Геоморфология и палеогеография, 2021, T. 52, № 1, стр. 3-18

ВВЕДЕНИЕ

Перигляциальные области – территории, находящиеся в зоне влияния покровных или горных ледников [1]. Это влияние подразумевает специфику климата, морфолитогенеза, ландшафта в целом. В англоязычной литературе часто также используется прилагательное “proglacial”, буквально “предледниковый”, находящийся перед кромкой ледника. Нет единого мнения о границах перигляциальных и прогляциальных зон и возможности использования каких-либо конкретных, выделяемых на местности или по дистанционным данным, маркеров этих границ. В некоторых работах [2] в качестве верхней границы прогляциальный зоны горных оледенений принимается нынешняя граница ледникового покрова, нижней – линия максимального распространения более или менее четко идентифицируемой морены последнего ледникового максимума, например, для многих горных ледников Северной Евразии – Малого ледникового периода. Выделение прогляциальной зоны обусловлено спецификой и высокой интенсивностью процессов, протекающих на недавно освобожденной ото льда территории. В отличие от прогляциальной зоны, как правило, подразумевается, что перигляциальная зона – это территория, которая в недавнем геологическом прошлом испытывала на себе как прямое, так и косвенное влияние ледника, в том числе, например, воздействие водно-ледниковых потоков.

Несмотря на существующую некоторую неопределенность в терминологии, эти две зоны имеют общие особенности.

Во-первых, это территории, многие составляющие ландшафта которых полностью или в значительной степени сформированы ледником, и могут использоваться как эталонные объекты для изучения развития рельефа и отложений после или во время снятия ледниковой “нагрузки”. Принципиальная смена набора экзогенных процессов на территории, длительное время находившейся в динамическом равновесии, после таяния ледника способствует резкой активизации темпов перераспределения наносов, которая прослеживается на относительно коротких промежутках времени (рис. 1). Синхронно наблюдаются начальные (в зависимости от времени таяния ледника) этапы формирования почвенного покрова и растительные сукцессии.

Рис. 1.

Модели, иллюстрирующие реакцию водосбора на дегляциацию (по [3] с дополнениями). Сплошной черной линией показана классическая модель, предложенная [4], где доступность материала для эрозии (ось А) уменьшается со времени таяния ледника. Коротким пунктиром отражена интенсивность сноса материала (ось В) как предложено [5]. Видны эпизодические события, как во время, так и после дегляциации, вызванные, например, экстремальными ливнями [6].

Во-вторых, с учетом развития высокоточных методов измерения абсолютных высот и расчетного компьютерного моделирования динамики земной поверхности, появляется возможность натурного количественного определения темпов денудации за относительно короткие временные интервалы и оценки вклада в них отдельных рельефообразующих процессов на фоне меняющихся глобального климата и местного перигляциального микроклимата, присущего конкретно исследуемому водосбору. Большой потенциал существует для апробации и полевой верификации конкретных математических моделей и алгоритмов.

В-третьих, возможности освоения человеком высокогорной зоны предопределяются темпами денудации рельефа в ее пределах. Причем не только за счет катастрофического, импульсного преобразования поверхности, но и за счет фоновых, но, тем не менее, весьма быстрых в геологических масштабах времени изменений.

В данной статье дается всесторонний обзор современных представлений о количественной оценке денудации перигляциальной зоны, включая методы изучения интенсивности различных экзогенных процессов, их долевого вклада в суммарное перераспределение наносов на склонах и поступление в русла постоянных водотоков. Сводных исследований по данной проблеме опубликовано немного (далее ссылки по тексту), к тому же за последние годы, с развитием методов инструментальных измерений и дистанционного зондирования Земли, открылись совершенно новые возможности для актуализации и уточнения ранее полученных данных по темпам денудации и транзиту наносов на высокогорных водосборах. Почти не охвачены исследованиями рельефа и рельефообразования оказались перигляциальные области высокогорий российских горных систем, что, по мнению авторов, подчеркивает необходимость систематизации исследований по данной проблеме и для русскоязычной аудитории.

МЕТОДИЧЕСКИЕ ПОДХОДЫ

Стационарные и полустационарные исследования позволяют наблюдать процессы рельефообразования в условиях высокогорий во всей их сложности с учетом различных факторов морфолитогенеза. Опыт проведения стационарных геоморфологических исследований на территории бывшего СССР обобщил в 1992 г. Г.С. Ананьев [7]. Широко известны результаты работ Н.В. Хмелевой с коллегами [8, 9], касающиеся 25-летнего мониторинга осыпного склона в бассейне р. Жоэквара, а также транспорта наносов в русле р. Бзыбь в Абхазии. Стационарные исследования подразумевают заложение площадок наблюдения, мониторинг потоков воды и наносов, изменения отметок земной поверхности и др. В условиях гор стационарные наблюдения ведутся за различными группами процессов: эндогенными (сейсмическими), экзогенными (карстово-суффозионными, флювиальными, криогенными, лавинными, ледниковыми и др.), смешанными (склоновыми). Стационарные исследования геоморфологических процессов бывают нацелены как на решение фундаментальных (установление характерных скоростей протекания тех или иных процессов в различных природных условиях), так и конкретных прикладных задач (например, мониторинг эрозии на сельскохозяйственных землях, геотехнический мониторинг примыкающих к дорогам склонов и др.).

Основные способы наблюдения за ходом геоморфологических процессов:

1) серии повторных съемок поверхности с земли или воздуха (аналоговое и цифровое фото, лазерное сканирование);

2) использование неподвижных реперов, от которых ведется отсчет перемещения “подвижных точек” в рельефе, например, вершин линейных эрозионных врезов, положений отдельных крупных обломков в морене горных ледников и т.д.;

3) фиксация положения обломочного материала на склонах с помощью окрашивания (например, серия параллельных линий вдоль простирания склона или ортогональная сетка) с последующим наблюдением за деформацией рисунка (возможно, с привлечением фотографирования с воздуха);

4) подсчет объема/массы взвешенных или влекомых наносов в руслах водотоков, а также ионного стока;

5) создание искусственных фиксированных поверхностей (пластиковых, тканевых) в основании склона, выступающих в качестве ловушек для осыпного, делювиального и другого материала;

6) установка в толще движущегося рыхлого чехла специальных трубок, шпилек и т.д. для получения эпюры вертикального распределения скоростей его смещения;

7) установка ультразвуковых, лазерных и др. датчиков мониторинга отметок поверхности с высоким разрешением во времени (например, 1 мин). Такие датчики позволяют отслеживать как состояние поверхности грунтовой толщи, так и, например, изменения уровня воды в выбранном створе водотока. Вкупе с датчиками скорости потока и при известной форме сечения русла это дает возможности практически непрерывно вести мониторинг расхода воды.

Особую роль в будущем стационарных геоморфологических исследований в высокогорье мы отводим новому направлению: использованию современных аппаратно-программных средств, обычно применяемых в любительской робототехнике (наиболее известна Arduino [10]), в комбинации с различными типами сенсоров. Например, возможно сооружение рамы с серией ультразвуковых дальномеров для наблюдения в реальном времени за изменениями отметок поверхности с точностью 1–3 мм и временной дискретизацией, зависящей исключительно от емкости аккумуляторных батарей и могущей достигать 1 с. Другой вариант – мониторинг смещений грунта в приповерхностном слое с помощью датчиков наклона, установленных на вертикальные шпильки, помещенные в грунт на разную глубину. Возможна передача получаемых данных в режиме реального времени по радиоканалу на расстояния, как минимум, до 1 км при использовании наиболее бюджетных радиомодулей вплоть до передачи в любую точку мира с помощью GSM-модуля в местах с устойчивым приемом сигнала сотовой сети. Это обеспечивает сохранность уже собранных данных в случае уничтожения сенсора стихией или населением. Помимо перечисленных достоинств, такие самодельные датчики весьма дешевы (порядка первых тысяч российских рублей за единицу).

К сожалению, существующие ряды стационарных наблюдений, как правило, коротки. Нормальными считаются ряды в 20–30 лет, более протяженные являются скорее исключением. В этой связи для объяснения современного рельефа часто бывает невозможно использовать текущие скорости протекания процессов, также невозможно отследить и как-то описать влияние климатических изменений на них. Важным параметром наблюдений является не только длина ряда, но и периодичность получения данных. Так, например, в работе З.А. Титовой [11] показано, что в разные сезоны года один и тот же элемент склона в горах может поочередно являться и зоной аккумуляции, и зоной сноса. Это невозможно отследить при редкопериодических стационарных наблюдениях.

В 1973 г. А.А. Клюкин и Е.А. Толстых опубликовали [12] свои результаты по оценке темпов общей денудации известняковых обрывов в Горном Крыму. Они проводили мониторинг состояния отдельных участков склона за 7 временных срезов с начала ноября 1967 г. протяженностью ровно 1 год. В числе прочего, ими получены результаты, свидетельствующие, например, о том, что интенсивность денудации этих обрывов не зависит ни от числа переходов температуры через 0°C, ни от длительности соответствующего периода, а только от наличия жидких осадков непосредственно перед началом заморозков. Сопоставить конкретные события отступания склона и конкретные метеорологические явления иным способом, кроме как путем стационарного мониторинга, вряд ли было бы возможно. Важность синхронных измерений различных параметров среды, в особенности метеорологических, и темпов течения рельефообразующих процессов подчеркивалась и в [13].

Относительно незатронутой до сих пор остается проблема организации комплексных стационарных исследований в пределах единой литодинамической единицы территории, например, речного бассейна. Мониторинг организуется, как правило, за какими-то конкретными процессами, в то время как учесть весь спектр основных рельефообразующих процессов даже на ограниченной территории обычно крайне затруднительно. В работе [14] по бассейну р. Протвы в Центральной России предпринята попытка учета вклада разных агентов денудации и аккумуляции на основе балансового подхода. Авторы показывают, что пульсационный характер некоторых процессов, как-то линейный рост оврагов или плоскостной смыв, может выражаться в том, что отдельные события приводят к сопоставимым или даже большим перестройкам рельефа, нежели его медленное видоизменение с фоновыми скоростями на длительных отрезках времени. В перигляциальных условиях высокогорий это соотношение может быть еще более сдвинуто в сторону рапидных изменений рельефа.

Космическая съемка (в т.ч. интерферометрическая) и аэрофотосъемка. Дистанционное зондирование Земли – традиционный метод изучения и картографирования высокогорных прогляциальных ландшафтов. Особенно востребованы мультиспектральная съемка с последующим синтезом изображений в квазиестественных цветах для визуального дешифрирования, радиолокационная интерферометрическая съемка и аэрофотосъемка с пилотируемых и, все чаще, беспилотных летательных аппаратов с последующим построением цифровых моделей местности (ЦММ) и ортофотопланов.

Визуальное дешифрирование космо- и аэроснимков является широко распространенным способом получения информации о дифференциации по территории различных геоморфологических процессов. Те изменения рельефа, которые не сопровождаются возникновением в ландшафте видимых следов смещений поверхности, не могут быть замечены и оконтурены. В первую очередь, “невидимыми” для интерпретатора космических снимков остаются процессы, происходящие на задернованных и залесенных площадках, за исключением разве что процессов блокового движения, когда мощности затронутого перемещением слоя столь велики, что вместе с корневой системой переносятся целые деревья. Даже на оголенных участках могут быть не замечены, например, процессы медленного смещения рыхлого чехла на склонах. В свою очередь, если снос, транзит или аккумуляция материала оставляют какие-либо следы, способные быть дешифровочными признаками, то таковые могут использоваться для восстановления тех или иных рельефообразующих событий. Несмотря на то, что первые работы, посвященные геоморфологическому дешифрированию аэро- и космических снимков, появились почти 80 лет назад [15, 16], в связи со все возрастающей детальностью и разнообразием (табл. 1) данных дистанционного зондирования интерес в этой области не ослабевает.

Дешифровочные признаки геоморфологических процессов в условиях высокогорий подробно описаны в целом ряде работ. Горизонтальным русловым деформациям посвящена работа [18], оползням – [19], крипу – [20, 21].

Все больше распространяется метод аэрофотосъемки с беспилотных летательных аппаратов (БПЛА). Как правило, при работе с легкими гражданскими БПЛА исследователь имеет возможность за съемочный день отснять в лучшем случае несколько квадратных километров территории, но с высокой детальностью: при съемке с высоты 100 м с широко известных аппаратов мультироторного типа DJI Phantom 3 и Phantom 4 можно получить ортофотоплан и ЦММ разрешением до 3–5 см. Материалы подобной детальности пока принципиально невозможно извлечь из космических снимков, а при использовании аэрофотосъемки на пилотируемых летательных аппаратах это весьма дорого.

Метод InSAR (радарной интерферометрии) хорошо зарекомендовал себя для целей картографирования смещений земной поверхности в условиях высокогорья, где нет плотной древесной растительности, а сама интенсивность этих смещений достаточно высока. В зависимости от технических характеристик каждого конкретного спутника, производящего интерферометрическую съемку, минимальная величина детектируемых изменений может быть от нескольких сантиметров до миллиметров [22, 23]. Среди ограничений этого метода: для мониторинга изменений отметок поверхности грунта корректно использовать только бесснежный период. Кроме того, возможно, что позиция интересующего участка будет неудачно расположена относительно трассы спутника, а расчленение рельефа столь велико, что площадь полностью или частично попадет в слепое пятно съемки [24]. Также существенно меньшей точности будут результаты, полученные для склонов, протянутых в направлении вдоль трассы спутника. Например, если спутник перемещается с востока на запад, то склоны южных и северных экспозиций будут сняты менее точно.

Неоднократно осуществлялись попытки сопоставить получаемые величины изменений поверхности (и конкретные границы каждого смещения) с данными наземного GPS-мониторинга, повторной стереографической аэрофотосъемки и т.д. (например, в регионе Вале, Альпы [25]); чаще всего результаты были весьма обнадеживающими. Как правило, данные картографирования изменений отметок поверхности соотносят со схемами визуального геоморфологического дешифрирования разновременных снимков в видимом диапазоне спектра. Это позволяет хотя бы в части случаев понять, с каким геоморфологическим процессом связаны перемещения.

Есть успешные примеры применения данных радарной интерферометрической съемки для установления темпов смещения русел горных водотоков [26, 27], темпов смещения почвогрунтов, ускоренного климатическими изменениями и таянием мерзлоты [28], оползней [29].

Цифровое моделирование рельефа и численная симуляция. Сегодня для создания высокоточных и детальных цифровых “слепков” земной поверхности все чаще используются такие методы, как лазерное сканирование (наземное [30] и воздушное [31]) и стереофотограмметрия на данных, полученных с легких “бытовых” БПЛА (подход “структура из движения” – “structure from motion” [32]). При наличии как минимум пары цифровых моделей высот на одну и ту же территорию, но за разные временные срезы, можно судить об объемах переноса материала в некоторых пространственных границах в пределах погрешности съемки. В целом, чем более значительны изменения поверхности – тем надежнее (при фиксированной инструментальной погрешности) идентифицируются ареалы этих перемещений и их объемы [33]. Примеры использования разновременных ЦМР для мониторинга денудации рельефа в перигляциальной зоне в настоящее время достаточно многочисленны (например, [34]). Успешный опыт картографирования и оценки суммарной денудации перигляциального пояса Центральных Альп представлен в работе [2]. На основе обработки ЦМР и использования количественных оценок темпов различных экзогенных процессов им удалось оценить темпы современной денудации данной территории в 0.3 мм/год.

Важнейшее значение с развитием вычислительной техники приобретают методы численного моделирования, или симуляции, – аналитические (преимущественно модели развития склонов разных морфодинамических типов) и статистические (модели вероятности проявления по территории тех или иных явлений или процессов, чаще всего – рапидных). Основы метода численного расчетного моделирования сведены воедино в [35]. Все подобные модели, как правило, основаны на балансовом допущении, т.е. предполагается, что морфология склона изменяется при сохранении в пределах расчетных границ начального объема грунта.

В некоторых работах [36] указывается на чрезвычайную сложность создания физически адекватной модели, учитывающей различия в характере процессов денудации в разные сезоны года в горах умеренного климата с относительно продолжительной снежной зимой с промерзанием грунтов и жарким летом. Периодичная смена спектра и режимов экзогенных процессов позволяет адекватно численными методами воспроизводить темпы денудации и аккумуляции лишь в однородных внешних условиях. При использовании численного моделирования крайне важна калибровка создаваемых моделей на одном или нескольких ключевых участках. Причем данные для калибровки следует собирать в течение нескольких сезонов, чтобы минимизировать влияние межгодовой изменчивости в интенсивности экзогенных процессов и их предикторов. Кроме того, полезным представляется использование стохастического подхода, особенно это касается путей доставки рыхлого обвально-осыпного субстрата в более низкие части водосбора, что позволяет учесть возможные погрешности в используемых цифровых моделях рельефа (например, случайное блуждание с последующей оценкой весов вероятных траекторий доставки применялось в [37]).

Особую группу работ в области численного динамического моделирования рельефа составляют расчеты связности (“connectivity”) литодинамических потоков – параметра, отражающего не интенсивность подготовки материала на водосборе, не темпы денудации как таковые, а вероятность того, что объем рыхлого материала, попавший на единичную площадку (например, пиксел ЦМР), будет вынесен с нее далее вниз эрозионными или склоновыми процессами. Наиболее известная модель, применяемая в крупном масштабе для высокогорных прогляциальных водосборов, описана в [38].

Картографирование рельефа. Для оценки трансформации рельефа, выявления путей доставки наносов со склонов водосбора в днище речных долин и оценки баланса наносов на водосборах перигляциальной зоны ключевое значение имеет картографический подход. Значимость картографического подхода многократно возрастает в настоящее время, когда происходит активное таяние горных ледников, что способствует постоянному расширению перигляциальной зоны за счет освобождения ото льда участков склонов и днищ долин и одновременно ускоренными темпами идет активное закрепление поверхности почвы травянистой растительностью в пределах территорий, освободившихся ото льда несколько десятилетий назад. Фактически, перигляциальная зона малых речных водосборов высокогорий непрерывно видоизменяет как свои границы, так и собственно рельеф внутри самой зоны [39]. Основой для геоморфологического картографирования приледниковых речных бассейнов служат аэрофотоснимки [39, 40], космоснимки высокого разрешения [40] и, в последние годы, БПЛА, которые чаще используются для картографирования отдельных склоновых водосборов, днищ и других элементов речных долин [41]. Наиболее продуктивный подход для оценки распространения по площади различных экзогенных процессов и их вклада в суммарную денудацию заключается в составлении серии специализированных геоморфологических карт: (1) современных экзогенных процессов с выделением участков сноса и переотложения материала [42, 40 ]; (2) морфодинамической, на которой показаны области денудации, транзита и аккумуляции материала, которые при наличии сведений о темпах процессов могут отражать и долевой вклад различных склоновых водосборов в суммарный вынос материала со склонов в днище речной долины и собственно постоянный водоток [43]; (3) источников наносов, которые отражены в пределах выделенных элементов рельефа междуречий (склоновых водосборов и собственно склонов, опирающихся на днище долины [44]). Использование данных карт в сочетании с проведением полевых наблюдений на исследуемых водосборах позволяет: оценить долю материала, переотложившегося внутри водосбора и вынесенного за его пределы [45]; определить временной тренд соотношения эрозии и аккумуляции на водосборе за длительные интервалы времени [39, 46]; оценить распределение по площади и объем материала, накопившегося в пределах аккумулятивных форм рельефа различного происхождения [47]. Таким образом, геоморфологическое картографирование в настоящее время является необходимым и, по сути, важнейшим элементом исследования денудационных процессов в пределах водосборных бассейнов перигляциальной зоны.

ТЕМПЫ ДЕНУДАЦИИ В ПЕРИГЛЯЦИАЛЬНЫХ ОБЛАСТЯХ ВЫСОКОГОРНОГО ПОЯСА

Набор основных экзогенных процессов, в совокупности определяющих темпы денудации в перигляциальных областях высокогорного пояса умеренных широт, достаточно стандартен и включает себя группы: гравитационных процессов, способствующих, преимущественно, локальному перемещению материала; эрозионно-аккумулятивных процессов, включая процессы плоскостного смыва и линейного размыва и переотложения материала в делювиальных конусах выноса и шлейфах; криогенных процессов, охватывающих практически полностью перигляциальную зону высокогорий, и дефляционных процессов, самостоятельный вклад которых в суммарное перемещение материала достаточно трудно оценить в связи с высокой вариабельностью ветрового режима. Помимо механической денудации, также определенную роль играет и химическая денудация, вклад которой существенно варьирует для разных территорий в зависимости от литологического состава пород, слагающих конкретную территорию, и интенсивности экзогенных процессов.

К числу наиболее динамичных и одновременно хорошо изученных с точки зрения количественных оценок относятся обвально-осыпные процессы. Они в основном приурочены к выходам скальных пород, а интенсивность их проявления контролируется внутригодовыми изменениями физического выветривания и сейсмической активностью. Наибольшие темпы обвальных процессов в течение года отмечаются, как правило, в период снеготаяния (рис. 2). Это объясняется наиболее частыми переходами среднесуточной температуры через ноль градусов, что в условиях высокой увлажненности трещин в коренных породах ввиду таяния снега в дневное время суток способствует их активному росту. Ранее сходная зависимости темпов осыпания лёссов от внутрисуточного хода температуры и влажности была выявлена для низкогорной части Тянь-Шаня [49].

Рис. 2.

Средние темпы обвальных процессов (кг/день) (по данным [48]) в связи с суммарным числом переходов температуры через 0° и суммарным количеством осадков за предшествующий двухнедельный период.

Повторяемость внутрисуточных переходов через ноль градусов растет с высотой. В пределах участков, расположенных на абсолютных высотах свыше 2 500 м, уменьшается облачность, что увеличивает контрастность суточного хода температуры воздуха. Поэтому при прочих равных условиях повторяемость камнепадов также растет с высотой (рис. 3).

Рис. 3.

Частота камнепадов (всего – 110 явлений) на разных высотных уровнях в краевой зоне ледника Kaunertal, Австрия (по [48]).

Тем не менее отчетливой корреляции темпов обвально-осыпных процессов с высотой над уровнем моря, а также другими топографическими параметрами (экспозиция склонов, длина и угол наклона обвально-осыпной стенки) не обнаруживается [50]. Другим важнейшим фактором, определяющим темпы обвально-осыпных процессов, является литология пород, включая степень их деформации при горообразовании и степень выветрелости, т.е., по сути, прочность породы. Литологический состав и происхождение пород влияют не только на темпы выветривания, но и на морфологию склонов перигляциальной зоны [2]. Именно поэтому темпы обвально-осыпных процессов могут на один-два порядка отличаться в пределах одной территории, изменяясь в интервале 0.02–1.6 мм/год [50–52].

Согласно имеющимся оценкам, вклад снежных лавин в перераспределение материала в пределах водосборов перигляциального пояса может быть сопоставим с вкладом обвально-осыпных процессов. Так, по результатам 4-летних наблюдений в Альпах выявлено, что темпы денудации коренных пород в лавинных лотках достигали 48 мм/год и 70 мм/год на участках склонов, покрытых рыхлообломочным материалом [53]. В пересчете на площадь склонового водосбора, в пределах которого сходят лавины, ежегодные темпы денудации варьируют в зависимости от снежности года в интервале 0.01–0.05 мм/год [54]. Следует отметить, что материал, транспортируемый лавинами, преимущественно доставляется в днище речной долины, а иногда и на основание противоположного склона, тогда как подавляющая часть обвально-осыпного материала аккумулируется в основании данного участка склона. Для перигляциальных зон в горах только в узких долинах (площадь их днищ, например, в Центральных Альпах составляет примерно половину от общей площади всех днищ долин, а длина – существенно больше половины от суммарной), поступление наносов со склонов водосборов является доминирующим источником питания рек наносами [2].

В отличие от обвально-осыпных процессов, внутригодовая динамика которых в перигляциальном поясе во многом контролируется сезонными изменениями влажности почвы и суточного хода температуры воздуха, денудационный эффект водно-эрозионных процессов определяется сочетанием нескольких независимых факторов. К ним относятся: противоэрозионная устойчивость слагающего конкретный участок склона материала; время, прошедшее с момента предыдущего формирования поверхностного стока; интенсивность снеготаяния; влажность рыхлообломочной толщи в момент выпадения стокоформирующих дождей; слой и интенсивность жидких осадков. Наконец, для промоинной и овражной эрозии важную роль играет площадь водосбора. Разнообразие факторов, определяющих темпы эрозионных процессов, предопределяет их высокую пространственно-временную неравномерность в пределах водосборов малых рек перигляциальной зоны. Сезонные оценки соотношения эрозии и аккумуляции, выполненные для эродируемого склона краевой морены на водосборе в Альпах, позволили количественно установить, что основной вынос материала происходит в летнее время и связан с выпадением дождей со слоем более 20 мм. В зимне-весеннее время в основном происходит локальное перераспределение материала за счет процессов выветривания и осыпания [55]. Линейная эрозия в перигляциальном поясе гор наиболее интенсивно протекает на склонах, сложенных моренными отложениями, что обусловлено сочетанием больших уклонов и низкой (по сравнению с выходами коренных пород и часто маломощным их элювием) противоэрозионной устойчивостью морены. На склонах краевых морен возникает густая сеть линейных врезов, которые, по сути, трансформируют склон в бедленд (рис. 4).

Рис. 4.

Правая боковая морена ледника Джанкуат, изрезанная сетью эрозионных врезов (фото С.В. Харченко, 2019 г.).

Темпы врезания оврагов перигляциальной зоны, как и оврагов, развивающихся на равнинах, изменяются во времени. Но при этом основной рост объема идет за счет углубления овражного вреза, так как длина оврага ограничивается длиной склона, сложенного краевой мореной. На этапе активного роста врезание может достигать в среднем 100–110 мм/год [56], а затем по истечении примерно 50 лет начинается процесс его замедления до 7–10 мм/год с последующей стабилизацией оврагов примерно через 80–140 лет после начала роста, как правило, совпадающего со временем таяния ледника на данном участке долины [57].

Тем не менее наибольший вынос материала происходит при формировании на склонах водосборов селевых потоков, обусловленных выпадением экстремальных ливней низкой повторяемости. Так, порядка 20% от суммарной денудации приледникового бассейна р. Джанкуат (Кавказ) в 2017 г. (суммарная измеренная денудация составила 1094 т/км² в год) было обусловлено формированием склонового селя при выпадении дождя интенсивностью 87 мм в сутки [58]. Следует отметить, что подобно другим экзогенным процессам, значительная часть эродируемого материала переотлагается в пределах водосбора по пути транспортировки – в конусах выноса, шлейфах, а также локальных понижениях рельефа. Несомненно, именно процессы водной эрозии вносят основной вклад в перемещение материала различного генезиса со склонов водосборов в русла рек перигляциальной зоны. Тем не менее во многих случаях даже при использовании современных методов оценки темпов денудации весьма сложно выделить их самостоятельный вклад в суммарную денудацию водосбора.

Крип и солифлюкция распространены, по сути, по всей площади водосборов перигляциальной зоны за исключением выходов скальных пород и русел рек, а также поверхностей водоемов. Скорости смещения материала при крипе неравномерны по глубине рыхлообломочной толщи и максимальны в приповерхностном слое. Многолетние результаты мониторинга крипа с использованием метода Янга на плато Бичесын (Северо-Западный Кавказ) показывают, что максимальные скорости смещения материала (2.6–4.2 мм/год в зависимости от крутизны склона) приурочены к верхним 30 см, существенно затухая по глубине. Средние скорости смещения материала по склону всей рыхлообломочной толщи (мощность около 60–90 см) составляют 0.6–2.4 мм/год [59]. Скорости солифлюкции в среднем на порядок выше: они колеблются в интервале 2–6 см/год [60, 61]. При этом при солифлюкции смещается только верхний – 30–40 см – слой. Процессы крипа и солифлюкции стимулируют формирование оползней и сплывов, когда толща мощностью до 0.5 м смещается на 0.5–1.5 м и более за одно событие [59, 61].

На основе оценки стока наносов по существу невозможно определить темпы денудации перигляциального пояса, так как сток наносов рек высокогорной зоны включает и вынос материала с части речного водосбора, занятого ледником. Пропорциональный вклад стока наносов, формирующегося за счет подледникового стока, стока с поверхности ледника и бассейновой составляющей, образующейся в результате развития различных экзогенных процессов на склонах перигляциальной части речного водосбора, может быть определен при наличии двух измерительных створов: на выходе стока из-под ледника и ниже по течению. Кроме того, понятно, что долевой вклад различных источников в сток наносов реки зависит от соотношения площади водосбора, занятого ледником, и внеледниковой части выше измерительного створа, а также долей перемещенного в пределах склонов перигляциальной зоны экзогенными процессами материала, которая была доставлена непосредственно в русло водотока. Последнее зависит от ширины днища речной долины на участке пересечения рекой перигляциальной зоны. Разумеется, для узких речных долин характерен высокий коэффициент доставки наносов со склонов в русла рек, тогда как для широких долин, напротив, более типично переотложение значительных объемов материала в шлейфах и конусах выноса. Интересно, что для перигляциальной зоны Центральных Альп в целом площади склонов, примыкающих к узким и широким участкам речных долин, достаточно близки и составляют 453 и 472 км² соответственно [2].

ОЦЕНКА ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЯ НАНОСОВ НА СКЛОНАХ И ИХ ПОСТУПЛЕНИЯ В ПОСТОЯННЫЕ ВОДОТОКИ НА ВОДОСБОРАХ ПЕРИГЛЯЦИАЛЬНОЙ ЗОНЫ

В горах, в отличие от равнинных территорий, отнюдь не только водная эрозия отвечает за доставку материала со склонов в постоянный водоток. Это существенно затрудняет оценку баланса наносов, рассчитанного с учетом перераспределения материала различными процессами денудации [62, 63]. Необходимо учитывать высокую динамичность процессов сноса и аккумуляции материала в перигляциальной зоне. В этой связи очень важную роль играет масштаб времени, для которого проводится оценка баланса наносов. Это предполагает подразделение участков переотложения материала на две группы: участки временной аккумуляции, где в ближайшие годы есть возможность вовлечения переотложившегося материала в дальнейший перенос, и участки длительной аккумуляции, где перемещение материала при данных ландшафтно-климатических и геолого-геоморфологических условиях считается невозможным [64]. Тем не менее следует учитывать определенную условность подобного разделения, так как для гор альпийской складчатости характерны активные сейсмические движения, способные существенно трансформировать рельеф и пробудить процессы на, казалось бы, стабильных склонах.

Возможны два основных подхода к оценке перераспределения наносов на высокогорных водосборах. Один из них базируется на результатах повторных съемок рельефа водосбора с высоким разрешением, что позволяет оценить зоны сноса и аккумуляции за сравниваемый временнóй интервал [65]. Другой предполагает проведение крупномасштабного геоморфологического картографирования водосбора с построением путей доставки наносов со склонов в постоянный водоток и вычислением коэффициентов доставки наносов [66, 67] или коэффициентов связности [68] между различными элементами рельефа с учетом доминирующего в пределах данного элемента рельефа экзогенного процесса. Каждый из данных подходов имеет свои достоинства и недостатки и может быть верифицирован только на основе инструментальных оценок интенсивности каждого из процессов денудации/аккумуляции [42]. Ряд исследователей выделяют обвально-осыпные, водно-эрозионные и селевые процессы и их сочетания в качестве основных механизмов доставки наносов в постоянные водотоки [69]. Мы полагаем, что подобное разделение во многом условно, с одной стороны, и не включает вклад ряда других механизмов доставки, с другой. Селевые потоки – это один из важнейших механизмов доставки подготовленного другими процессами материала в постоянный водоток. Однако по своей сути они представляют собой частный случай водно-эрозионного потока, перенасыщенного рыхлообломочным материалом. Формирование селей возможно при соблюдении двух условий: наличия поверхностного стока воды при выпадении значительного объема осадков и подготовленного к перемещению материала, переотложившегося в понижениях рельефа на пути движения концентрированного поверхностного стока. В тех случаях, когда подготовленного к перемещению рыхлообломочного материала недостаточно для насыщения потока до селевого при таком же объеме стока воды, доставка наносов идет по тем же каналам, что и при водной эрозии. Такие процессы, как солифлюкция и крип, охватывают весь рыхлый чехол, и именно они доставляют материал в области линейной эрозии. Считаем, что при оценках перераспределения материала в пределах водосборов перигляциальной зоны следует учитывать перемещение неконсолидированного чехла приповерхностных отложений процессами солифлюкции, крипа, а также каменными реками (курумами) и лавинами.

В настоящее время количественные оценки баланса наносов для водосборов малых рек высокогорной зоны достаточно редки. В первом приближении они дают представление о соотношении вклада различных источников в формирование стока наносов реки. Темпы экзогенных процессов различны. Для получения достоверных оценок медленных процессов (крип, солифлюкция) требуются десятилетия, в то время как для других достаточно нескольких лет. Используемое разными авторами осреднение на коротком интервале времени для длительных процессов содержит большие допущения, и только наличие долговременных исследований может дать приемлемую точность оценки скоростей [42, 62, 63, 70].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Перигляциальная зона высокогорного пояса Земли характеризуется высокой динамикой геоморфологических процессов, обусловленной контрастным рельефом, низким проективным покрытием растительности на склонах, благоприятными условиями для физического выветривания и формирования поверхностного стока. В связи с климатическими изменениями, способствующими ускорению таяния ледников, происходит увеличение площади данной зоны на водосборах малых рек с водно-ледниковым питанием, что ведет к росту стока наносов.

В последние десятилетия достигнут значительный прогресс в методах и технологиях количественной оценки изменений рельефа, темпов экзогенных процессов. Это выводит нас на новый уровень в понимании механизмов движения наносов на склонах бассейнов перигляциальной зоны, моделирования движения материала в системе склон – днище долины – русло реки (водоем). Наиболее значимый вклад в формирование стока наносов рек перигляциальной зоны оказывают экстремальные события, связанные со сходом селевых потоков, обусловленных выпадением дождей слоем свыше 20–30 мм на предварительно увлажненную почву. Формирование подобных селей ведет к значительным трансформациям рельефа, легко идентифицируемым по космическим снимкам. Их вклад в годовой сток наносов рек высокогорной зоны в отдельных случаях составляет более 50% годового стока. Однако пока накоплено недостаточно информации о повторяемости подобных событий.

Интенсивность водно-эрозионных процессов характеризуется высокой пространственно-временной неравномерностью, варьируя от 0.1 до 100 мм/год. Но именно склоновый сток воды наряду с морфологией днища речной долины определяет долю материала, доставляемого с площади водосбора в водотоки или водоем.

Вклад других экзогенных процессов в суммарную денудацию высокогорных водосборов определяется сочетанием нескольких факторов: интенсивностью процесса, площадью распространения и положением области его проявления относительно основных путей доставки наносов со склонов в водотоки временным поверхностным стоком. Исключением являются обвально-осыпные процессы, развивающиеся на подмываемых постоянными водотоками бортах долин и снежно-грязевые лавины, которые достаточно часто транспортируют рыхлообломочный материал непосредственно в днища долин.

Ранее считалось, что для перигляциальной зоны высокогорий характерны стабильно высокие коэффициенты доставки наносов со склонов в русла рек. Однако современные исследования на количественной основе, с использованием съемки с беспилотных летательных аппаратов, техник анализа трассеров в потоках наносов с разных частей водосбора (“фингерпринтинг”), полевой геоморфологической съемки с оконтуриванием областей денудации, транзита и аккумуляции, заставляют признать, что перемещение наносов в высокогорной зоне очень неоднородно и зависит от множества факторов. Морфология рельефа, климат и его изменения (в том числе наличие трендов в частоте экстремальных метеорологических событий), возможная антропогенная нагрузка и, что важно, фактор “времени” с момента дегляциации – на разных этапах развития прогляциального водосбора определяют как многолетнюю консервацию рыхлого субстрата, так и иногда быструю его доставку в речную систему.