big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Зональность эолового рельефообразования

Идеи зональности проявления всех физико-географических процессов, как известно, далеко не новы. Еще в конце XVIII в. один из первых русских академиков — И. И. Лепехин— дал исключительно яркую и глубокую сравнительную характеристику природных зон земного шара. В начале прошлого века, в 1808 г. Александр Гумбольдт в своей книге «Картины природы» дал глубокий сравнительный анализ природы степной и пустынной зон. На рубеже XX в, В. В. Докучаев синтезировал свои представления о зональности в кратких трудах, ставших классическими (Докучаев, 1898, 1899). В наш век наибольшая заслуга в анализе закономерностей процессов, создающих зональность географической среды, принадлежит А. А. Григорьеву (1954). В ряде своих трудов он показал громадное значение количественного метода для познания природы зон и вскрыл ведущее значение баланса тепла и влаги в явлении зональности (Григорьев, 1956).

В настоящей статье нам хотелось показать зональность рельефообразующей деятельности ветра — одного из важнейших физико-географических процессов.

Роль ветра в формировании рельефа пустынь отмечалась уже давно. Еще в 1877 г. Рихтгофен рассматривал лёсс как зональный продукт работы ветра, выносимый в виде пыли из пустынь и осаждающийся в степях (Richthofen, 1877). Различное проявление работы ветра в разных зонах вскрыли русские исследователи П. А. Тутковский (1910) и особенно И. В. Мушкетов (1888), раскрывший глубокие зональные различия природы дюн и барханов. Однако глубже всех выявил зональные различия работы ветра В. А. Обручев (1951). Эти вопросы неоднократно рассматривались также в зарубежной литературе, а в 1928 г. свои взгляды по этим вопросам изложил Буркар (Bourcart, 1928).

Анализ материалов сплошной аэрофотосъемки территорий позволяет нам теперь по-новому рассмотреть зональность проявления рельефообразующей деятельности ветра.

Ветер является могучим фактором экзогенного рельефообразования и осадконакопления. Однако растительность и другие факторы могут полностью прекратить работу ветра. Его рельефообразующая деятельность не проявляется или резко уменьшается при следующих условиях: 1) если пески, способные развеваться, и другие наносы и горные породы постоянно скрыты под плотным растительным и почвенным покровом; 2) если эти наносы и горные породы сезонно недоступны ветру из-за покрова слежавшегося плотного снега или из-за того, что они находятся в замерзшем состоянии; 3) если пески и другие наносы и горные породы находятся временно в сильно увлажненном состоянии.

Однако следует отметить, что сплошной дернинный покров наших пустынь умеренного пояса не настолько плотен, чтобы совершенно прекратить движение песков. Он сильно замедляет, но отнюдь не прекращает сплошного перевевания песков и рельефообразования. Точно так же сухой снег переносится метелями вместе с песком и, таким образом, далеко не всегда снежный покров прекращает перевевание лесков. Летом, нередко через 1—2 часа после выпадения даже сильного дождя, песок начинает обсыхать и перевеваться ветром: поэтому далеко не всегда дни с дождями соответствуют дням без передвижения песков.

Поскольку все факторы, оказывающие влияние на рельефообразующую работу ветра, включая и состояние растительного покрова, зависят в первую очередь от климатических условий, а климат Земли зонален, постольку и эоловый рельеф зонален. Зональность проявляется не только в различном характере этого рельефа, но и в степени его распространения.

Среди климатических условий для развития эоловых процессов наибольшее значение имеют режим ветров, а также баланс влаги и тепла. Основные метеорологические процессы, способствующие ветровому рельефообразованию: иссушение воздушных масс над равнинами в антициклональных системах, особенно в южных половинах антициклонов северного полушария (север Африки, Центральная Азия) и в северных половинах антициклонов южного полушария (пустыня Калахари в южной Африке, пустыни Австралии); иссушение в подгорных областях нисходящих воздушных потоков, дующих с гор и вызывающих фёновый эффект; иссушение воздушных масс в высокогорьях, расположенных в высотном поясе, необеспеченном влагой, например, в пустынных нагорьях восточного Памира и, особенно, Куньлуня и Тибета с холодными приледниковыми щебенистыми и песчаными пустынями.

Первой основной предпосылкой интенсивного проявления рельефообразующей деятельности ветра является постоянное или сезонное отсутствие или разреженность растительного покрова. Такие условия господствуют в аридных зонах, как жарких и умеренных поясов так и в холодных полярных, а также в высокогорном высотном поясе. При отсутствии или разреженности растительного покрова обнаженные горные породы быстро разрушаются под непосредственным воздействием атмосферы, разрыхляются и образуют продукты выветривания, подвластные ветру.

Второй основной предпосылкой интенсивного проявления рельефообразующей работы ветра является наличие субстрата, могущего переноситься ветром, распространение которого также подчинено зональности. Этот субстрат создается преимущественно процессами механического выветривания при сменах температур, особенно при переходах температур через 0° в условиях резко континентального климата жарких и холодных поясов. Процесс его образования в значительной мере усиливается механической работой ледников и подледниковых вод. Характер эолового рельефообразования в значительной мере зависит от субстрата. Так, крупнозернистые граниты, разрушаясь в пустынях, высокогорьях и в полярном поясе преимущественно под влиянием резких смен температур и обусловленного этим механического выветривания, являются поставщиками обильного количества песков для развевания и  сравнительно  небольшого количества пыли. Глина же, подвергаясь пустынному выветриванию, не дает материала для длительного перевевания. Правда, при пустынном шелушении глин образуются мелкие пластинки, частично перекатываемые ветром и создающие в ряде мест самостоятельные формы эоловых накоплений, однако этот процесс мало распространен, и переносятся такие чешуйки на недалекое расстояние. Но та же глина и мергели под влиянием солончакового расщепления  (пульверизации) дают в пустынях обильный материал для перевевания подвластной ветру пыли. Этот процесс приводит к усиленной дефляции глин в пустынях, уносу пыли ветром  во  взвешенном  состоянии  на  значительные расстояния и сильно способствует накоплению вне пустынь эоловых покровных отложений.

Принято считать, что ветер чаще всего развевает рыхлые песчаные толщи четвертичных аллювиальных равнин. Действительно, так образовались песчаные пустыни Каракумы, Такла-Макан, индийская пустыня Тар, Прибалхашские пески и некоторые другие. Однако еще большие площади песчаных пустынь образованы в результате развевания третичных песчаных толщ. Таковы основная часть величайшей песчаной пустыни мира — Руб-эль-Хали (имеющей площадь 1 млн. км2) в Аравии, Ливийские пески, Муюнкумы, Приаральские Каракумы и значительная часть Кызылкумов. Кроме того, имеются многочисленные, но значительно меньшие по площади песчаные массивы, сформированные в результате развевания различных твердых осадочных горных пород мезозоя и палеозоя и за счет развевания гранитов и метаморфических толщ. Таковы некоторые массивы Монголии, Тибета, Памира, северо-западной Туркмении и другие (Федорович, 1950).

В северных зонах основным материалом для перевевания являются зандровые пески древних оледенений и прибрежные морские песчаные накопления.

Работа ветра зависит не только от механического состава пород, но и от структурного строения рельефа. Так, например, в формировании микрорельефа горных районов эоловое рельефообразование по сравнению с другими факторами, как правило, играет весьма подчиненную роль. Однако именно горы служат мощным поставщиком того материала, который, аккумулируясь в межгорных котловинах, на подгорных равнинах, или вдали от гор — в низовьях рек, является основным субстратом для энергичного эолового рельефообразования и создания обширных, сплошь перевеянных песчаных пустынь.

Зонами и областями проявления эоловой рельефообразующей деятельности в силу указанных причин являются, кроме аридных зон тропических и умеренных поясов, также тундровые и арктические зоны полярных поясов, высокогорья, области древних равнинных оледенений, морские побережья, особенно расположенные в древнеледниковых и пустынных областях, берега многих рек и аллювиальные равнины.

Чтобы более или менее наглядно отобразить работу ветра на Земле, нами составлена карта распространения ветровых процессов, эоловых отложений, типов и форм рельефа (рис. 1).

Воздействие ветра на поверхность земли крайне разнообразно и является либо непосредственным (развевание, перевевание и навевание снега и песка), или опосредствованным работой других факторов (например, вызванных ветром волн, формирующих подводные и надводные береговые песчаные и галечные валы). Воздействие ветра может быть однотипным, т. е. обусловленным неизменившейся за данный отрезок времени или слабо меняющейся природной обстановкой, или разнотипным, при наличии в одной и той же местности отложений и форм рельефа унаследованных от иной, предыдущей обстановки, так и современных, связанных с новыми условиями. Это воздействие может быть как неизменным во времени, так и изменившимся под влиянием новых природных условий или измененным хозяйственной деятельностью человека. Все эти изменения могут быть различными по давности, вплоть до современных, но во всех случаях они отражают древние и современные зональные условия.

В дальнейшем мы рассмотрим лишь процесс однотипного рельефообразования, непосредственно проявляющегося под воздействием ветра в настоящее время, хотя обусловленный им рельеф в ряде случаев связан с тем рельефом, который был создан ветром в предшествующее время и в той или иной мере является унаследованным. Прежде господствовало мнение о том, что в формировании сыпучего материала существенную роль играет коррозионная, абразивная работа ветра несущего песчинки и ими сдирающего другие песчинки. Сейчас приходится признать, что эта сторона работы ветра не столь значительна. Основная масса сыпучего материала подготавливается различными видами выветривания горных пород, а главная роль ветра заключается в уносе (транспортировке) пыли (во взвешенном состоянии) и песка (в основном путем перекатывания по поверхности земли).

В транспортирующей работе ветра следует выделять не две фазы (дефляцию и аккумуляцию), а три: развевание или дефляцию, перевевание или трансфляцию и навевание или симфляцию, т. е. эоловую аккумуляцию в виде надвигания (волочения) песков и оседания из воздуха супеси и пыли.

Зональность процессов развевания. Под развеванием мы понимаем процесс отрыва материала, который может транспортироваться ветром, и его унос путем волочения, скачками и во взвешенном состоянии. При развевании преобладает удаление материала, что приводит к плоскостному понижению поверхности. Частным случаем дефляции является выдувание, т. е. интенсивный, но пространственно ограниченный вынос материала, приводящий к переуглублению  отдельных  участков.

Судя по многочисленным данным, процессы развевания распространены гораздо шире, чем это обычно считается, В иссушающихся областях внутриконтинентальных антициклональных систем они часто являются господствующими процессами рельефообразования. Развевание подчеркивает структурность рельефа, формирует крупные впадины выдувания. Удаляя значительные массы продуктов разрушения горных пород, развевание способствует созданию своеобразного рельефа островных гор. Областями развевания, связанными с антициклональными системами, являются основные площади Центральной Азии (рис. 2), значительные пространства северной Африки, западная и центральная Австралия, а у нас — Центрально-Казахстанский мелкосопочник и Мангышлак.

Следует оговорить, что даже механизм процессов развевания еще недостаточно изучен, еще менее исследованы их географические изменения, не говоря уже о зональных различиях. Имеющиеся материалы позволяют нам отметить следующие основные черты процессов развевания.

Карта распространения ветровых процессов, эоловых отложений, типов и форм рельефа

Развевание подгорной щебёнистой гаммады и навевание песков на склоны гор в пустынях Центральной Азии. Восточный Тянь-Шань в районе впадины Хами

В зонах пустынь, тропических и субтропических поясов растительность, крайне разреженная и не образующая дернинного покрова, почти нигде, кроме участков зарослей крупного злака альфа, не является препятствием для дефляции. Большая интенсивность миграции солей и солевого расщепления горных пород также служит благоприятным фактором для развития дефляции. В силу этих условий и постоянной сухости воздуха, развевание в тропических и субтропических пустынях — постоянно действующий (круглогодовой) интенсивный и зонально-площадной фактор рельефообразования. В зоне тропических пустынь оно ограничено в основном лишь наличием кремневой брони, а в зоне субтропических пустынь — мощной и плотной карбонатной пустынной корой. Именно потому, что развевание в зоне тропических и субтропических пустынь является постоянно действующим фактором, здесь получили широкое развитие островные горы и замкнутые котловины выдувания, а преобладающим типом ландшафта является каменистая гаммада, с поверхности которой выдут весь мелкозем.

Первой типичной чертой областей дефляции является резкое несоответствие в каждом бессточном бассейне между объемом удаленных из него горных пород и количеством оставшихся в нем рыхлых наносов. Это несоответствие нельзя объяснить никаким другим процессом, кроме эолового удаления мелкозема на значительные расстояния. Второй, не менее характерной их чертой является наличие замкнутых переуглубленных участков — солончаковых котловин в коренных некарстующихся породах, дефляционное происхождение которых, в силу неоспоримых фактов, постепенно начинает признавать все большее число исследователей.

Во внетропических пустынях, т. е. во внутриконтинентальных пустынях умеренного пояса, выявляется резкое провинциальное различие процесса развевания в зависимости от внутриконтинентальных различий климатических условий.

В западных евроазиатских пустынях Средней Азии со средиземноморским типом климата, для которого характерен ранневесенний сезон увлажнения, растительность, особенно дернинная, оказывает значительное препятствие развитию дефляции. В то же время сравнительно интенсивное, хотя и кратковременное увлажнение поверхности создает благоприятные условия для развития местного стока, для сноса в западины солей и для развития солончаково-дефляционных процессов. Вот почему, наряду со столово-останцовым (турткулевым или дордулевым) рельефом, здесь очень широко развиты котловины и впадины выдувания. В их формировании сочетается воздействие следующих факторов: 1) первичного тектонического нарушения рельефа (чаще всего на участках растяжения и разрыва слоев в ядрах антиклинальных структур), 2) кратковременной, но весьма энергичной эрозии и сноса солей в понижения рельефа, 3) инсоляционного выпотевания солевых растворов, 4) солевого расщепления горных пород и 5) эолового удаления ветром тонкой солончаковой пыли. В некоторых районах на первых порах к этому добавляется карстовое растворение известняков. Фактором, тормозящим как дефляцию, так и эрозию в этих пустынях является пористая почвенная гипсовая пустынная кора, развивающаяся особенно часто на карбонатных породах и покрывающая, например, почти весь Устюрт.

Таким образом, западные евроазиатские пустыни — это провинции крайне неравномерного сезонного площадного развевания с отдельными участками интенсивного выдувания.

В центральноазиатских пустынях со сравнительно равномерным выпадением осадков и крайне ограниченным их количеством (от 9 мм в Таримской впадине до 150 мм в Джунгарии) дернинная растительность, сильнее всего сдерживающая дефляцию, отсутствует. Следствием значительной, в частности, весенней сухости воздуха, большой интенсивности испарения грунтовых вод и большой скорости ветров является широкое распространение гипсовых, натриево-сульфатных, хлоридных и содовых пустынных кор и солончаков. Пустыни Центральной Азии относятся к провинции равномерного интенсивного площадного развевания аллювия, коренных пород и пролювиальных гаммад, однако с малым количеством впадин выдувания. Эти впадины формируются здесь либо среди коренных пород в местах застоя поверхностных вод, либо в районах весьма обильного сноса солей водами, текущими с высокогорий. Типичные котловины выдувания в коренных породах имеются, как показали наши исследования, проведенные в 1959 г., в центральных и северных районах Джунгарской впадины. Самой крупной впадиной выдувания среди озерно-аллювиальных равнин Центральной Азии является Лобнорская впадина, откуда пески выносятся в район Кумтага ветрами, дующими в Цайдамскую впадину. По мере перехода к более северным областям все больше возрастает тормозящая развевание роль растительного покрова и увлажнения субстрата.

В умеренном поясе с субгумидным климатом имеются обширные территории очагового сезонного (летнего) проявления дефляции. Она проявляется здесь только на тех участках суши, где растительность либо не успела развиться (поймы и надпойменные террасы рек, берега морей), либо ослаблена вследствие давнишнего перевевания сильно промытых дождями и потому почти бесплодных песков (районы древних оледенений), а также там, где растительность уничтожена (места буреломов, лесных пожаров, неумеренного выпаса скота и распашек).

В холодных (субарктическом и арктическом) широтных поясах и в холодных высокогорных поясах дефляция, как и в пустынях, в значительной мере или полностью освобождается от сдерживающей роли растительности. Дефляция здесь развита зонально, но представляет собой кратковременный процесс и имеет разорванно-площадное распространение, так как проявляется преимущественно летом и только на рыхлых незаболоченных грунтах. По свидетельству многих исследователей, в тундре в сухое лето происходит интенсивное развевание, приводящее к формированию котловин выдувания (ерсей, ярей).

Зональность процессов перевевания. Под перевеванием мы понимаем процесс ветрового переноса и переотложения материала, при котором дефляция и аккумуляция неразрывно связаны между собой, чередуясь на малых участках; они сосуществуют как две стороны одного и того же процесса и в совокупности создают единые формы рельефа. Типичным проявлением перевевания является формирование рельефа песков. В нем могут быть локально развиты формы чисто дефляционные и чисто аккумулятивные — гряды и другие формы, но, как правило, то количество песка, которое выдувается из понижений (например, межгрядовых), навевается на возвышения (гряды) и лишь частично песок передвигается по гребням вдоль направления ветра.

Процессы перевевания наиболее детально изучены в наших внетропических пустынях, где нам удалось выявить закономерности зависимости рельефа полузаросших песков от режима ветров и всех компонентов ландшафта. Первая сводная работа по этим вопросам была опубликована нами в 1940 г. (Федорович, 1940), а сводная карта рельефа песков Средней и Центральной Азии — в 1949 г. (см. Гипсометрическую карту СССР в масштабе 1 : 2 500 000. М., 1949 г.).

Наличие густой сети метеорологических станций и материалы аэрофотосъемки создают теперь особенно благоприятные условия для анализа взаимосвязи разнообразного рельефа внепустынных дюн с режимом создававших и создающих их ветров. Впервые подобную работу провел польский географ Ленцевич (Lencewicz, 1922). Используя детальные топографические планшеты, он составил карту расположения дюн Польши и доказал, что изменение их ориентировки в пространстве полностью согласуется с различными путями движения современных циклонов на севере и на юге Польши. Недавно эта работа была значительно детализована (Galon, 1958).

В настоящее время аэрофотосъемка северных областей Евразии помогла установить также весьма широкое развитие, особенно в СССР, эоловой скульптуры рельефа, в основном на территориях древних оледенений и приледниковых зандровых равнин. Распространение и ориентировка внепустынных дюн на основных пространствах Евразии в самом общем виде впервые были показаны нами на Геоморфологической карте ССОР и масштабе 1 : 4000000 (М., 1960 г.). Будем надеяться, что огромные перспективы анализа наших восточноевропейских и сибирских дюн привлекут внимание исследователей.

Классификация форм рельефа песков, в основном связанных с перевеванием, в зависимости от динамических и зональных условий представлена нами в виде схемы (рис. 3).

Ниже мы рассмотрим основные зональные типы проявления процессов перевевания песков.

1. Сплошное постоянное (круглогодичное) интенсивное равномерное перевевание оголенных песков (тропический или барханный тип) зонально распространено там, где отсутствует дернинный покров и кустарники весьма редки, т. е. в наиболее сухих пустынях (с годовым количеством осадков менее 75 мм) тропического пояса (Северная Африка, Аравия), местами в субтропическом поясе (например, в пустынях африканского Средиземноморья), частично в пустынях умеренного пояса (Такла-Макан). Азонально этот тип перевевания распространен в ряде внетропических пустынь в районах местных сильных ветров; локально, он встречается и в полупустынной зоне.

Для областей развития барханного типа перевевания в тропических пустынях характерно широкое распространение наиболее крупных форм песчаных скоплений и преимущественно

Основные формы рельефа песков, связанные с режимом ветров и зональностью

ландшафтное развитие комплексных форм, таких, как комплексные поперечные ветру барханы (диваны) (форма 9 на рис. 3) и продольные ветру гряды типа «китовых спин», осложненные поперечными или диагональными комплексными барханными поясами (форма 6 на рис. 3). Расстояния между продольными грядами достигают обычно нескольких (4—6) километров, средняя высота их колеблется около сотни метров, доходя иногда до 200 м, а в некоторых случаях превышая 300 м. Максимальная известная высота «продольных ветру барханных гряд, расположенных южнее оз. Лобнор в песках Кумтаг, — 479 м. Максимальная длина изолированных, трансгрессивно продвигающихся продольных гряд достигает 700 км (дюна Махарика в Ливии).

2. Сплошное, почти постоянное, замедленное растительностью, равномерное перевевание полу за росших песков распространено в пустынях умеренного пояса северного полушария и в тропических пустынях южного полушария (Калахари, пустыни Австралии), с количеством осадков от 75 до 175 мм в год. Для полузаросших песков пустынь, так же как и для оголенных барханных песков, характерно равномерное площадное развитие эоловых форм рельефа. Преобладают простые более мелкие формы рельефа с отдельными элементами комплексности и сочетание однородных форм рельефа песков разных категорий величины; например, гряды 5—15 м высотой с длиной волны 185 м сочетаются с грядами 40—60 м высотой и длиной волны 2,5 км (тип полузаросших песков на рис. 3). Максимальные амплитуды расчленения в полузарооших песках Средней Азии доходят до 75 м в плиоценовых грядах; средние амплитуды в районах со среднечетвертичным возрастом песков составляют 10—30 м. Длина продольных гряд достигает часто 10—20 километров. Как правило, рельеф полузаросших песков является автохтонным, развивающимся на месте залегания осадочных рыхлых толщ, за счет перевевания которых он и образуется. Встречаются и алохтонные полузаросшие пески, надвигающиеся на наклонные подгорные пролювиальные равнины и на возвышенности.

Этот зональный тип перевевания полузаросших песков подразделяется на два провинциальных подтипа: каракумский и  джунгарский.

Каракумский подтип— перевевание песков с дернинным покровом и кустарниками (что сильно замедляет, но не прекращает эолового рельефообразования), характерное для Средиземноморской провинции, где благодаря ранневесеннему максимуму осадков широко развиваются эфемеры и эфемероиды, в частности, корневищные, образующие достаточно плотный дернинный покров.

Джунгарскмй подтип — перевевание песков без дернинного покрова, с частыми кустарниками или кустарничками характерен

Навевание дюнного вала в условиях влажного климата лесной зоны

для центральноазиатских северных пустынь с равномерным режимом осадков, «или с небольшим летним максимумом осадков, но с сухой весной, вследствие чего не могут существовать эфемеры.

3. Локально-площадное (почти равномерное по площади), сезонное, замедленное растительностью перевевание песков типично для зоны полупустынь с количеством осадков от 175 до 250 мм в год. Характерной и зонально обусловленной особенностью полупустынного рельефа песков является часто встречающееся в нем сочетание непустынного дюнного и пустынного барханного рельефа. В полупустынной зоне, например, в северной части прикаспийских песков Нарынкум и в юго-восточной части Муюнкумов, песчаные формы по общей конфигурации, обусловленной продвижением песка по равнине, имеют характер дюн (с выпуклым по направлению ветра склоном), а на вершине, где песок оголен, почти всегда подвижен и быстрее просыхает, развиваются барханные цепи. Рельеф песков, возникающий при перевевании полупустынного дюнного типа, характеризуется сочетанием участков задернованных, слабо подвижных песков, оголенных дюн с признаками комплексности и пятен дефляции. Неравномерность развевания песков в полупустынной зоне нередко результат бесхозяйственной деятельности человека, который усиленным выпасом, стад порождает участки «разбитых» песков и нарушает, таким образом, нормальное состояние дернового покрова. Примером могут служить приколодезные участки в песках северной части Прикаспийской низменности.

4. Очаговое неравномерное сезонное перевевание песков дюнного типа развивается в поясе умеренного климата, в зонах степи и лесостепи и в лесной зоне, включая и тайгу. Возможно, что после более тщательного изучения этот тип будет разделен на несколько типов или подтипов.

Для перевевания внепустынного дюнного типа, проявляющегося в областях распространения рыхлых толщ речных, озерных, морских, зандровых и других флювиогляциальных песчаных отложений, характерна крайняя степень неравномерности развития. Этот процесс резко ослабляется в более увлажненных понижениях и усиливается в отдельных очагах отсутствия или угнетения растительности (на морских или речных побережьях, пожарищах, буреломах или древних дюнах).

Нами выявлена вполне определенная зависимость формирования внепустынного дюнного рельефа от режима ветров (тип рельефа дюнных песков на рис. 3), аналогичная той зависимости, которая была установлена для барханных и полузаросших лесков (Федорович, 1940).

Так, например, при господствующих ветрах одного направления происходит следующая трансформация эолового рельефа дюн. Поперечные ветру прибрежные песчаные валы (типа рижских, рис. 4) или полосы оголенных приречных песчаных валов, где они ориентированы поперек ветра, сперва навеваются в валоподобную, перпендикулярную ветру дюну. По мере ее нарастания происходит постепенное продвижение вперед ее наиболее высокой, а потому и быстрее просыхающей и активно перевевающейся части. Это ведет к образованию сперва скобовидной, затем серповидной, дугообразной и, наконец, параболической дюны с крутым выпуклым надвигающимся передним склоном. В дальнейшем параболическая дюна с зарастающими и слабо подвижными, а потому и оттянутыми назад рогами, постепенно, по мере продвижения центральной ее части вперед по направлению ветра, принимает форму шпильковидной дюны, а в случае прорыва вершины превращается в парные, продольные ветру дюнные гряды (формы 27 и 28 на рис. 3).

При равномерной системе ветров формируются циклические и овальные дюны, разрастающиеся в комплексные концентрические дюнные поля (формы 33—35 на рис. 3). Они полностью аналогичны ячеистому рельефу пустынь и полупустынь (как закрепленному, так и оголенному), но отличаются резко выраженным «саморазвитием» от исходного первичного очага развевания, откуда дюнные поля постепенно надвигаются на окружающую местность. Типичным примером такого поля может служить концентрическое дюнное поле в пойме одной из северных рек в таежной подзоне — Печоры.

Наблюдения над такими дюнными полями и большинством дюнных массивов внёпустынных областей умеренного пояса показывают, что в лесной зоне разница в теплоотдаче белого песка и темного леса крайне велика. Это вызывает весьма существенные изменения в структуре ветровых потоков. В результате стационарно-центробежного движения происходит разрастание форм эолового рельефа песков до таких больших размеров (в плане), которые никогда не наблюдаются в пустынях. Местами при этом пески выходят за пределы породивших их пластовых толщ.

Плановое разрастание дюнного рельефа ведет к тому, что в полупустынях концентрические комплексные дюны могут достигать десятков километров в поперечнике. В степных боровых песках максимальные размеры комплексных дюн составляют 77 км (на юге Кулунды). В лесной зоне, в частности в тайге, комплексные параболические дюны достигают 2—3 км в поперечнике. Даже в якутской тайге, где развита щечная мерзлота, ширина дюн доходит до 4 км, а длина — до 15 км.

В связи с задачами освоения северных районов нашей страны проблема изучения динамики дюнных песков становится весьма актуальной и требует не только качественного анализа, но и уяснения скорости их современного развития.

Очевидно, в дальнейшем из внепустынного дюнного типа перевевания придется особо выделить тундровый тип, давно описанный А. А. Григорьевым (1905), Н. А. Куликом (1928) и Г. А. Черновым (1948) для Большеземельской тундры, но развитый и в других районах. По-видимому, ему будет соответствовать своя разновидность морских прибрежных дюн, примером которых являются еще почти не изученные дюны южного и восточного побережий Кольского полуострова. Сейчас ясно, что дюны этого типа похожи на таежные дюны, поскольку они часто связаны с очаговым развеванием (с котловинами развевания на месте пожарищ и буреломов).

5. Арктический тип перевевания оголенных песков характеризуется кратковременным сплошным перевеванием участков сыпучих песков, не закрепленных растительностью. Рельеф, созданный в результате такого перевевания, отчасти похож, на пустынный рельеф песков. Этот тип перевевания наименее изучен; он ярко проявляется на Земле Бунге, представляющей собой оголенную арктическую песчаную пустыню.

Таким образом, несмотря на то, что вопрос о зональности перевевания песков разработан еще недостаточно, даже по имеющимся сейчас материалам можно судить о том, что зональность  этого процесса развита не менее, если не более ярко, чем зональность процессов развевания. Следует, однако, помнить, что в природе на зональные условия зачастую накладывается азональное воздействие различных факторов, осложняющее зональные типы и сдвигающее их в несвойственные им зоны. Таковы воздействия местных усилений ветра, локального увлажнения, например на поймах и первой террасе, уничтожения растительности человеком, и т. д. Примером азональных параболических дюн могут служить дюны, развитые в долине р. Или, восточнее пос. Или, формирование которых связано не с климатическими условиями, а с усиленным почвенным увлажнением в условиях поймы.

Зональность процессов навевания. Совершенно особое место в советской геоморфологии занимает проблема навевания, т. е. образования песчаных, супесчаных и суглинистых эоловых покровов. В зависимости от характера материала навевание разделяется на надвигание песчаных покровов, перемещаемых постепенно по поверхности земли в направлении господствующего ветра, и на оседание переносимых ветром во взвешенном состоянии супесчаных и пылевых продуктов.

Надвигание песчаных покровов достаточно хорошо известно во всех типах пустынь, этот процесс является бесспорным. Наглядным примером трансгрессировавшего по ветру песчаного покрова является южная полоса Каракумов шириной 30—60 км, в пределах которой пески надвинуты на наклонную подгорную пролювиальную равнину и унаследовали ее уклон.

Вопрос об оседании переносимых ветром во взвешенном состоянии супесчаных и пылевых продуктов является у нас крайне дискуссионным. Некоторые исследователи до сих пор готовы уверять, что пыль образуется только на дорогах и оседает на те же дороги. Между тем многолетние наблюдения над пылью, оседающей на пароходах, идущих по южной части Атлантического океана, показывают, что пыль выносится на расстояние до 3000 км от западных берегов Африки и оседает на дно Атлантического океана.

По наблюдениям на метеорологических станциях в пустынях Средней Азии пылевые бури бывают в среднем до 70 дней в году, а в Центральной Азии — до 174 дней в году (Романов, 1960; Федорович, 1961).

Результаты наблюдений показывают, что мощные супесчаные и суглинистые покровы почти повсеместно, особенно в районах преобладания ветров одного направления, имеют свой специфический эоловый рельеф. Наглядным примером являются волнистость супесчаной степной равнины в Предкавказье, прекрасно выраженная ib 150 км к западу от притерекских песков, и грядово-увалистый прямолинейный рельеф лёссов лёссовой провинции Китая и лёссовых подгорий и предгорий Средней Азии,

Плащ эоловых супесей, вынесенных из пустыни Такламакан и отложенных на высоте 2500 м на склонах гор Куньлунь

ориентированный по направлению современных (и древних) ветров и постепенно переходящий в аналогичный грядовый рельеф песков (Кесь, 1959а, б, 1963).

Произведенный нами анализ географического распространения лёсса в Евразии приводит к выводу об эоловом происхождении лёссового материала, образовавшегося за счет выноса пыли из пустынь, отложения ее в областях ослабления силы ветра и последующего преобразования под влиянием атмосферных осадков и синхронного с отложением пыли процесса почвообразования (Федорович, 1960). Но если вопрос о судьбе эоловой пыли и о ее роли в накоплении толщ лёссов представляется некоторым исследователям спорным, то вопрос о зональности процессов седиментации пыли еще почти совершенно не освещен в литературе. Многочисленные данные показывают, что лёсс, который образуется сейчас за счет выноса пыли из пустынь в окружающие аридные и полуаридные степные пространства и на склоны гор, возникал прежде и в ландшафтах приледниковых тундр за счет развевания ледниковых наносов в суровых условиях ледниковых эпох. Этот пример зональных различий процессов навевания, точнее источников навевания, известен давно. Не менее давно известно об интенсивном выносе пыли из тропических африканских пустынь в океан, однако вынос пыли из тех же тропических пустынь на сушу до сих пор не освещен и не принимается во внимание исследователями, хотя этот процесс тоже отмечался уже давно.

Анализ климатической обстановки и карт рельефа песков показывает, что основная часть пыли, выносимой из пустынь северной Африки, отлагается не в Атлантике, а в зоне саванн, образуя там малокарбонатные малопористые красноземы, являющиеся зональной разновидностью лёсса (Федорович, 1952; Кесь, 1962).

Разрешение проблемы трансформации пустынной пыли в зоне саванн поможет разрешить вопрос о генезисе аналогичных плиоценовых образований юга СССР и ряда районов Средней Азии, Казахстана, Монголии и Китая, где, очевидно, происходило пыленакопление в условиях, сходных с современными саваннами. Таким образом, с нашей точки зрения, не только характер процессов, но и особенности продуктов навевания также вполне четко отражают зональные условия. В частности, оседающая пыль, в зависимости от зональных условий почвообразования, дает разнообразную гамму осадков — слоистые почти незатронутые почвообразованием эоловые супеси пустынь (например в северном Куньлуне, рис. 5), типичные лёссы полупустынной и степной зон (Средней Азии, Предкавказья, юга Украины), лёссовидные суглинки зоны лесостепи и лёссовидные плотные суглинки (Приволжская и Средне-Русская возвышенности) и покровные глины лесной зоны (например более северных районов Европейской части СССР, Польши и Салаира).

Исследования последнего времени указывают на то, что эоловая скульптура рельефа весьма широко распространена не только в пустынях тропических и субтропических поясов обоих полушарий и умеренного пояса северного полушария, но и в северных широтах, на нагорьях, а также в областях древних равнинных оледенений. Эти данные позволяют считать, что первично созданный ветром, а тем более преобразованный им рельеф распространен весьма широко и подчинен зональности.

В настоящее время еще не уточнена площадь тех территорий, на которых проявлялось эоловое рельефообразование, однако приблизительное представление о ней может быть получено. Площадь пустынь и полупустынь, где эоловое рельефообразование является либо ведущим, либо весьма существенным фактором, охватывает 35 млн. /км2, что составляет 25% суши. К этому следует прибавить обширные территории в пределах холодных поясов, а также области древних оледенений, где созданный или преобразованный ветром рельеф распространен значительно шире, чем предполагалось прежде. Если, помимо этого, учесть площадь области отложения покровов принесенной ветром пыли, то ib общем мы можем приблизительно считать, что непосредственное эоловое рельефообразование проявляется не менее чем на 35—40% поверхности суши. Такой масштаб рельефообразующей работы ветра наглядно свидетельствует о том, что в век творческого отношения к природе, когда перед нами стоят грандиозные задачи преобразования природы, скептическое отношение к работе ветра должно быть навсегда оставлено. Пора приступить ко всемерному количественному изучению процессов развевания, перевевания и навевания во всех их зонально-специфических проявлениях.

Мы в основном «обезвредили» работу ветра там, где он заносил песками поля и железнодорожные магистрали, но впереди предстоит еще много работы. Пески мешают эксплуатации нефтяных и газовых богатств, препятствуют работе автомобильных дорог. Переносимые ветром пыль и песок загрязняют ценные соли. Поднимаемая с обсохшего дна Каспия соляная пыль нередко губит урожаи хлебов и садов за тысячу километров от очагов развевания. Пренебрежение к изучению работы ветра нередко приводит к тому, что гибнут урожаи от развевания полей. Мы не имеем права лишать наши поля самой важной материальной ценности — животворящего почвенного слоя. Мы обязаны превратить ветер из врага в помощника, в источник неиссякаемой энергии. Поэтому необходимо систематически и всесторонне изучать работу ветра во всех ее зональных проявлениях.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.