ясно указы вает на то, что в меж ледниковое время
долина уж е была ш ирока, что русло свободно м еандрировало по ее дну,
о б разуя многочисленные старицы , что это не была «эпоха врезания долины»,
но эпоха формирования выполняю щ его ее ал л ю ви я. «Ходынскую» террасу,
следовательно, с равным правом можно н азвать и «вюрмскон» и «рнссвюрмской», если основываться на возрасте слагаю щ его ее аллю вия, а не
только па морфологическом сопряж ении ее ан алогов на верхнем Днепре
или верхней В олге с зандровыми полям и кали н ин ской стадии оледенения.
Совершенно то же самое можно сказать и о примерно одновозрастной
или, быть может несколько более молодой, 1 1 надпойменной террасе
верхней В олги, имеющей относительную высоту 25—30 м на отрезке от
г. Ю рьевца до г. Костромы. Эта терраса впервые достаточно детально
была изучена Е . Н . Щ укиной (1933).Ею было установлено, с одной стороны,
морфологическое сопряж ение террасовой площ адки с полями флювног,тя­
ни а л ы ш х песков, окайм ляю щ ими фронт П лсс-Галичской копечноморенной гряды я покры ваю щ их поверхность Я рославско-К остром ской низины,
с другой стороны, наличие в толщ е ее аллю вия старинных отложений
с остатками довольно теплолю бивой флоры. Т ак , наприм ер, в верхних
горизонтах одной из старинных линз у г. К остромы до 47% древесной
пыльцы, извлеченной из некоторы х образцов, п ринадлеж ало смешанном}'
дубовому лесу и до 22% лещ ине. Следовательно, с одной стороны, но по­
верхности террасы , видимо, стекали талы е воды ледника, край которого
стоял здесь ж е в непосредственном соседстве; с другой стороны, часть
аллю вия ф ормировалась в усл ови ях относительно теплого клим ата. Это
можно объяснить оп ять-таки только допущ ением, что его накопление
шло не только по время стадии оледенения, достигавш ей Плес-Галнчской
гряды , по, быть мож ет, началось раньш е и кончилось позж е.
Если просто обратиться к облику многих известны х классических
межледниковы х отлож ений, наприм ер Л пхвннского (Москвнтнн, 1931)
пли Троицкого (Громов, 1948), то наш вывод о том, что накопление ал л ю ­
вия н ельзя строго связы вать с ледниковыми эпохами, а врезание долин
с межледниковыми найдет в нем полное подтверж дение. В самом доле,
и Л пхвинское и Троицкое межледниковы е отлож ения представляю т собой
типичные озерно-старпчны с вы полнения, связанны е с дном древних речных
долин. Отсюда ясно, что во время их образования сущ ествовали широкие
250
поймы, реки м еандрпровалп и отлагали аллю вии, а не производили гл ав­
ным образом донную эрозию п не вы резали узки х, морфологически молодых
долин со слабо развитыми поймами.
Конечно, в еще больш ей степени все сказанное относится к дочетвертпчпым террасам и аллю виальны м свитам, образовавш имся в эпохи,
когда н и каки х м атериковы х льдов в пределах стран северного полуш ари я
не было, а так ж е к четвертичному аллю вию тропиков и южного п олуш ари я,
где оледенения не и грали практически почти никакой роли в развитии
рельефа и в континентальном осадкообразовании в делом. Не оледенения
и даж е вообще не колебания клим ата являю тся главными факторами,
определяю щ ими эволюцию речных долин, чередование стадий врезания
пх на глубину и .выработки ш ирокого дна с покрываю щ им его ал л ю ви аль­
ным чехлом. Т аким и.ф акторам и яв л яю тс я, к а к мы видели, движ ения зем­
ной коры . А п оскольку стратиграф ия любой системы, в том числе и чет­
вертичной, в конечном счете основана на биостратиграф ических данных,
то теоретически никогда время ф ормирования данной террасы не может
точно совпадать с какой-либо из выделяемых нами геологических эпох
пли одним из более дробных подразделений. У ступы , отделяю щ ие д руг
от друга соседние террасы , н ельзя поэтому отож дествлять с границам и
стратиграф ически х, горизонтов. Последние сплош ь и рядом проходят
где-то внутри самой аллю виальной толщ и, в разны х частях одной и той же
террасы , имеющих порою существенно различны й возраст. II это обсто­
ятельство надо всегда помнить, п ользуясь террасам и как средством страти­
граф ических сопоставлений плп палеогеограф ических реконструкций.
Об использовании террасовых ступеней и «ярусности» мощных
аллювиальных свит при стратиграфическом расчленении аллювия
П ока мы рассм атривали только стратиграфические соотношения от­
дельны х частей аллю виальной свиты норм альной мощ ности. Если отвлечь­
ся от их возрастны х различий и не ставить своей целью сопоставлений
с общей стратиграфической схемой четвертичного периода, то в целом
такую свиту мож но, конечно, условно п рин ять н за некоторы й единый
стратиграфический горизонт, соответствующ ий пром еж утку времени от
начала разработки дна речной долины иа уровне данной террасы до момента
врезания на уровень последующей более молодой террасы . П рактически
в поле так поступать часто приходится поневоле, когда пет возможности
ни произвести точной у в я зк и террас с ледниковыми образован иям и , ни
определить возраст аллю впя бпостратиграфическим путем. Д а и когда
так ая возможность имеется, соображ ения удобства подсказы ваю т и споль­
зование аллю вия разны х террас при картирован и и в качестве единых опор­
ных стратиграф ических горизонтов.
К аж ды й такой горизонт оказы вается вполне закономерно построенной
аллю виальной свитой с довольно вы держ анной мощностью, сложенной
в основном базальны ми грубозернистыми песками или галечникам и
пристреж невой фации, выше более мелкими песками и гравн ям п фации
прирусловы х отмелей и прирусловы х валов и венчаемой покровны м
горизонтом пойменного аллю вия. Именно с такой несколько упрощ ен­
ной стратиграфической точки зрения подош ел к толкованию ал л ю ­
виальной свиты А. И. М оскш ш ш предлож ивш ий для нее термин
«ярус аллю вия».
Больш инство четвертичных террас, прим еняя этот термин А. И. Москвитина, «однояруспы». Но имеются среди них и «.многоярусные террасы».
Последние соответствуют одному из случаев избыточной ак кум ул яц и и под
влиянием опусканий земной коры , разобранном у нами в предыдущей
главе на примере разреза I I I надпойменной террасы Волги у с. Красный
Я р. В этом примере мы действительно видели, к а к одна аллювиальная
свита или «ярус аллю вия» налегает на другую свиту или «ярус», причем
базальны й горизонт верхней лож ится на покровны й горизонт нижней.
С известным правом оба эти «яруса» можно принять за основу стратигра­
фического подразделения всей толщ и, ибо в ерхн яя свита, конечно, моложе
ниж ней. К онкретно в пределах I I I надпойменной террасы В олги ннжпяя
свита, к а к мы видели, заклю чает остатки «хозарской» фауны млекопитаю­
щ их, т. е. относится к первой половине среднего плейстоцена, соответствуя
концу миндель-рпсса пли н ач ал у рпсса по альпийской терминологии.
В ер х н яя свита, хорошо прослеж иваю щ аяся вверх по В олге, смыкается
па р. В етлуге с водораздельны ми ф лю вногляциальны ми песками, распро­
страненными вдоль границы м аксимального оледененпя (М ирчинк, 1935),
т. е. синхронична, по крайней мере частично, верхам среднего плейсто­
цена или середине рисской ледниковой эпохи, по альпийской терминологии.
Конечно, следует и в данном случае помнить, что в разны х своих частях
кл1ждый пз двух «ярусов» аллю вия не строго одновозрастеи и наши сопо­
ставления не вполне поэтому точны.
Но не только эти неизбежные неточности затрудняю т ш ирокое исполь­
зование «ярусного» строения аллю виальн ы х толщ избыточной мощности
со стратиграфическими целям и. Сам этот метод оказы вается далеко не
всегда приложимы м, ибо ясно вы раж ен н ая «ярусность» не яв л яется обяза­
тельным признаком так и х толщ . Мы уж е указы вал и на то, что сохранность
покровны х пойменных горизонтов при накоплении избыточных по мощ­
ности аллю виальны х отлож ений далеко не всегда возм ож на. При опреде­
ленных соотнош ениях скорости опусканий земной коры , скорости на­
копления ал л ю ви я, скорости б луж дани я русла и ш ирины долины покров­
ные горизонты оказы ваю тся целиком уничтоженны ми. Тогда русловые
п старинные отлож ения ниж него «яруса» перекры ваю тся совершенно
аналогичны ми русловыми и старинными отлож ениям и следующего «яруса»
п различить гран и цу между ними становится довольно трудным или даже
почти невозможным. П равда, каж ды й последующий «ярус» начинается
своим базальны м горизонтом прпстреж невы х фаций, лож ащ им ся на ниже­
лежащие, слои по размытой поверхности. Но если эти прпстреж невы е фацпн.
что весьма часто может иметь место в аллю вии равнинны х рек, сложены
песками, мало отличаю щ имися по механическому составу от вышележащих
и ниж ележ ащ и х фаций прирусловы х отмелей, то различить их, особенно
по данным б урен ия, практически не всегда м ож но. Только исследования
деталей текстуры пород, типа пх косой слоистости, мелких особенностей
контактов и т. п. могут служ ить надежными п оказател ям и . А это сделать
можно лиш ь при подробном осмотре естественных обнаж ений, сопро­
вождаемом расчистками и тщ ательны м послойным описанием с одновре­
менным прослеж иванием слоев по горизонтали.
Н есколько облегчается дело, если базальн ы й горизонт сложен песками
с галькам и или его постель отмечена скоплениями гал ь к и , а подстилающие
и покры ваю щ ие слои состоят нз сравнительно мелкозернисты х песков.
Но и при этом требуется либо внимательное изучение естественных и ис­
кусственны х обнаж ений, либо сопоставление данны х густо расположенных
и хорошо документированны х скваж и н. Ибо надо помнить, что грубые
пески с галькой могут встречаться и не только в отлож ениях прпстрежне­
вой фации. Они нередко образую т крупны е линзы в фации перекатов на
значительной высоте над постелью аллю вия, и если не учесть этого обсто­
ятельства, то при интерполяции данны х бурения между далеко располо­
женными точками можно очень легко выделить столько «ярусов», сколько
пх в действительности никогда и не сущ ествовало, если руководствовать­
ся только этим признаком . Что касается до единичных галек до 1—2 см
252
и диаметре, то гг па равнинны х реках типа Волги они нередко встречаются
в довольно значительном количестве на прирусловы х отм елях и даж е в от­
лож ен и ях налож енны х прирусловы х валов вплоть до высоты в 3 —5 м,
а иногда гг до 8 м над меженью или на 14— 19 м ггад средним положением
постели аллю вия в ггределах современной поймы.
И так, применение принципа выделения «ярусов аллю впя» в понимании
А. И. М осквитнна для стратиграфического расчленения избыточно мощных
аллю виальны х толщ в пределах одной гг той же террасы не всегда возможно
и во всяком случае требует осторож ности. То же касается п случаев прпсдоненпя пли налож ения аллю виальной свиты одной террасы па аллю ­
виальную свиту другой террасы при «вложенном» типе пх строения.
Грубопесчаньге ггли' галечные прослои можно ггргг этом смело принимать
за базальны й горизонт более молодой толщи только тогда, когда геоморфо­
логические соотношения с относительно более древней террасой ясны,
а высотное полож ение постели обеих террас резко очерчегго. Если же,
наприм ер, бурением в п ределах современной поймы установлено, что
местами иа небольш ой высоте, скаж ем , на 1—3 м или даж е на 5 м над
коретгшЛм лож ем встречаются прослон гал ьки гг гр ав и я, принимать их за
стратиграф ическую границу не следует, во всяком случае, можно только
крайне условно и с большими оговоркам и. Подстилающие такой прослой
маломощные линзы аллю вия вполне могут быть гг членами аллю виальной
свиты самой пойменной террасы , а не обязательно древним аллю вием,
сохранивш имся от уничтож енны х размывом участков более высокой тер­
расы . Напомню еще раз, во-первых, что грубозернистым составом часто
обладаю т отлож ения перекатов, возникаю щ ие на месте ранее сущ ествовав­
ших плесов и перекры ваю щ ие более мелкозернистые осадки последних.
Во-вторы х, напомню и то, что в ходе б луж дани я русла и переработки
старых сегментов поймы постель свежего аллю вия может оказаться
залегаю щ ей на более высоких отметках, чем постель ал л ю ви я, сл агав ­
шего старый сегмент.
Можно было бы, конечно, привести ряд конкретны х примеров, когда
недоучет у казан н ы х мною ослож няю щ их обстоятельств приводит к по­
строению иной раз довольно зам анчивы х, но явно мало обоснованны х стра­
тиграф ических обобщ ений, кладущ и хся затем даж е в основу серьезны х
палеогеограф ических гг тектонических выводов. Мы, однако, ограничимся
только сделанными общими зам ечаниями, п оскольку онп достаточно р а зъ ­
ясняю т вопрос.
К аков же наш вывод? «Ярусное» строение мощных аллю виальн ы х толщ
там, где оно хорошо вы раж ено, может смело класться в основу страти гра­
фического пх расчленения. Т ак и е случаи не редки в природе. Кроме
рассмотренной нами свиты I I I надпойменной террасы Волги, укаж ем ,
наприм ер, на мощные аллю виальны е н акопления ряда прим орских аллю ­
виальны х равнин, вроде К убанской, в пределах которой Г. Ф. М прчинк
(1929) выделил ряд погребенных д руг под другом горизонтов аллю вия,
сопоставив пх с террасам и долины К убани в горной ее части. Из более
древних толщ напомним вновь подмосковную угленосную свиту с ее
«циклическим» строением. Но и в этих сл уч аях нужно помнить об извест­
ной условности сопоставлении, о том, что даж е один и тот же «ярус» в р а з ­
ных своих ч астях не вполне одновозрастен. К огда же вы держ анны х по
простиранию , мощных и закономерно построенных в вертикальном р азр е­
зе «ярусов» выделить н ел ьзя, необходима больш ая осторож ность. И во
всяком случае невергго будет считать каж ды й прослой галечника за следы
какого-то «перерыва» в отлож ении, за надежны й стратиграф ический рубеж .
Особенно это касается сравнительно у зк и х долин с маломощными ал л ю ­
виальными вы полнениями, неоднократно перерабаты вавш имися п пере­
страивавш имися рекой в ходе блуж дания ее русла.
Г л a n а XIV
НЕКО ТО РЫ Е ЗА М Е Ч А Н И Я О Р Е Ч Н Ы Х ТЕРРАС А Х И АЛЛЮ ВИ И КА К
С РЕДС ТВА Х В О С С Т А Н О В Л Е Н И Я Д В И Ж Е Н И Й ОЕМНОЙ К О РЫ
О восстановлении движении земной коры по древнеаллювиальным
террасам
М орфология н строение древнеаллю впальны х террас совершенно
правильно расцениваю тся к ак важ нейш ий критерий при суждении о мо­
лодых дви ж ени ях земной коры . Не может быть н и к ак и х принципиальных
возраж ений и против общ епринятой трактовки больш инства террас как
прямого' следствия влияни я неравномерны х тектонических поднятий на
работу рек, а относительны х высот террас — к а к м ерила ам плитуды этих
поднятий. Однако на п ракти ке, при и спользовании этих верных в своей
основе полож ений, нередко допускаю тся весьма сущ ественные методи­
ческие ош ибки, проистекаю щ ие из неправильного представления о дина­
мике разви тия речной долины и н акоп лен и я ал л ю вп я.
П реж де всего, подавляю щ ее больш инство исследователей придержи­
вается ошибочного представления о несовместимости эрозии и аллювиаль­
ной ак ку м у л яц и и , п редставления, подвергнутого уж е нами критике. Из
этого проистекает и ошибочное толкование истории разви тия речных
террас. Считают обычно, что река с н а ч а л а врезает свою долину до
уровня постели аллю впя самой высокой пз них, з а т е м
заполняет
долину аллю вием до уровня поверхности террасовой площ адки, и такое
чередование разм ы ва и накопления повторяется столько раз, сколько
имеется террас на склон ах долины. П оскольку врезание долины рассматри­
вается к а к следствие поднятий земной коры , то противополож ный процесс
повыш ения ее ло ж а в ходе отлож ения аллю впя автоматически принимается
за п р и зн ак противополож но направленны х движ ений, т. е. опусканий,
а разделяющий; их во времени момент разработки плоского коренного
лож а — за п ри зн ак, если можно так вы рази ться, «нейтрального» текто­
нического состояния, практической остановки всяк и х движений. В итоге
возникает схема чередования фаз поднятий и оп усканий, эрозии п акку­
м уляции, утверж даю щ ая всегда принципиально одни и тот же колебатель­
ный х ар актер движ ений земной коры к ак первопричину образования
речных террас.
В этой схеме верно лиш ь то, что врезание долины на глубину, действи­
тельно, почти всегда связано с тектоническими поднятиям и, а образование
террас — с пх замедлением или остановкой. Но н ар яд у с этим верным
полож ением подобная схема содерж ит много глубоких принципиальных
ошибок.
П одчеркнем еще раз, что эрозия, в том числе и донная, вовсе но исклю­
чает образован ия ал л ю вп я, являю щ егося неизбеж ной противоположной
стороной работы руслового потока. А ллю вий, к ак мы видели, существует,
а значит и о т л а г а е т с я на любой стадии разви тия долины, и только
строение аллю виального выполнения изменяется по мере перестройки ре­
кой продольного н поперечного проф иля ее долины . От фаз усиления донной
эрозии не сохраняется остатков аллю виальны х отлож ений только потому,
что русло, углубляю щ ее долину, неизбежно перерабаты вает и уничтожает
пх, непрерывно зам ещ ая новыми, свежпмп осадкам и, столь же недолго­
вечными. Только тогда, когда образуется плоское дно долины с достаточно
ш ирокой поймой, появляется возможность длительной сохранности части
аллю виального покрова вне сферы непосредственной разрушительно]]
работы роки. Но п при возникновении этого плоского дна, впоследствии
дающего начало террасовой ступени, аллю вий образуются одновременно
25'i
с его разработкой в ходе бокового смещения русла, а не наклады вается на
пего позж е.
Т аком образом, наличия на древней террасе покрова аллю вия само
по себе еще далеко не достаточно для п остулирования соответствующей
особой «фазы аккум уляц и и» в истории развития долины и якобы обусловив­
шей ее «фазы опусканий» в тектонической истории страны . Мы видели,
что для утверж дения наличия в прошлом опусканий необходимо
доказать каж ды й р аз избыточность мощности аллю вия по сравнению
с нормой К Т олько тогда можно с полным правом говорить н о колеба­
тельном ходе движ ения земной коры в обычном понимании этого слова.
Из сказанного, вытекает, что обычное абсолютное противопоставление
д р у г д р у гу так назы ваемы х ак кум ул яти вн ы х п эрозионных террас, к ак
п оказателей принципиально различной тектонической истории несущих
пх отрезков долины , требует сущ ественных п оправок.
Очевидно, не в сяк ая ак ку м у л яти в н ая терраса может рассматриваться
в качестве свидетеля «фазы опусканий». П ри норм альной мощности аллю ­
вия данной рекп, скаж ем , в 20 м, надпойменная терраса высотой в 15 м
над меженью неизбежно будет отнесена нами к категории аккум уляти вны х
террас, хотя фактически н икакой избыточной аккум ул яц и и во время фор­
мирования слагаю щ его ее аллю вия и по было. Н аоборот, цокольн ая тер­
раса большой относительной высоты, по несущ ая аномально мощный,
покров ал л ю ви я, будет прямы м свидетелем чередования фаз эрозии
и избыточного накоплении ал л ю ви я, т. е. при известных условиях
может рассм атриваться к а к доказательство смены поднятий и опусканий
во времени.
П ри этом, если речь идет об оценке возможного разм аха вертикальны х
движений земной коры , надо твердо помнить, что избы ток мощности аллю ­
виальной свиты по сравнению с обычно)! нормой не яв л яется точным
мерилом ам плитуды опусканий. Зависимости меж ду обеими величинами,
как уж е у к азы вал ось, довольно слож ны . У читы вать эго особенно важно
при прослеж ивании террас вдоль долины с нелыо ан ал и за дифференциаль­
ных тектонических движ ений п изменений во времени высотного полож е­
ния общего базиса эрозии речной системы.
В самом деле, к а к было уж е нами показано, избы точная ак кум ул яц и я
аллю вия, вы званная подпором в устье, начинается не сразу на всем про­
тяж ении долины, но захваты вает ее ш аг за ш агом, продвигаясь медленно
и постепенно к истокам. Д аж е в самом низовье она может заверш иться
полностью только по прошествии очень длительного времени, в верховьях
ню может вовсе не н ачаться в течение срока формирования данной кон­
кретной террасы . Следовательно, во-первых, действительный избыток
мощности аллю вия по сравнению с нормой, к а к правило, будет меньше
амплитуды обусловивш их его опусканий. Во-вторых, избыточная мощность
аллю вия в ниж ней по течению части долины при нормальной его мощности
в выш ележащ ем отрезке вовсе еще не говорит об относительном опускании
пнзовпй при неподвижности верховий. В ерховья долины могут быть охва­
чены опусканиям и одновременно и в равной степени с низовьям и, а мощ­
ность аллю вия в верхнем течении практически окаж ется неизменной.
Кроме того, к а к было у казан о выше, небольш ой избыток мощности против
нормы в н и зовьях может быть простым следствием н арастан ия дельты.
Д ля целого ряда рек такое явлен и е представляет поэтому неизбежный
итог внутренних закономерностей разви тия долины н ни о к ак и х движе­
ниях земной коры пли колебан и ях базиса эрозии не свидетельствует.
1 Само собою разумеется, что при этом необходимо удостовериться в невозмож­
ности истолкования явления как следствия изменений климата в геологическом прош­
лом или каких-либо иных местных факторов.
256
Надо иметь еще в виду, что ii сама н орм альная мощность аллю впя не
остается неизменной на всем протяж ении одной и той же долпны. Если
отбросить осложняю щ ее влияние местных расш ирений и суж ений послед­
ней , то она, к ак п равило, закономерно нарастает вниз по течению. Это
связано с естественным увеличением расходов реки по мере нарастания
площ ади бассейна. Соответственно увеличиваю тся разм еры русла, в том
числе п его глубина. Р астут и ам плитуды сезонных колебаний расходов,
а вместе с том и высоты паводков Е Д ля горных рек большое значение
имеет такж е вы полаж пванпе продольны х уклон ов. К рутое падение дна
долпны в верхнем течении обусловливает больш ие скорости течения,
что прп тех же расходах приводит к меньшей глубине реки и меньшей
высоте п аводка.
Н аконец, повышение мощности аллю впя к устью иа реках, впадающих
в бассейны с постоянным уровнем, в известной мере может быть связано
с явлением приустьевого нереуглублен пг русел. К ак п оказали Н . И. Ни­
колаев и Б . В. П оляков (1937), такое нереуглубленпе представляет не­
избеж ное Следствие быстрого сниж ения высоты паводка, приводящего
к заметному увеличению продольны х уклон ов п скоростей! течения во
время половодья. П рп этом, п оскольку подъем уровня воды лимити­
руется неизменностью уровня м оря, увеличение площ ади поперечного
сечения потока для п ропуска паводковы х расходов достигается за счет
размыва дна п углублени я русл а. Д л я низовьев В олги подобного рода
нереуглубленис дна русла доходит до 25 м ниж е уровня К асп и я. Очевидно,
что прп этом и полож ение постели современного аллю впя заметно ниже
уровня моря не будет еще достаточным основанием для заклю чений о но­
вейш их дви ж ени ях земной коры илн базиса эрозии.
З асл у ж и вает внимания так ж е указан и е В . В. Л ам акн н а (1947, 1948),
что на движ ения земной коры , особенно сильно дифференцированные,
кроме мощности ал л ю ви я, могут указы вать выделенные им «динамические
фазы». Д инамические фазы аллю вия характери зую тся различны ми соотно­
ш ениями в развитии трех главны х фации ал л ю ви я, каковы м и В. В. Ламаки н считает стреж невую , береговую и пойменную . С треж невая и берего­
вая фации являю тся русловыми фациями; в пойменную фацию включает­
ся ii старинная ф ация. Н а эрозионных участках долин, которые могут быть
связаны с поднятием земной коры , развит «инстратнвный» аллювий,
для которого характерно больш ое развитие стреж невой и береговой фаций.
1 1 а акку м у л яти вн ы х у ч астк ах долин развит «констратпвный» аллювий,
для которого характерно сильное развитие пойменной и береговой фации.
А ккум улятивны е участки долин обычно соответствуют местным опуска­
ниям земной коры . Н а тех у ч астках рек, где не происходит ни углублении
долины, ни ее прогрессивного зап олн ен ия, а деятельность реки сводится
только к боковой эрозии и переотложонию ал л ю ви я, последний находится
в «перстративной фазе». Д ля нее характерн о более или менее равномерное
участие отдельны х аллю виальн ы х фацпй в составе аллю виальной свиты;
по своему развитию местами первенствую щ ее значение имеет береговая
ф ация. У частки разви тия разны х динам ических фаз ал л ю ви я, т. е. инстратпвного, перстратпвного и констративного, могут неоднократно чередо­
ваться вдоль течения реки, к а к это наблю дается, наприм ер, на Печоре,
где они свидетельствую т о тектонических п одн яти ях и прогибах, которые
пересекаю тся рекой.
Необходимость учета всех этих явлен и й прп оценке причин неболь­
ших отклонений мощности аллю вия от нормы сильно ослож няет решение
задачи. Д аж е для современных пойм требугстся при этом знание гпдролп1 Только в нгокиих течениях больших равнинных рек высота паводка вновь сни­
жается в силу явления так называемого «распластывания паводковой волны».
256
гического реж има реки и разны х отрезках течении, что далеко не всегда
возможно. Существенную помощь может оказать то обстоятельство, что
при любом значении нормальной мощности ниж ним пределом накопления
аллю вия остается средний уровень дна плесов. Если по данным бурения
оказы вается, что постель аллю вия в пределах современной поймы лежит
значительно ниж е этого уровня, можно с уверенностью говорить об избы ­
точной его мощности. Д ля древнеаллю виальны х террас, конечно, таких
контрольны х данны х получить невозможно.
В итоге приходится притти к заклю чению , что в случае постепенного
н арастания мощности аллю виальной свиты какой-либо из речных террас
сверху вниз по долине не всегда можно только на основании одного этого
ф акта сделать какие-либо определенные тектонические выводы. Иначе
обстоит дело, ейли мощ ность, наоборот, падает вниз по течению. Д ля
равнинны х рек, п оскольку влияние климатического фактора здесь мало­
вероятно, этот п ризн ак можно в больш инстве случаев рассматривать уже
сам по себе к а к достаточно характерны й показатель дифференциальных
движений земной коры . Но и при этом оценить количественно ам плитуду
относительного опускания зоны повышенной мощности представляется
делом достаточно сложным.
Н есколько более уверенно можно судить о разм ахе вертикальны х под­
нятий по относительным превыш ениям террас друг над другом и над дном
долины . Б ольш ая уверенность в данном случае вытекает нз сути явл ен и я,
п оскольку врезание рек можно рассм атривать к а к прямую функцию под­
нятий земной коры (или пониж ения базиса эрозии). Конечно, и при этом
н ельзя рассм атривать процесс начинаю щ имся одновременно во всех от­
резках долины, охваченны х поднятиями, а такж е и одновременно оканчи­
ваю щимся. Но п оскольку сам факт выработки плоского дна долины, остат­
ками которого явл яю тся террасовы е площ адки, указы вает на сильное
ослабление донной эрозии, свидетельствую щ ее о некотором приближении
продольного профиля к относительно равновесному состоянию , возможная
ош ибка каж ется значительно меньшей, чем в случае сравнения мощностей
аллю вия, если только они не меняю тся очень резко. Тем более это относит­
ся к позднейшим тектоническим деформациям террас. Поэтому метод
построения так назы ваемы х «спектров террас» и вообще изучения их отно­
сительных высот вдоль долины, широко применяемый в настоящ ее время,
следует п ризнать одним из наиболее надеж ны х методов исследования
новейших тектонических движений.
При построении таких «спектров» особо важное значение приобретает
нанесение на них высотного полож ения лож а аллю вия, слагаю щего тер­
расы. Это связано не только с, возможностью сильного искаж ения терра­
совых поверхностей последующими процессами денудации и налож ения
шлейфов склоновы х и пролю виальны х отлож ений, но и с тем, что было
сказано о характере изменений первичной мощности аллю вия. Его постель,
определяемая уровнем дна былых плесов реки, я в л яе тся, по видимому,
более надежным показателем глубины врезания долины на разны х стадиях
ее р азви тия, чем поверхность террас. Конечно, и положение этой постели
подвержено случайны м местным колебаниям , но, к ак мы видели, обуслов­
ливаю щ ие их неровности коренного лож а аллю вия чаще всего не бывают
очень велики.
В связи с этим рационально затронуть еще один вопрос, которого мы
не касались до сих пор. П остель аллю вия в поперечном сечении долины
мы все время рассм атривали к а к почти горизонтальную , хотя и слабо
волнистую поверхность. Ф актически, однако, в ряде случаев ей свой­
ственен то более, то менее резко выраженный поперечный уклон . П ричи­
на такого уклон а коренится в том, что асимметричное расш ирение доли­
ны может протекать п араллельно с продолж аю щ ейся, хотя и в ослаблен't 7 ’Груды И ГП , вып. 135
257.
пых темпах, донной эрозией. В итоге река не только подмывает одни пз
склонов, но 11 врезается все больш е п больш е па глубину. П ри этом на­
клон может быть и неравномерным, ступенчатым, так что единая на первым
взгляд терраса оказы вается как бы суммой многочисленных мелких терра­
совых ступеней. Т акие «сложные» террасы в наиболее ясной форме бывают
выраж ены в горных областях, где не только постель аллю вия, но и поверх­
ность площ адки обнаруж иваю т иногда явственный уклон , хотя лиш ь редко
па ней удается различить частные ступени, отвечающие уступам коренного
лож а х. Н екоторы й односторонний уклон лож а аллю вия и даж е его ступен­
чатость обнаруж иваю т иногда н ш ирокие древнеаллю виальны е террасы
равнинны х рок, соответствующ ие очень длительным стадиям расширения
долин. Т ако ва, наприм ер, неоднократно упом инавш аяся П1 надпоймен­
ная терраса (Х оды нская) р. М осквы. Обширный ее участок в пределах
города занимает отрезок Садового кольца от Зубовской площади до Но­
винского п ереулка. По данным бурения, здесь выделяю тся к а к бы две
ступени, отличаю щ иеся д руг от друга высотным положением и мощностью
ал.лювпя. Ннешняя (приречная) ступень, располагаю щ аяся на-отрезке от
Зубовской площ ади до Смоленской площ ади, характери зуется отметками
лож а аллю вия н а л — 10 м более низким и, чем на внутренней (нагорной)
ступ ен и .
Н аклонность лож а аллю вия может, конечно, приводить к заметным
р азли чи ям в высотном полож ении его на отдельных останцах одной и
той же террасы в зависимости от того, сохранился ли от размыва внутрен­
ний нлп внешний ее кр ай . По избеж ать серьезны х ош ибок в данном случае
не так у ж трудно, если заранее иметь в виду подобную возможность, тем
более, что для долин равнинны х стран пх абсолю тные значения не дости­
гают очень больш их величин по сравнению с высотой самих террас, осо­
бенно более древних. Мы у к азал и на это явление, главны м образом, для
того, чтобы предупредить от иногда наблю даю щ егося увлечения выде­
лением большого числа дробных террасовы х уровней, основанны х па чисто
статистической обработке цифровы х данны х но высотам террасовых пло­
щ адок пли поверхности пх коронных цоколей. В таком случае создается
риск' совершенно необоснованного дробления по сущ еству единых террас
и выделения фактически не сущ ествовавш их многочисленны х самостоя­
тельны х «фаз врезания» в истории долины.
О морфология и строении поим как выражении новейшей
тектоники
Все сказанное в предыдущем разделе целиком относится и к современ­
ным поймам рек. Мало того, при суждении о новейш их движ ениях земной
коры по морфологии пх поверхности и особенностям строения слагающего
пх аллю вия необходима еще больш ая осторож ность. Особенно рискованно
судить о современных п одн яти ях или оп ускан и ях на основании одного
только изменения высоты поймы.
Мы уж е видели, что высота поймы есть преж де всего функция амплиту­
ды сезонных колебаний уровня реки . Это приводит к существенному
различию в высоте поймы одной и той ж е реки в зависимости от ширины
долины. П риведенны е выше данны е показы ваю т, наприм ер, что и узком
1 Как известно, Шашо (Gliapnl, 1924) называл такие «сложные» террасы полигон­
ными, ибо они составлены как бы из суммы разновозрастных ступеней. Вряд ли,
однако, этот термин себя опрандывает, поскольку мы видели в предыдущей главе, чти
и обычные «монотонные» террасы составлены, во сущ еству, вз разновозрастных частей,
если учесть то, что было сказано о стратификации и стратиграфии аллювия. Они,
таким образом, с иомсиыппм правом могут быть названы «полигонными».
268
отрезке долины Оки меж ду К алугой п К оломной пойма достигает высоты
около 11 м, а в ш ирокой долине нпж е Ко.домны до 7 ,7 — 8 м, т. е. меньше на
3 —3,3 м или 27—30% от первоначальной величины. И однако больш ая вы­
сота поймы верхней Оки не может рассм атриваться к а к доказательство
современных относительны х поднятий ее водосбора, равно к а к меньш ая
высота поймы нпж е К оломны не служ ит доказательством новейш их от­
носительны х опусканий территории, примыкаю щ ей к М ещ ерской ни­
зине. Ибо, к ак мы видели, различия в данном случае целиком соответ­
ствуют разнице в ам плитуде сезонных колебаний уровня роки.
Иначе обстоит дело с поймой верхней В олги. Выше г. Щ ербакова более
низкий ее «уровень» по сути дела только и представляю щ ий собой соб­
ственно пойму, имеет ту же высоту, что и пойма в среднем течении В олги,
а именно 8 — 1 0 м над меженным уровнем рекп. Д аж е «верхний уровень»
поймы, являю щ ий ся скорее уж е молодой надпойменной террасой, повышен
всего до 1 0 — 12 м, т. о. на 17—20% по отношению к средней высоте поймы
средней В олги. Р азл и чи я, таким образом, менее резки, чем в приведенном
только что примере р. Оки. Однако есть много оснований допускать мо­
л о д о е,’’возможно длящ ееся п ныне тектоническое поднятие верхнего
П о волж ья. В п ользу такого вывода говорит высокое полож ение постели
ал л ю ви я, в ряде пунктов приподнятого даж е на 1 — 2 м над меженным го­
ризонтом реки. Б л аго д ар я этому в бортах русла часто обнаж ен коренной
цоколь поймы, сложенный либо темными глинами верхней юры, либо лед­
никовой мореной. Выходы этих пород образую т в основании обнажений
ясно выраж енные структурны е ступени с поверхностью , заваленной массой
м елких и крупны х валунов, вымытых пз морены. Подобные же перлювнальны е скопления валунов покры ваю т и многие участки дна русла,
целиком врезанного в коренные породы, что явно свидетельствует о про­
грессирую щ ей донной эрозии реки. В то же время и высота поймы оказы ­
вается здесь пе вполне согласованной с амплитудой сезонных колебаний
у ровн я реки. П оследняя для района г. К али ни н а в среднем за 50-летний
период наблю дений составляет 8,27 м при абсолютном максимуме
в 10,87 м и абсолютном минимуме в 5,5 м. Поэтому здесь далее «нижний
уровень» поймы далеко но ежегодно зали вается и н арастание пойменного
аллю впя на нем почти не идет. Это, по сущ еству, уж е не пойма, а аналог
молодой, только что оформляю щ ейся надпойменной террасы , р азр у ш ае­
мой врезаю щ имся на глубину руслом реки. И только па вогнуты х сторонах
и злучи н ру сл а, за счет накопления молодых прирусловы х отмелей и валов,
идет сейчас формирование новой, более низкой аккум уляти вной поймы,
местами ужо образую щ ей довольно отчетливо выделяю щ иеся, хотя и узкие
еще площ адки.
Н уж но, однако, подчеркнуть, что больш ая высота поймы может свиде­
тельствовать о врезании рекп только в сочетании с высоким полож ением
поверхности коренного лож а ал л ю вп я. Б связи с этим укаж ем , наприм ер,
что согласно исследованиям В. В. Л ам акп н а на рек ах, пересекаю щ их
резко выраж енны е для равнинной местности современные тектонические
поднятия п прогибы, пойма достигает больш ей высоты к а к раз на уч астках
некоторы х прогибов и, наоборот, сниж ается на соседних участках п одн я­
тий. Однако коренное лож е ал л ю ви я в у ч астк ах оп ускани и глубоко
опущено ниж е уровня рекп. Н а соседних участках, где река врезается
в поднятия, коренной цоколь в некоторы х случ аях вскрыт выше
уровня реки.
Приведенные примеры достаточно красноречиво говорят о том, насколь­
ко осторож но следует подходить к истолкованию различий в высотах
пойменных террас к а к п оказателей современных тектонических движ ений.
Не только их темп и ам плитуда, но даж е направленность может быть
вы явлена этим методом только при одновременном обязательном учете
Труды ИГН, вып. 135
259
высоты полож ения лож а современного ал л ю ви я. Очевидно, сказанное
относится в равнон мере и к молодым и потому низким древнеаллю впальным террасам , тем более что в прилож ении к ним становится невозможным
кон троль путем учета данны х по гидрологическом у реж им у реки.
К сож алению , чисто статистическая обработка цифрового значения
высот современных пойм в последнее время довольно ш ироко начала
прим еняться для построения тектонических выводов. Г1 о этой же причине
необходимо в еще больш ей степени предостеречь от слиш ком упрощенного
использования с аналогичны ми целям и ряда деталей морфология поверх­
ности пойм. К райне слож н ая динам ика разви тия последних п тесная за­
висимость облика пойменного рельефа от реж им а реки, количества и со­
става несомых ею наносов, степени подвижности и формы миграции русла,
ш ирины долины и других прихотливо переплетаю щ ихся факторов,
в подавляю щ ем больш инстве случаев исклю чает однозначное решеш е
подобной задачи.
С этой -точки зрения следует подчеркнуть особо то обстоятельство,
что наличие в пределах поймы различны х по высоте участков, даж е отде­
ленных д руг от друга ясно выраж енными уступам и, далеко не всегда
свидетельствует о последовательны х ф азах усиления донной эрозия.
Мало того, есть основания думать, что часто это явлен и е представляет
собой просто итог расш ирения долины и связанного с ним уменьшен!.я
высоты паводков. О возможности такого п роисхож дения «высоких уровней»
поймы было уж е сказан о выше и его н и к ак н ел ьзя упускать из вида.
Только тогда, когда оба «уровня» отличаю тся д руг от друга такж е положе­
нием постели ал л ю ви я, к а к это имеет место по отношению к упоминав­
ш емуся «верхнему уровню» поймы на верхней В олге, можно с достаточной
уверенностью толковать его к а к сам остоятельную террасу, отмечающую
особую стадию врезан и я долины на глуби н у, к а к до некоторой степени
«цикловую террасу», вы раж аясь терминологией С. С. Ш ульца (1934). И то,
по сущ еству говоря, она еще не дает п рава говорить о какой-то временной
остановке поднятий, т. е. об особом «цикле эрозии» в обычном понимании
слова. Напомню в этой связи о «сложности» многих террас даж е в равнин­
ных странах, свидетельствую щ ей о разработке дна долпны одновременно
с п родолж аю щ ихся медленным врезанием реки на глуби н у. 1 1 рп этом,
как мы видели, не всегда возникает равномерно н аклон ная в одну сторону
поверхность лож а ал л ю ви я. В ходе б луж дани я русло неизбежно временами
доляш о передвигаться и в сторону, обратную по отношению к преобладаю­
щему направлению смещ ения, п одрезая уж е сфордшрованное наклонное
дно долины и придавая ему в целом, и постели аллю впя в частности, сту­
пенчатую форму.
Все эти ослож няю щ ие моменты, к сож алению , чащ е всего почти не
учиты ваю тся. Н аоборот, многие исследователи, привы кш ие изучать рельеф
почти исклю чительно с чисто внеш ней, сугубо хюрфо логической стороны
п мало внимания уделяю щ ие строению покровны х пород и вообще геоло­
гии района, нередко склонны чуть не всякий незначительны й уступ на
поверхности террасы или современной пойхш рассм атривать как сви­
детельство особого «цикла эрозии». Иной раз это приводит прямо-таки
к абсурдным построениях!.
Becbxia показательны е примеры подобного рода ошибок представляет
работа С. Ф. Егорова (1932) по хшрфологии долины р. А лдана. Подходя к
выделению террас с соверш енно формальным гипсометрическим критерием,
С. Ф . Е горов только в пределах поймы насчитывает целых 5 террасовых
уровней, отличаю щ ихся д руг от друга по высоте всего на 0 ,5 — 1 м, макси­
мум на 2 м (I терраса 1— 1,5 м относительной высоты, II терраса
2 —3,5 XI, I I I терраса 6 —7 м, IV терраса 9— 10 м, V терраса 11 — 13 м).
Внимательно вчиты ваясь в текст, убеж даеш ься, что 1 и II террасы
26Э
С. Ф . Е горова вместе представляю т не что иное, п ак молодые при­
русловы е отмели, еще не покрытые растительностью . П ри этом 1
терраса — это только наиболее низкие галечннковы е участки отме­
лей, плоские и плотно утрам бованные, что, видимо, связан о попросту
с действием мощного алданского ледохода. Остальные «террасы» являю тся
чаще всего разновозрастны ми сегментами поймы, естественно отделяю ­
щимися д руг от друга уступам и в месте сочленения по ш ву, образованном у
примыканием старинной лож бины , окаймляю щ ей более молодой сегмент,
к более древнему, в которы й была врезана дуга брошенного меандра.
Кроме этого, в качестве особых «террас» выделены и просто наиболее вы­
сокие пойменные гривы . Автор об наруж ивает тем самым полное непони­
мание динамики разви тия поймы и происхож дения всех разнообразны х
элементов се рельефа К
Нередко п р и х о д и тся встречать в л и тер ату р е п редставлен и я о недавнем
врезании русла вместе с прирусловы ми отмелями в ранее сплошную по­
верхность поймы: С этим «опусканием» и ногда пытаются связать даже
обмеление боковых протоков. В ряд ли требуется после всего предшест­
вующего и злож ен и я доказы вать крайню ю наивность подобных представ­
лений.
К сож алению , глубоко ошибочное мнение о том, что речные русла
врезаны в поймах уж е после формирования поверхности последних и
являю тся свидетелями недавнего «оживления эрозии», имеет не такое
у ж малое распространение. Оно не чуждо ряд у крупны х ученых. Так,
наприм ер, С. С. Соболев в статье, посвящ енной очерку развития учения
о пойме (1935), именно так объясняет происхож дение современных русел,
связы вая ого с окончанием послеледникового «ксеротермического пе­
риода» и увеличением расхода рек.
И так, изменения высоты поймы и морфологии ее поверхности сами по
себе, без одновременного учета особенностей гидрологического реж има ре­
ки на разны х о трезках течения и в особенности без знания высотного по­
лож ения постели слагаю щ его ее аллю вия, не могут еще служ ить надеж ­
ным основанием для суж дения о новейш их дифференциальных движ ениях
земной коры . Только там, где лож е аллю вия в пределах современного
меандрового пояса, или хотя бы в пределах более древних участков поймы,
располагается выше средних отметок дна плесов нынешнего русл а, можно
с больш им правом допускать возможность новейш их поднятий и врезания
рекп на глубину даж е вне зависимости от остальны х фактов. Там, где
.ложе аллю вия, наоборот, опущено на значительном отрезке долины за­
метно ниж е средних отметок дна плесов, можно утверж дать об избыточной
акку м у л яц и и аллю впя в недавнем прош лом, что явл яется одним пз наи­
более сущ ественных призн аков, говорящ их в п ользу новейш их относи­
тельных оп ускани й . Но и при этом требуется контроль со стороны других
фактов, среди которы х наиболее важными следует считать одновременное
и однозначное изменение высоты лож а аллю вия и в пойме п на всех древне­
аллю виальны х террасах, сопровож даю щ их долину. Н екоторое значение
имеют такж е особенности строения аллю вия, слагающего пойму, в част­
ности полож ение границы руслового и пойменного горизонтов в более
древних ее сегментах. Этот последний п ри зн ак , однако, требует осторож ­
ного и столкован и я, на чем надо остановиться особо.
1 Надо сказать, что па Алдане, как и па многих других реках Восточной Сибири,
процесс разпнтия поймы, ипдимо, еще более осложнен, чем на реках Русской равнины.
Такое предположение приходится сделать, имея в виду особенности режима реки
(чередование паводков резко различной высоты), большой роли разрушительной
рюоты крайне мощных ледоходов и часто образую щ ихся ледяных и лесных заторов,
не имеющих существенного значения па русских реках.
261
Мы видели, что песчаный кар кас поймы слагается русловыми фациями
и отлож ениями прирусловы х валов. П оверхность этого кар к аса, яв л яю ­
щ аяся постелью покровного пойменного горизонта, очевидно, в норме
долж на располагаться выше меженного уровня реки. Превышение постели
покровного горизонта над меженью для разны х рек различно уж е в силу
особенностей их реж им а. Д ля больш инства крупны х рек и вообще для рек,
несущ их много донных наносов, к а к мы видели, свойственны высокие
прирусловы е отмели и мощные прирусловы е валы . К онтакт основного и
покровного горизонтов аллю вия располагается здесь поэтому значительно
выше уровня меж ени. Н аоборот, на рек ах, бедных влекомыми наносами
и отличаю щ ихся больш ой мутностью и мощным осаждением на пойме
наносов -взвешенных,
этот кон такт,
как
правило, располагается
гораздо ниж е. С ледовательно, к разны м случаям надо и подходить с
разной меркой.
Мало того, на одной и той же реке эти соотношения меняю тся. С одной
стороны, н а'р а зн ы х отрезках долины может быть существенно различным
режим наносов. Это было п оказано выше на примере р. Оки, в районе
Р язан и и. С пасска имеющей пойму с мощным суглинистым покровом,
сильно уменьш аю щ имся ниж е устья М окши за счет увеличения роли
русловы х песков в строении береговых обнаж ений. С другой стороны,
даж е в пределах одного и того же отрезка долины постель покровного
горизонта поймы очень волниста, ибо она повторяет неровности первичного
аккум уляти вного рельефа, резко повы ш аясь на гри вах и понижаясь
в м еж гривны х лож бин ах. А мплитуда так и х колебаний достигает в иных
сл у ч аях 2—5 м по вертикали и даж е более. П ри крупногрнвпстом рельефе,
свойственном, наприм ер, волж ской пойме, это приводит к тому, что в се­
чениях лож бин на протяж ении 1 ,5 —3 сотен метров контакт обоих гори­
зонтов может располагаться всего на 1— 1,5 м над меженью, а в сечениях
грив, такж е на значительном протяж ении, он леж ит на 5 —7 м над меженью
(см. фиг. 54). Эти колебан и я, конечно, ни в какой мере не говорят о -де­
формации поймы новейшими тектоническими движ ениям и или о колеба­
н иях базиса эрозии, к ак думает Н . И . П лю снин (1936, 1938) в приложении
к В олго-А хтубинской пойме.
П оложение постели пойменного горизонта только в некоторы х случа­
я х может быть принято за показатель недавних движ ений земной коры
или базиса эрозии. Т ак , если пойменный горизонт оказы вается опущен­
ным ниж е уровня межени, т. е. уходит под урез реки, не замещ аясь фациально старинными отлож ениям и х, становится ясны м, что имело место
относительное повышение продольного профиля потока, равносильное
опусканиям страны или поднятию базиса эрозии. Особенно показательны
те случаи, когда под воду уходят отлож ения, содерж ащ ие палеонтологи­
ческие или археологические остатки, явно располагавш иеся первоначаль­
но в услови ях лиш ь временного затопления в паводок. Т ак обстоит дело
кое-где на Д ону, где некоторые стоянки древнего человека частично за­
легают ныне почти на уровне или даж е ниж е уровня реки (Громов, 1948;
Ефименко, 1934; М ирчинк, 1933).
С другой стороны, В. В. Л ам акн и справедливо указы вает, напри­
мер, что резкий подъем постели пойменного аллю вия на отдельных
отрезках долины реки, где она приближ ается к поверхности поймы,
леж ащ ей на уровне высоких паводков, можно рассм атривать к ак один нз
п ризн аков происходящ его здесь врезания русла па глубину. Однако по­
добный вывод имеет силу лиш ь п остольку, поскольку он не протнвс1 В отношении
их относительного
движений.
262
старинных фаций мы уж е указывали на то, что степень
развития сама по себе не есть признак тектонических
речит всем остальным фактам и не опирается на ан али з положения
контакта русловы х п поименных отлож ений к ак на единственный и
реш ающий критерий.
ЗА К Л Ю Ч Е Н И Е
В заклю чение попытаемся оценить предлагаемую вниманию читателя
работу с точки зрения степени разработки отдельных вопросов и п р ав и л ь­
ности основных методических посы лок. П онятно, что для самого автора
это явл яется задачей весьма слож ной, ибо требует возможно более кри ти ­
ческого и объективного подхода к своим собственным установкам . Но
в то же время сделать это соверш енно необходимо, так к ак только в таком
случае можно верно наметить дальнейш ие пути исследования проблемы,
поставленной мною и реш енной пока лиш ь частично.
П реж де всего, за основу всех моих построений я п рин ял наблюдения
над современными процессами и притом только над таким и, скорость ко­
торых достаточно вели ка, чтобы их течение могло поддаться непосред­
ственной оценке одним наблю дателем или быть подмечено несколькими
поколениями людей. В данном случае это были процессы движения вод­
ного потока, его динамика н реж им, процессы движ ения и пероотложения
несомых нм ианосов, изменения конф игурации и полож ения в плане
речного русла. Я намеренно отвлекся вначале от влияни я гораздо медлен­
нее протекаю щ их геологических явлен и й, в том числе и столь важных
ф акторов, к ак вековые изменения кли м ата и движ ения земной коры,
п о л агая, что, и збрав такой путь, можно будет затем более объективно
подойти к выяснению их роли в формировании ал л ю ви я. Этот подход
позволил вы явить осйЬвные законом ерности строения аллю вия, верно
истолковать причины его фациальной дифференциации, характерны е
взаимоотнош ения отдельных фа1щй в разрезе аллю виальной свиты
п причины особенностей строения различны х географических типов
ал л ю в и я .
Но теперь надо ясно отдать себе отчет: все ли сделано в этом отношении,
все ли стороны явлен и я в долж ной мере учтены, все ли возможности науч­
ной методики использованы и все ли вопросы в связи с этим решены до
конца? Н а это приходится ответить отрицательно. Ведь, по сущ еству го­
воря, я огран и чи лся, главны м образом, анализом внешней, морфологи­
ческой стороны явлен и й. Более или менее полно были использованы только
наблю дения над динамикой п режимом водных потоков. Н епосредственных
точных цифровых данны х по темпу перестройки дна долпны блуждаю щ им
руслом, по темпу отлож ения осадков и пх составу в разны х частях одной
п той же поймы, на поймах разны х рек, отличаю щ ихся по пх реж иму и
физико-географической обстановке бассейна, было в моем распоряж ении
крайне м ало. Д аж е отлож ение русловы х осадков, изучавш ееся подробнее
всего гидрологам и, охарактеризовано с точки зрения динамики процесса
далеко не полно. В еще больш ей море это относится к осадкам пойменным
п старинным. Иными словами, мною лиш ь в ограниченной мере был при­
менен метод непосредственного наблю дения над ходом геологических про­
цессов п почти вовсе не использован сравнителы ю -лнтологпческнй метод
исследования в ш ироком значении этого слова. Тем самым я смог подойти
п к ан ал и зу строения современного аллю впя в основном с внешней морфо­
логической стороны, не у гл у б л я ясь в область его литологии. В итоге мне
удалось вы делить главны е фации и типы аллю вия и вы явить пх взаимо­
отнош ения, я бы ск азал , лиш ь в первом приближ ении. Это не позволило
выяснить с ж елаемой полнотой влияние кли м ата, физико-географической
обстановки бассейна в целом и его геологического строения на состав и
мощность аллю виальной толш п. Не удалось, в особенности для аллю вия
263
малы х рек, найти те решающие п ризн аки, которые могли бы служить
вполне надежными критериям и при палеогеограф ических, в особенно­
сти палеоклим атологических реконструкц иях.
Н екоторая ограниченность подхода к проблеме в этой ее части дикто­
валась необходимостью, ибо я не имел в своих р у к ах достаточно надеж­
ной теоретической схемы, которая помогла бы направить углубленное
лит о логическое исследование в правильное русло. Теперь так ая схема
имеется. И одной нз дальнейш их задач в изучении аллю впя следует по-*
этому считать к а к раз всестороннее исследование его литологии путем
целеустремленного сбора фактического м атери ала пз разны х фаций н
разны х географ ических его типов. П арал л ел ьн о с этим необходима поста­
новка стационарны х наблю дений над ходом осадкообразования в совре­
менных ру сл ах и на современных пойм ах. Т олько тогда те вопросы,
которые мною поставлены , но не выяснены до конца, смогут получить
действительно однозначное реш ение.
В торая особенность данной работы тесно связан а с только что разоб­
ранной принципиальной ее установкой. Именно, наибольш ее внимание
в ней уделено современному аллю вию . П освящ енные ему главы отличают­
ся и наибольш ей полнотой и наибольш ей разработанностью . Это также
оправдало себя, ибо позволило получить надеж ны й сравнительны й эталон
при суж дении о причинах особенностей строения некоторы х древнеаллювпальны х евпт. Б ез введения так и х понятии, к а к нормальны й разрез
н норм альная мощность ал л ю ви я, наприм ер, невозможно было бы подой­
ти к оценке роли вековы х колебаний клим ата и движ ений земной коры
на строение аллю вия так , к а к это сделано, н критически оценить существу­
ющие на этот счет точки зрен и я. Но в этом подходе есть и свои слабые
стороны. Необходимо поэтому в дальнейш ем большое внимание уделить
именно древним свитам и не только пх морфологии, т. е. простому соотно­
шению отдельны х круп н ы х фаций в разрезе, но и внимательному изучению
литологии и палеонтологии этих свит. В частности, это больше всего по­
может выявлению зависимости строения аллю впя от изменений климата
и движ ений земной коры , ибо современный аллю вий не может дать исчер­
пывающего м атериала для реш ения подобных вопросов, хотя его изучение
и в этом отношении крайн е важ но. Н адо прямо п ризн ать, что главы,
посвященные к ак раз этим вопросам, обоснованы фактически меньше дру­
гих. Менее определенны поэтому и сделанные в них теоретические и осо­
бенно методические выводы. Д л я того, чтобы преодолеть эти недостатки,
необходимо, однако, произвести сравнительны й ан ал и з огромного
описательного м атери ала, накопленного при съемочных и буровы х работах
в самых различны х концах СССР. Необходима кри ти ческая переоценка
этого м атериала с точки зрения выясненны х мною закономерностей и по­
полнение его новыми наблю дениями, ибо старые описания сплош ь и рядом
оказы ваю тся слиш ком схематичными, случайными, а норою дефектными.
Иными словами, необходим сводный региональны й обзор четвертичного,
а подчас и более древнего аллю вия для громадной территории, что
естественно долж но быть продолж ением данной работы, дающей для этого
лиш ь кан ву.
Т ретья особенность настоящ ей работы, определяем ая имевшимся
в моем распоряж ен и и материалом , состоит в t o x i , ч т о в ней рассматривают­
ся почти исклю чительно аллю виальны е отлож ения равнинны х стран.
Мало того, приш лось оставить вовсе в стороне даж е некоторые пх типы,
несомненно, отличаю щ иеся рядом своеобразны х п ризн аков, к ак то от­
лож ения рек субполярны х стран н вообще областей с ш ироким развитием
вечной мерзлоты и суровым, холодным континентальны м климатом или
рек тропической зоны. Слиш ком мало вним ания, пож алуй , уделено также
аллю вию малы х рек, особенности которого разобраны лишь в общих
2И4
чертах без детального ан ал и за конкретны х разрезов. П равд а, эта одно­
сторонность настоящ его исследования не помеш ала вы яснить ряд важных
общ их закономерностей, ибо аллю вий равнинны х рек средних шпрот
отличается достаточным разнообразием и хорошим развитием всех основ­
ных фаций. Н о, конечно, на этом останавливаться н ел ьзя. Необходимо
преж де всего подвергнуть детальному изучению аллю вий горны й, имеющий
больш ой практический интерес в силу приуроченности к нему россыпных
месторождений. В этом отношении много сделано уж е 10. А. Билибины м
(1948), но многое еще и остается сделать. П ри этом, нескольку горный аллю ­
вий слабо дифференцирован ф ацнально, его изучение требует в первую
очередь углубленного исследования процесса формирования русла гор­
ных потоков н .о тл ож ен и я ими русловы х наносов. Д аж е с чисто гидроло­
гической точки зрения эта сторона вопроса разработана гораздо слабее,
чем для рек равнинны х. Д алее, здесь уж е нельзя ограничиться столь об­
щей схемой, к ак это было сделано выше, но с самого н ачала необходимо
применить детальные литологические методы. В еще больш ей мере, по­
жалую , это касается аллю вия балочного, являю щ егося к а к бы пром еж у­
точным звеном между аллю вием, с одной стороны, делювием и пролювием,
с другой стороны.
Я вы нужден был так ж е ограничиться изучением почти исклю чительно
ал л ю ви я, формирую щ егося в пределах четко оформленных речных долин.
А ллю виально-озерны м свитам обш ирных аллю виальны х равнин, имеющих
особое значение для понимания формирования многих угленосных свит,
были посвящ ены, по сущ еству говоря, лиш ь некоторые попутные заме­
ч ан и я. Их изучение, несомненно, может составить предмет специального
крупного исследования, вехи которого поможет, надеюсь, наметить
н астоящ ая работа. То же касается речных дельт, пролю вия и других гр а­
ничных с аллю вием генетических типов.
Т аким образом, предлагаем ая работа может рассм атриваться лишь
к ак одна из первых ступеней в изучении столь сложного объекта, каким
яв л яю тся аллю виальны е отлож ен и я. Н есмотря на это, она позволила мне
с иных позиций подойти и критически переоценить ие только ряд чисто
теоретических вопросов, но и сделать важ ны е, с моей точки зрен и я, выводы
в области научно-методической, в частности в отношении методики
изучения молодых движ ений земной коры и стратиграф ических сопо­
ставлений. Вполне сознавая несоверш енство некоторы х пз написанны х
гл ав, их неоднородность в отношении обоснованности и определенности
всех выводов, я все же имею смелость думать, что мой труд не пропал
даром п что мне удалось в основном справиться с поставленной в начале’
работы задачей.
Х очется еще вы разить надеж ду, что настоящ ая работа послуж ит про­
буждению интереса к разработке учения о ф ациях континентальны х
осадочных образований в целом. П а примере аллю вия я стремился по­
казать , насколько н азрела эта проблема и к а к мало по сущ еству сделано
для ее реш ения. Я стремился п оказать, к каким совершенно неправильным
выводам и ош ибкам, порою имеющим большое принципиальное значение,
приводит непонимание хода н акопления континентальны х осадков, а тем
самым п произвольное толкование особенностей строения слож енны х пмп
формаций. Это в равной мере касается и других генетических типов и их
сочетаний в разрезе и в плане. Именно поэтому и свою работу я мыслил
как гл ав у пз учения о ф ациях, за которойдолж ны последовать новые главы,
разработка которы х, конечно, не под силу одному человеку, а требует
коллективного труда многих лиц.
265
ЛИТЕРАТУРА
Алехин
В. В. Наши поемные луга. М., 1925.
А п о л л о н Б. А. Водный баланс Каспийского моря п возможные его изменения.
Центр, ннет. экспер. гпдротехп. н мелиор., 1935, нып. 2.
А ф а н а с ь е в Т. П. Четвертичные отложения долины Волги м еж ду Козьмодемьян­
ском и Чебоксарами. Б ю л л . Комиссии по и з у ч . четверт. периода Академии Наук
СССР, 1948, Л» 13.
Б а р а н о в с к а я
3. М. О генетических типах речных стариц. Землеведение,
1937, 39, нЫп . 2.
Батурин
В. 17. Физико-географические условия века продуктивной толщи.
Тр. А зерб. пефт. нссл. вист., 1931, вып. 1.
^
Б а т у р и н В.- П. Палеогеография по терригениым компонентам. Баку — Москва,
1937.
Б е л о с т о д к и й И. Наблюдения над знаками ряби. Изв. Всес. гсогр. общ.,
1940, № 2. •
Б е р г Л. С. Очерки по истории русских географических открытий. Изд. Акад.
Н аук СССР, 1946. 2 -и зд ., 1949.
Б и л и б и и -10. А. Основы геологии россыпей. М .— Л ., 1938.
Б л и з и я и Е. В. и П о л я к о и Б. Б. Инженерная гидрология. М.— Л ., 1939.
Б '6 р з о и А. А. К вопросу об асимметрии междуречных плато. С.борн. в честь
75-летпя проф. Д . Н. Анучина. М., 1913.
Б р о н з о в А. Я. Типы лугов по р. Мологе. Тр. Гос. лугов, инст. им.Вильямса,
1927, вып. 1.
Б э р К. Почему у наших рек, текущих иа север или на юг, правый берег высок,
а левый низмен. Морской сборник, 1857, кн. 1 и 1858. кп. 5.
Б э р К. Kaspische Studien (Исследование К аспия). B u ll. Acad. Sci. de SP b ., 1860.
В а л ь т е р Г. и А л е х и н В. Основы ботанической географии. М., 1936.
В е л и к а н о в М. А. Динамика русловых потоков. М .— Л ., 1946.
Вел иканов
М. А. Гидрология суш и. Изд. 4-е, 1948.
Вильямс
В. Р. Почвоведение, вып. 3. М., 1919.
Вильямс
В. Р. Почвоведение. Общее земледелие с основами почвоведения.
Изд. 3-е, М., 1939.
В о е й к о в А. И. Климаты земного шара, л особенности России. СПб., 1884.
Высоцкий
Г. Н. О гидрологическом и метеорологическом влиянии лесов.
М., 1938.
Г а е л ь А. Г. Пески Нижнего Дона. Тр. по леон, п опытн. делу Центр, опытн. леев,
станц., 1929, вып. 4.
Г е р а с и м о в И. П. Основные черты развития современной поверхности Турана.
Инст. географии Акад. П аук СССР, 1937, вып. 25.
Г е р а с и м о в И. II. и М а р к о в К. К. Ледниковый период на территории
СССР.. Тр. Инст. географии Акад. Паук СССР, 1939, нып. 33.
Г о ж е 1Г А. А. Типы пескоп области Ср. Дона и пх хозяйственное использование.
Тр. по леей, и опытн. делу Центр, опытн. леей, станц., 1929, вып. 3.
Г о р с ц к и п Г. И. Об одном способе палеогеографических реконструкций неко­
торых элементов пойменного ландшафта. Вопросы географии, 1947, сб. 3.
Г о р о д ц о и В. А. К вопросу об установлении натурального масштаба времени
по аллювиальным отложениям в долинах рек Окской системы. Тр. Сскц. архенл.
н.-иссл. инст. археол. и искусстпози., 1928, нып. 2.
Г р о м о и В. И. Итоги изучения четвертичных млекопитающих и человека на тер­
ритории СССР. Мат. по четверт. периоду СССР. Изд. ГГУ, Л .— М., 1936.
Г р о м о н В. И. Палеогеографическое и археологическое обоснованно стратигра­
фии континентальных отложений четвертичного периода па территории СССР
(млекопитающие, палеолит). Тр. Инст. геол. паук Акад. П аук СССР,'геол. сер.,
1948, вып. 64.
Г р о с с о т Г. Э. Некоторые соображ ения относительно генезиса растительности
и почв Восточной Европы. Землеведение, 1933, 35, вып. 4.
Г р о с с е т Р. Э. О пограничном горизонте пойм как попом доказательстве суще­
ствования суббореального ксеротермического периода. Землеведение, 1937, 31),
выл . 2 .
Д а п ь ш и н Б. М.
Геологическое строение Московской области. Тр. Всес. вист,
мвн. сырья и Моск. геол. треста, 1936, вып. 105/18.
Д а н ь ш п п Б. М.
Геологическое строение и полезные ископаемые Москвы в се
окрестностей. Изд. Моек. общ. испыт. природы, 1947.
Д и к IE Е. О рельефе песчаных террас. Землеведение, 1937, 39, вып. 3.
Д м и т р и е в А. М. Луга Х олм оп рского района. Изд. СПб. собрания сельск. хоз.,
СПб., 1904.
Д о к т у р о в с к п й В. С. Новые данные о межледниковой флоре СССР. Бюлл.
Моск. общ. нопыт. природы, отд. геол ., 1931, 9- вып. 1— 2.
266
Д о к v ч а о d В. В. Способы образования речных долин Европейской России.
СПб., 1878.
.
Д о к у ч а е в В. В. Овражный аллювий Новых Сенжар Полтавского уезда. Вестн.
естеотвозн., 1890, № 6 .
Д р ю ч с н к о М. И. Роль леса в борьбе с эрозией почв. В кн.: Борьба с эрозией
почв в СССР. Мат. I Всссоюзн. совещания но борьбе с эрозией почв. Изд. Акад.
Н аук СССР, М.— Л ., 1938.
Д у б а х А. Д . Влияние размещения леса на водосборе рек на весенние паводки.
Мстеорол. и гидрол., 1936, № 9.
Е г о р о в С. ср.' Материалы по морфологии долины р. Алдана на участке от г. Томмота до устья р. Учура. Тр. Географ, инст. Акад. Н аук СССР, 1932, вып. 2.
Е л е н е в с к и й Р. А. Окские луга. Перспективы мелиорации основных типов
кормовой площади на фоне генезиса долины р. Оки. М., 1924.
Е л е и е в с к т: й Р. А. Некоторые данные о пойме р. Белой. Х оз. Башкирии, 1926.
Е л е п е в с к и.й Р. А. (1). Поймы крупных рек по данным экспедиции но изучению
пойм. Тр. Совещ. по вопросам лугов, и опытп. луговодства; Тр. Совещ. геоботаников-луговодов 17— 22 марта 1927 г .,
вып. 1. Изд. Гос. лугов, нпст. им. Виль­
ямса, Дмитров, 1927.
Е л с н е и с к и й Р. А. (2). Роль наносов в ж изни поймы. Бюлл. почвоведа, 1927,
№ 3— 4.
Е л е # е п с к п й Р. А. Пойма р. Суры от истоков до г. Пензы. Изв. Гос. лугов,
нпст. им. Вильямса, 1929, выи. 2.
Е л е н е п с к и й Р. А. Типы пойм СССР. Тр. Инст. болотп. х о з., 1935.
Е л е и е в с к и й Р. А. (1). Вопросы изучения и освоения пойм. Изд. Всес. Акад.
с.-х . паук им. Ленина, М., 1936.
Е л е и е в с к н й Р. А. (2). Пойма р. Оки в пределах Московской обл. Уч. зап.
Горьк. гос. .унии., 1936, вып. 5.
Е л е и е в с к п й Р. А. (3). К вопросу о происхождении
лугов. Уч. зап. Горьк.
гос. уиив., 1936, вып. 5.
Е л с и е н с к и е - Р. А. и Е. В. Тстерсвская пойма на фоне Диепровско-Прппятьского пойменного ландшафта. Гос. лугов, инст. им. Вильямса и Полесская
обл. опытн. станн. им. Засухипа, отд. полеводства, 1927, вып. 14/28.
F, л е и е в с к н е Р. А. и Е. В. Геоботанический очерк заливных лугов Козаронпчекой поймы р. Днепра. Изд. Козаровпчск. опытно-мелиорат. лугоп. станц.,
Киев, 1928.
Е ф и м е и к о Г1. П. Жилище времени бронзы, открытое на пойме р. Дона в окрест­
ностях Костсиок. Пробл. истории докаппталнетич. общ., 1934, Л» 5.
Е ф и м е н к о П. П. Первобытное общество. Очерки по истории палеолитического
времени. Изд. 2-е, JL, 1938.
Ж е м ч у ж н и ков
Ю.
А.
Типы косой слоистости осадочных образований и
инструкция для их изучения. Изв. Географ, инст., 1923, № 4.
Ж е м ч у ж и и к о в 10. А. Тип косой слоистости как критерий генезиса осадков.
Зап. Ленингр. горн, инст., 1926, вып. 7.
Ж у к о в М. М. Плиоценовая и четвертичная история севера Прикаспийской впа­
дины. Пробл. Зап. К азахстана, т. 2. Изд. Акад. Н аук СССР, М.— Л ., 1945.
3 а й к о в В. Д . Гидрология Заволж ья. Сб. Нижневолгопроскта, вып. 4, М., 1935.
З е м л я к о в Б. Ф. О послеледниковых колебаниях климата п их значении в ар­
хеологии. Пробл. истории докаппталнетич. общ ., 1934, А!- 2.
К с л л е р м а и В. Бризы па Волге у Саратова. Мстеорол. и гпдрол., 1936, А4 9.
Косая слоистость и се геологическая интерпретация. Сб. статей под ред. 10. А. Жсмчужнпкопа. Тр. Всес. ипст. мин. сырья, 1940, вып. 163.
К р а ш е н и н п и к о в Г. ср. Стратиграфия угленосной толщи Коркинского буро­
угольного месторождения. Сб. Мат. по литологии. Изд. Моск. общ. пепыт. при­
роды, М., 1946.
К у ш е в С. Д. Геоморфология долины нижнего течения Ипжн. Тунгуски. Тр.
Геоморф. ипст. Акад. Н аук СССР, сер. геоморфологии., 1934, вып. 11.
Л а м а
к и
нВ.
В.Об остаточпо-речпых и вообще об остаточных поверхностн
отлож ениях. Изв. Акад. Н аук СССР, сер. геол., 1943, А1 2.
Л а м а к и и В. В. Псрлювиальные отложения на Печоре. Изв. Акад. Н аук СССР,
сер. геол., 1944, Ai 6 .
Л а м а к и п В. В. О дпиампчеекпх особенностях аллювиальных отложений. Докл.
Акад. Н аук СССР, 1947, 7, А» 1.
Л а м а к п и В. В. (1). О понимании и терминологии остаточных отложений. Бюлл.
Ком. но пзуч. четпертичп. периода Акад. Н аук СССР, 1948, А; 11.
Л а м а
к и
IIВ.
В.(2). Динамические фазы речных долин и аллювиальных от
жений. Землеведение, 1948, 2 (42).
Л а м а
к и
иВ.
В.О динамической классификации речных отложений. Земле
дение, 1950, 3 (43).
Л е в а к о в с к п й И. О причинах различия в форме речных долин. Тр. Харьк.
общ. естеств., 1871, 8 .
267
Л е л я п с к п й Н. С. О речных течениях н формировании речного русла. 'Гр.
2-го съезда ииж.-гпдротсхн. d 1893 г. СПб., 1893. То я;е: сб. «Вопр. гидротехники
свободных рек», Изд. Мни. речи, флота СССР, М., 1948.
Л и ч к о в Б. Л. (1). Некоторые черты геоморфологии Европейской части СССР.
Тр. Г'еоморф. пнет. Акад. Н аук СССР, 1931, вып. 1.
Л н ч к о в Б. Л. (2). О древнем оледенении и великих аллювиальных равнинах.
Зап. Гос. гидрол. пнет., 1931, 4.
Л и ч к о в, Б. JI. Геосинклинали и великие наземные аллювиальные равнины.
Изв. Акад.
Н аук СССР, отд. ест. пмат. наук, 1932, 8 , Дг 7.
Л п ч к о в Б: Л. Об эпирогенических движениях земной коры на Русской равнине.
Тр. Геоморф. нпст. Акад. Н аук СССР, 1934, вып. 10.
Л п ч к о в Б.
Л. О поясах полесий н происхождении рельефа Русской равнины.
Изв. Акад.
Наук СССР, сер. геогр. п гсофпз., 1944, 8 , ,Y; 1.
Л о п а т и н Г.' В. Твердый сток рек СССР как показатель эрозионной деятельно­
сти поверхностных вод. Тр. по гидрологии, вып. 2. Изд. Гос. геогр.-экон. пнет.
Л ГУ, 1939.
.! о п а т и п Г. В. Эрозия и сток наносов в Европейской части СССР н на Северном
Кавказе. Изв. Всес. геогр. общ ., 1949, 81, вып. 5.
Л о с п е в с К и й А. И. Лабораторное исследование процессов образования пере­
катов. Тр.- Центр, научпо-иссл. нпст. води, транспорта, 1934, вып. 8 6 .
Л о с i е в с ь к и й О. I. Основш факторп, що внзначатоть режим перекат'т, i роль
" i'x в умовах частково зарегульоваппого стоку. П рац '1 Уш в. волн, господ., 1937,
вип. 1 0 ..
Л о с п е в с к и й А. И. Борьба с перекатами путем применения «наносоуправляющнх» сооружений. М., 1940.
Л о х т и н В. 'М. О механизме речного русла. СПб., 1897. То же: сб. «Вопросы гидро­
техники свободных рек», М., 1948.
Л ь в о в и ч М. И. Опыт классификации рек СССР. Тр. Гос. гндрол. инет., 1938,
вып. 6 .
Л ь в о в и ч М. И. Элементы водного режима рек земного шара. Гос. гидрол. нпст.;
Тр. н.-иссл. у ч р еж д ., сер. 4. Гидрология суш и, вып. 18. Свердловск, 1945.
.'I я й э л л ь Ч. Основные начала геологии, т. 1— 2; М., 1866.
М а з а р о в и ч А. Н. Стратиграфия четвертичных отложений Среднего Поволжья.
Тр. ком. по изуч. четверт. периода Акад. Н аук СССР. 1935, 4, вып. 2.
М а к е е в П. С. К вопросу об образовании речных аккумулятивных террас. Изв.
Всес. геогр. общ ., 1941, 73, Д» 2.
М а к с и м о в и ч Г. А. Происхож дение аккумулятивного комплекса речных тер­
рас. Докл: Акад. Н аук СССР, 1941, 30, Л» 6 .
Ма шк е в
и ч О. Т. и А п о л л о в Б. А. Гидрология рек (потамологня).Гид­
рология, ч. I. Под ред. Б.' В. Полякова. М., 1940.
Ми р чи п
к Г. Ф. Соотношение четвертичных континентальных отложений Кав­
каза и Русской равнины. Пзв. Ассоц. н.-пссл. iiiict . Физмата I МГУ, 1929, 2,
вып. 3 ^ 4 .
М и р ч н н к Г. Ф. On the determ ination of the southern boundary of the glacier
of the W urm ian tim e.(Об определении южной границы ледника шормского времени).
Бюлл. Ком. по нзуч. четверт. периода Акад. Н аук СССР, 1930, А» 2.
М и р ч п и к Г. Ф. Новые данные о межледниковых отлож ениях риссшормского
времени. Бюлл. Моск. общ. испЫт. природы, 1931, 9 (3— 4).
М п р ч и п к Г. Ф. Эпейрогенические колебания Европейской части СССР в течение
четвертичного периода. Тр. 2-й конф. ассоц. по изуч. четверт. периода Европы,
1933, вып. 2.
М и р ч и и к Г. Ф. Четвертичная история долины Волги выше Мологи. Тр. Комис­
сии но изуч. четверт. периода Акад. Н аук СССР, 1935, 4, вып. 2.
М п р ч н н к Г. Ф. (1). Корреляция континентальных четвертичных отложении
Русской равнины и соответствующих отложений Кавказа и Понто-Касппя. Мат.
по четверт. периоду СССР. Изд. ГГУ, JI.— М., 1936.
М н р ч п п к Г. Ф. (2). О четвертичном орогенезе и эпейрогенезе на территории
СССР. Мат. по четверт. периоду СССР. Изд. ГГУ, Л .— М., 1936.
М и р ч и н к Г. Ф. Современный аллювий равнин и его геологическая история.
Бюлл. ком. по изуч. четверт. периода Акад. Н аук СССР, 1947, Д! И .
51 о с к в и т и и А. И. Новое о Лихвннском обиаженпи. Бюлл. Моск. общ. пспыт.
природы, отд. геол. 1931, 9 (1— 2).
М о с к в и т и н А. И. Террасы р. Оки у г. Лнхвнна. Нзп. Моск. геол.-разв. треста,
1934, 2, вып. 4.
М о с к в и т п н А. И. О шормской эпохе в Европейской части СССР, Вести. Акад.
Н аук СССР, 1928, Д» 12.
М о ж а р о в с к и й Б. А. Геологическое и гидрогеологическое описание створов
плотин, проектируемых на Н. Волге. Тр. Н.-нссл. инет. геологии Саратовск.
гос. унпв., 1936, 1, вып. 1.
268
М о р л u п и о d А. И. Строение поймы р. Тпхвннкн у д. Фишевпцы. Нэп. Всес.
геол.-разв. объед., 1932, 51, пын. 6 Л
М у р а т о в М. В.
п
Г в о з д о ц к п й Н. А.Наблюдения над современными гео­
морфологическими процессами в бассейне р. Хасаут и Эшкакон (Сев. Кавказ).
Бюлл. ком. по нзуч. четверт. периода Акад. Наук СССР, 1948, № 12.
М у ш к с т о в И. В. Физическая геология, т. 2. Денудационные процессы. Изд.
3-е, М.— Л ., 1926.
II а л и в к и н Д . В. Учение о фациях. Условия образования осадков. Изд. 2-е,
Л ,— М., 1933.
Н и к и т и н С. Н. Заметка об употреблении терминов дилювий, аллювий и элювий.
СПб., 1883.
II н к и т и н С. Н. Общая геологическая карта России, лист 56. Тр. Геол. ком.,
1884, 1, XL' 2,
II i i к н т и н С. IT. Бассейн Окп. Тр. Экспед. для псслед. источи, глапп. рек Европ.
России. СПб., 1895.
II н к и т и н ' G. II. Долина р. Суры выше и ниже г. Пензы и ее вековые и совре­
менные изменения. Изв. Геол. К ом., 1900, 19, XL 25.
II н к о л а е в Н. И. Плиоценовые и четвертичные отложения сыртовой части З а ­
волжья. Тр. Ком. по изуч. четверт. периода Акад. Н аук СССР, 1935, 4, вып. 2.
II и к о л а е в Н-. И. Генетические типы новейших континентальных отложений.
Бюлл. Моск. общ. испыт. природы, отд. геол., 1946, 21 (4).
II и К*о л а е в II. И. (1). Опыт построения генетической классификации экзогенных
физико-геологических процессов, Тр. Ком. по изуч. четверт. периода Акад. Наук
СССР, 1947, 7, вып. 1.
,
Н и к о л а е в II. И. (2). Осноппые представления о новейшей тектонике Русской
платформы. Изв. Акад. Н аук СССР, сер. гсогр. п гсофпз.', 1947, 11, XL 2.
II и к о л а е в I-I. II. (3). О строении поймы п аллювиальных отложений. Вопросы
теорет. и прнкл. геологии, 1947, сб. 2.
Н и к о л а е в 11. И. и П о л я к о в Б. В. Эпейрогепические движения в Север­
ном Прикаспии п значение кривой русла рек для пх установления. Пробд. геол.,
1937, 7, XL 3.
Объяснительная записка к легенде международной карты четвертичных отложений
Европы. Изд. ГГУ, Л ., 1936.
О г и с в с к и й А. В. Гидрология суш и (общая и инженерная). Изд. 2-е (3-е с укра­
инского текста), Л .— М., 1941.
О п п о к о в Е. В. Режим речного стока в бассейне верхнего Днепра (до г. Киева)
и его составных частях, ч. 1. СПб., 1904.
О т о н к и й П. В. Оро-гпдрографичсский очерк Полтавской губернии. Мат. для
оценки земель Полт. губ. Ест.-псторич. часть, 1894, вып. 16.
11 а в л о в А. ГЕ Генетические типы материковых образований ледниковой и после­
ледниковой эпохи. Изп. Геол. ком., 1888, 7, № 7.
II а в л о в А. П. Делювий как генетический тип послетретичных отложений. Вести,
сстсс.твозн., 1890, Л1» 8 .
II а в л о в А. П. О геологических причинах, обусловливающих рельеф равнинных
местностей и различие в форме склонов речных долин. Дневн. IX съезда русск.
естествоиспыт. и врачей, 1894, XL 10.
II а в л о в А. П. О рельефе равнин и его изменениях под влиянием работы поверх­
ностных и подземных вод. Землеведение, 1898, 5.
П а в л о в А. П. О туркестанском п европейском лёссе. Проток, годичп. засед. Моск.
общ. пспыт. природы, 1903, XL 4— 9.
II а в л о в А. П. О туркестанском лёссе и 'бл и зк и х к нему образованиях (докл.
в Почв, комиссии Моск. общ. сельск. х о з.). Почвоведение, 1909, 11, XL 3.
Пермяков
Е. Н. К познанию геологической истории Ж игулевского купола.
Бюлл. Моск.общ. пспыт. природы, отд. геол., 1935, 13 (4).
II л ю с п н п
И. II. Аллювий В олго-А хтубпнекой поймы и дельты р. Волги как
генетический тип геологических отложений. Тр. Научно-иссл. инст. геологии
Сарат. гос. унип., 1936, 1.
II л ю с н п и
И. И. Почвы северо-западной части Волго-Ахтубииской поймы. Уч.
зап. Сарат. гос. унив ., сер. геол ., 1938, 1 (14), вып. 2.
Г! о л ы п о в Б. Б. Пески Донской области, пх почпы и ландшафты. Тр. Почв,
ппст. им. Докучаева Акад. Н аук СССР, 1926, вып. 1.
II о л я к о в Б. В. Гидрология Дона. В олго-Д онская магистраль, 1930, вып. 7.
II о л я к о в Б. В. Исследование стока взвешенных и донных наносов. Изд. Гос.
гпдрол. ннст., 1935.
Поляков
Б. В. Гидрологические исследования Нижней Волги. Мат. изыск.,
псслед. к проектир. ирригаднп Заволжья и Камышинского гидроузла на Волге,
вып. 10. М.— Л ., 1938.
Поляков
Б. В. Гидрологический анализ и расчеты. Л ., 1946.
Поперечная циркуляция в открытом потоке и ее гидротехнические применения. Борьба
269
с заилением. Сб. под ред. М. В. Потаиоиа. Изд. Всесоюзн. паучно-нсслед. пнет,
гидротехн . п мелиорац. Акад. е.-х . наук нм. Ленина, М., 1935.
П р а в о с л а Ь л е л II. Приобьс К улундпиекой степи. Мат. по геол. Зап.-Опб. края,
19‘ЬЗ, Лг« 6 . См. также работы Р. С. Ильина, Б. Ф. Сперанского, А. М. Кузьмина
и др.
П у с т о н а л о н Л. В. Петрография осадочных пород, ч. 1. М.— Л ., 1940.
П я с к о н с к и й Б. В. Геологическое строение коренного лож а и состав аллювиаль­
ных отложений Нижнего Днепра. Землспедснпе, 1933, 35, вып. 2.
Р у' х п и Л. Б. Генетическое значение гранулометрического состава глинистых осад­
ков. Доюг. Акад. Н аук СССР, нов. сер ., 1944, 43, Aii (5.
Р у х н и Л . Б. О закономерностях формирования состава речных песков. Вестн.
Л ен . гос. унив., 1947, Л! 9.
Р у х и и Л. Б. Гранулометрический метод изучения песков. Изд. Лснпигр. го?,
унив., 1947:
С а в а р с н с к и й Ф. П. Инженерная геология. Изд. 2-е, М.— JI., 1939.
С л о в ц о в-' П. Письма из Сибири. .Московский телеграф, 1827, ч. 15, отд. 1. То же
(в отдельн. и зд .), М., 1828.
Соболев
С. С. Геоморфолошя, четвертинш покладн й грунтош води долшш
р. Самари Дшпрянсько']'. Четвертннннй п ер к и , 1934, инп. 7.
С о б о л е в С. С. Учение о нойме как основа для изучения морфология речных до­
лин и стратиграфии речных террас. Почвоведение, 1935, Л! 5— 6 .
С ( 1 6 о л с в С. С. Опыт почвенно-эрозионного районирования Европейской равнины
Союза ССР- Пробл. сов. почвовед., 1940, сб. 1 1 .
С о б о л е в С. С.. Развитие эрозионны х процессов па территории Европейской части
СССР и борьба с ними, т. 1. И зд. Почв. ипст. Акад. Н аук СССР, М .— Л ., 1948.
Советов
С. А. К урс общей гидрологии. М .— Л ., 1929.
С о к о л о в с к и й Л. А. О влиянии физико-географических факторов на сток.
Исслед. рек СССР, вып. 8 . Вопросы стока. Изд. Гос. гидрол. инст., Л ., 1935.
Сукачев
В. , Т ю л и н а Л. и Ф е д о р о в а О. Взаимоотношение лесных
ассоциаций в Вятской губ. Днсвн. 1-го Всеросс. съезда русск. ботаников, 1921,
№ 5— 0.
Т в е и х о ф е л У . . X . Учение об образовании осадков. Перев. со 2-го америк. изд.,
М .— Л ., 1936.
Т р а у т ш о л ь д Г. А. Юго-восточная часть Московской губ. Комментарий к спе­
циальной геологической карте этой местности. Мат. для геологии России, 1870, 2.
Т у т к о в с к и й Г1. А. Ископаемые пустыни северного полушария. Землеведение.
1909 (М., 1910).
У л ь м е р А. Э. К вопросу о стратиграфии и генезисе осадков нижнего карбона
Сталиногорско-Допского района. Пробл. сов. гео л ., 1938, 8 , Л! 2.
У с о в М. А. Элементы геоморфологии и геологии рыхлых отложений. Изд. Зап.Сиб. гос. геол. треста, Н овосиб., 1934.
У с о в М. Л. Структурная геология. М.— Л ., 1940.
X а б а к о в А. В. Краткая инструкция для полевого исследования конгломератов.
Изд. ВсесоюЗн. геол.-разв. объед., Л .— М., 1933.
Х а б а к о в А. В. Об индексах окатаппостп галечников. Сов. геол., 1946, А! 10.
Ч е р н о в Г. А. К методике картирования речных террас. Изв. Всесоюзп. географ,
общ ., 1948, 80. Л» 1.
Б1 а н ц с р Е. В. Некоторые новые данные о стратиграфии четвертичных отложений
Среднего Поволжья в связи с вопросом о погребенных почвах в делювиальных
шлейфах. Тр. Ком. по изуч. четверт. периода Акад. Н аук СССР, 1935, 4, вып. 2.
Ш а п ц с р Е. В. О возрасте долины Волги у К азани. Тр. Сов. секции Мсжд. ассоц.
по изуч. четверт. периода, 1939, вып. 4.
Ш а п ц о р Е. В. Рецензия на статью II. И. Николаева «Опыт построения генети­
ческой классификации экзогенных физпко-гсологичсскпх процессов». Бюлл. Ком.
по изуч. четверт. периода Акад. П аук СССР, 1947, А: 12.
Ш а и ц е р Е. В. К учению о фациях континентальных осадочных образований.
Бюлл. Ком. по изуч. четверт. периода Акад. Паук СССР, 1948, А» 13.
Ш а и ц е р Е. В. Генетические типы континентальных осадочных образований.
Мат. по четверт.
периоду СССР, 1950, вып. 1.
Швецов
М. С. Петрография осадочных пород. М.— Л .— Н овосиб., 1934.
Ш е и н и к о в А. П. Луга Симбирской губернии, выи. 1. Изд. Симбирск. ГубземОтдсла, Симбирск, 1919.
Ш у л ь ц В. Л. Реки Средней Азин. Зап. Всес. геогр. общ ., поп. сер., 1949, 8 .
Ш у л ь ц С. С. К вопросу о генезисе и морфологии речных террас. Тр. Ком. по пзуч.
четверт. периода Акад. Н аук СССР, 1934, 3, вып. 2.
Щ у к и н И. С. Общая морфология суш и, т. 1. М.— Л .— Новосиб., 1938.
Щ у к и н а Е. II. Террасы Верхней Волги и их соотношение с ледниковыми отложе­
ниями Горьковско-Ивановского края. Бюлл. Моск. общ. непыт. природы, отд.
геол ., 1933, И (31.
270
A llu viu m . Grundsatzliches und Program m atisches zur G eologic jungsten erdgesehicht"
lichen Epoche. -Schriftleitung J. S taller, K. v . B iiloff und W . D icnem ann. Handhuch
dorvergloichenden Stratigraphie D eutschlands, Berlin, 1931.
В a b i 11 e t. Influence du m ouvem cnt de rotation de la terre sur les co tes des rivieres.
G. R. Acad. Sci. Paris, 1859, 49.
Berlhaut.
T opologie. E tudes du terrain. Paris, 1911.
В ii d e l J. E iszeitlich o und rezente V erw ittcrung und Abtragung in ehem als nicht
vercisten T oil M itteleuropas. P eterm ann’s M ilteilu n gen , E rganzungslieft Л" 229,
G olhe, 1937.
В ii d e 1 J. D ie q u a n tita tiv e B edeutung dcr periglazialen Vcrvvitterung,
A btragung
und T albildung in M itteleuropa. Verh. I l l Int. Quartar-Konfer. in W ien, Sept.
1936. W ien, 1938.
С h a p u t. Deux typ es des nappes allu v ia les: terraces m onogeniques et terraces p olygeniq ues. C. R. Acad. Sci. Paris, 1924, 1 7 8 , .M> 26.
D a v i s W. M. The geographical cycle. Geogr. Journ., 1899, 14.
D a v i s W . M. D ie Erklarende Beschreibung dcr Landforinen. Berlin 1911 (2-te Ausgabe, Berlin, 1924).
D i e I r i с h B. E ntstehung und U m bildung von Flussterrassen. Geol. R dsch., 1911, 11.
F a r g u e L. E tude sur la correlation entre la configuration du lit ct la profondeur
d’eau dans les'riv ieres a fonds m obiles. Ann. d. P onts et Chaussees, Paris, 1868.
F c n a e m a n N. M. Flood plains produced -without floods. B u ll. Amer. Geogr. S o c.,
1906, 38, № 2.
G i l b e r t G. K. Report on the g eo lo g y of the Henry M ountains. U. S. Geogr. anil
Geol. Survey of Ihe Rocky M ountains R egion, W ashington, 1877.
G 1 e n n L. G. G eology and physiography of the Red R iver boundary between Texas
and Oklahoma. Pan-A m cric. G eologist, 1925, 43.
H e n k e l L. Zur M orphologic dor F lusslaufc. Geol. R dsch., 1926, 22.
H e I t n e r A. Die Arbeit des fliessenden W assers. Geogr. Z citschr., 1910, 16,H. 7.
Hicks
L. E. Some elem ents of land sculpture. B ull. Geol. Soc. A m er., 1893, 9.
H i l b e r V. B austufcn, P ala o lith ik u m und L ossteilung. M itt. d. Geol. Ges., W ien,
1918— 1919, 1 1.
• H i l l R. T. Sand rivers of T exas and California and some their accom panying pheno­
mena. B ull. Geol. Soc. A m er., 1923, 3 4 .
J e f f e r s o n M. L im iting w id th of meander belts. Nat. Geogr. M ag., 1902, 13.
L y с 1 1 Ch. Principles of g eology. London, 1830— 1833 и последующие издания.
P e n c k A. Leber P eriod icitat del- T halbildung. Vcrhandl. d. Ges. f. Erdkunde zu
B erlin, 1884, 20, № 1.
Penck
A.Morphologic der Erdoberflache, Toil 1. Stu ttgart, 1894.
Penck
A. u. B r u c k n e r E. Die Alpen im E iszcitalter. L eipzig, 1909.
P e n c k W . D ie m orphologische A nalyse. Ein K ap itcl der physik alisch en Geologic.
Stu ttgart, 1924.
P h i 1 1 i p p s о n A. Grundziige der allgem ein en Geographic, Bd. 2, II. 2. L eipzig, 1924.
P o w e l l J . W . Exploration of the Colorado R iver of the W est and its tributaries.
W ashington, 1875.
R u s s e l J. C. R iver developm ent as illustrated by the rivers of North America.
London — New York, 1898..
S о с r g с 1 W . Dio Lrsachen der dilu vialen AufsrhoLtcrung und Erosion. Berlin, 1921.
S o c r g e l W. D ilu v ia le Flussvcrlegungen und K rustbew egungen. Fortschr. d. Geol.
und P a la o n t., 1923, 2, 11. 5.
Sokol
R.
Die Flussterrassen. Geol. R dsch., 1921, 12.
/ S u r r e 11 A. Etude sur les torrents dc-s H autes-A lpes. Paris, 1841.
T a r r R. S. Some phenomena of the g lacier margins in the Jakutat Bay Region, A las­
ka. Zeitschr. f. G letscherkunde, 1908— 1909, 3, A!: 2.
T h о г о il (I s e n Th. Island. Peterm ann’s M itteil. Erganzungslieft Л! 152. Gotlie, 1906.
T r a s к P. D. S tu d ies of recent m arine sed im en ts conducted by the American Petro­
leum In stitu te. Rep. Comm. S ed im en t., N at. Res. C ounc., W ash in gton , 1932.
T r o w b r i d g e A. C. In v e stig a tio n s of the flu v ia l d ep osits. Rep. Comm. Sedim ent ,
Ai> 92, N at. R es. C ounc., W ash in gton , 1930.
О Г Л А В Л Е Н II Е
i>
Предисловие. Краткий оозор состояния
вания . .
проблемы. Основные задачи исследо­
Глава I. Содержание понятия «аллювии». Место аллювия среди других генети­
ческих типов континентальных осадочных о б р а з о в а н и й ..........................
8
История вопроса ......................................................................................................................
Содержание понятия «аллювии». Уточнение задач исследования . . . .
1
8
Я
Глава I I . Нормальная схема строения аллювиальных свит равнинных рек и их
главные фацпальные п о д р а зд е л е н и я ............................................................................
!2
Развитие взглядов на закономерности строения аллювпя равнинных рек
12
Русловой и поименный аллювий как две главные группы аллювиальных
фаппй и два главные горизонта разрезов пойм равнинных рек . . .
21
Старинный аллювий и его положение в разрезе речных п о й м ............
28
Нормальная схема строения аллювия равнинных рек и опенка ее значения
как основы дальнейшего и с с л е д о в а н и я ..........................................................
86
Глава I I I . Русловой аллювий равнинных р е к ..........................................................
89
Динамика накопления п главные фацнн руслового аллювия в пределах
речных п л е с о в ..........................................................................................................
89
Перекаты, особенности накопления аллювпя в пх пределах н роль в р а з­
витии аллювиальной т о л щ п ..........................................................................
.'2
Итоги
..............................................................................................................................
(О
Глава /Г . Пойменный аллювий равнинных рек (Первичный аккумулятивный
рельеф пойм п его г е н е з и с ) ....................................................................................
61
Первичный гривистый рельеф пойм меан.трпрующпх рек и его происхож ­
дение .........................................................................................................................
Особенности морфологии пойм рек, дробящ ихся на рукава. Генезис крупногравнетых форм пойменного рельефа. Общие черты рельефа пойм сегмент­
ного т и п а ......................................................................................................................
71
Критический анализ представлений В. Р. Вильямса о морфологии нойм и пх
о ц е н к а ............................................................................................................................^ .
78
Обвалованные п параллельно-гравпетые поймы; их происхождение . . .
88
В ы в о д ы .............................................................................................................................
87
Глава I'. Пойменный аллювий равнинных рек (Процесс накопления пойменного
аллювпя, основные черты его строения и роль в эволюции морфологии поим)
89
Гидродинамическая обстановка осадконакопленпя на пойме и роль пой­
менного аллювия в развитии рельефа ее п о в е р х н о с т и ..........................
89
Роль миграции русла в накоплении и строении пойменного аллювия . . 100
Глава V I . Пойменный аллювий равнинных рек (Фации пойменного аллювия и пх
смена в пространстве н в р е м е н и )...................................................................................112
Основные фацнальные зоны поймы и группы фаций пойменного аллювпя
Фанни и осадки зоны формирования прирусловых в а л о в ........................114
Особенности осадконакопления в приречной п внутренней зонах пойм рав­
нинных рек в зависимости от различий гидрологического режима . . 118
273
6
Типичные фацпп осадков приречной и внутренней зон п о й м ы ............................127
О погребенных почвах в пойменном аллювии и пх палеогеографическом зна­
чении ............................................................................................................................................ 132
Глава V I I . Старинный аллювий и отложения вторичных водоемов пойм . . . .
143
Стадии разпития стариц и эволюция старинного осадконакопления . . . 143
О причинах различий в степени развития старинных фаций в аллювии рав­
нинных р е к ................................................................................................................................151
Отложения вторичных водоемов поймы н пх роль в строении аллювиаль­
ных с п и т ..................................................................................................................................... 151
Озерные фации аллювиальных равнин и их сравнение со старинным аллю­
вием и отложениями вторичных водоемов п о й м .................................................. 156
Глава V I I I . О роли пеаллювнальных образований в строении аллювиальных свит
равнинных р е к .......................................................................................................................161
Делювиальные и пролговиалыгые фации в аллювиальных свитах речных
долин равнинных с т р а н .....................................................................................................161
О ролн-эоловы х образований в строении аллювпя равнинных рек . . . 166
it
Глава I X . .Главные особенности строения аллювия рек различного гидрологи­
ческого р е ж и м а .................................................................................................................................169
Горный, равнинный и балочный аллювий как различные типы аллювиаль­
ных ' о т л о ж е н и й .......................................................................................................................169
Варианты строения современного и древнего аллювия крупных рек Р у с­
ской равнины, связанные с особенностями их р е ж и м а .....................................177
Некоторые особенности географической изменчивости аллювия малых рав­
нинных р е к ......................................, .......................................................................
189
Глава X . Накопление аллювия как итог внутренних закономерностей развития
реки н ее долины. Нормальная мощность а л л ю в и я ......................................... 194
О причинах бокового смещения русла по дну д о л и н ы ........................................ 194
Значение развития продольного профиля долины в накоплении аллювия 202
Мощность аллювия как функция режима рекп. Понятие о нормальной
мощности аллювиальной с в и т ы ............................................................................ 206
Глава X I . Мощность аллювиальных спит как функция изменений климата и дви­
жений земной к о р ы ............................................................................................................. 213
О влиянии изменений климата на гидрологический режим рек и величину
■нормальной мощности а л л ю в и я .......................................................................
213
О возможном влиянии на накопление аллювия изменений режима наносов,
связанных с колебаниями климата и ледниковыми явлениями . . . .
219
Региональные опускания земной коры и колебания базиса эрозии как причи­
ны избыточной аккумуляции а л л ю в и я ........................................................... 224
Общие в ы в о д ы ...................................................................................................................... 235
Глава X I I . Отличительные черты строения аллювиальных спит повышенной мощ­
ности ....................................................................................................................................................... 236
Глава X I I I . Некоторые вопросы методики стратиграфического расчленения и
сопоставления разрезов четвертичных аллювиальных т о л щ ............................244
Особенности стратификации аллювия, принципы его стратиграфического
расчленения и определения возраста аллювиальных террас.
. . . • 244
Об использовании террасовых ступеней и «яруеноети» мощных аллювиаль­
ных свит при стратиграфическом расчленении а л л ю в и я ........................251
Глава X I V . Некоторые замечания о речных террасах и аллювии как средствах
восстановления движений земной к о р ы ..................................................................... 254
О восстановлении движений земной коры по древнеаллювнальпым терра­
сам ................................................................................................................................................. 254
О морфологии п строении пойм как выражении новейшей тектоники . . . 258
Заключение
263
Литература
266
274
П е ч а т а е т с я по п о с т а н о в ле н и ю
Р е д а к ц и о н н о - и з д а т е л ь с к о г о с ове т а
А кадем ии Н а у к СССР
*
Р е д а к т о р и з д а т е л ь с т в а В- С. Волг, 1 ч с к а я
Т е х н и ч е с к и й р е д а к т о р Н . А . Невраеоа
*
I ' l i C O AIT СССР Л'* 4348. Т-( 5093. И з д а т . jVe 2977.
Т и п . з а к а з № 949 . П о д п . к н е ч . 21 / V I I I 19о 1 г.
Ф о р м а т б у м . 7 0 x 1 0 8 7 , 6. П е ч . л . 23,29. Б у м . л . 8,5
У ч . - и з д а т . л. 25,75. Т и р а н ; 1200.
2 - я т и п . И з д а т е л ь с т в а А к а д е м и и Н а у к С СС Р.
М о с к в а , Ш у П п п с к п п п е р . , д . 10