Динамическая геоморфология - Ананьев Г.С.
ISBN 5-211-01618-1
Скачать (прямая ссылка):
В горных областях эоловая деструкция действует избирательно. Выше верхней границы леса она отмечалась в Карпатах, Прибайкалье, Приэльбрусье, Забайкалье, Северо-Шотландском нагорье, на Аляске, Скалистых горах, Шпицбергене и в других регионах. Характерными формами ее проявления являются нива льно-дефляционные ниши, котловины выдувания, корразионные борозды, плитчатые мостовые (Прибайкалье, Татры и др.). Особенно способствуют эоловой деструкции морозобойные трещины и зоны тектонической т р ещиновато сти.
Данные о скорости образования различных форм выработанного эолового рельефа и интенсивности эоловой денудации в целом немногочисленны и пестры. Иногда (солончаковая дефляция и т.п.), как видно из составленной Б.А. Федоровичем (1970) таблицы данных натурных наблюдений, она выражена в сантиметрах и даже первых десятках сантиметров в год. Небольшие (до метра) останцы, гряды, ложбины выдувания нередко возникают буквально на глазах - в течение одного-двух сезонов. В Татрах стенки нивально-дефляционных ниш отступают со скоростью 1-2 см в год. В то же время расчеты за геологическое время (голоцен и больше) не позволяют оценить среднюю скорость дефляции
329
выше, чем десятые доли миллиметра в год. Так, для образования за четвертичное время путем дефляции даже огромной котловины Карын-Ярык в Западном Казахстане объемом порядка 1000 км3, оказалось достаточно средней скорости дефляции в 0,4 мм в год (Федорович, 1954). Аналогичный результат - 0,2-0,3 мм/год за голоцен дал расчет средней скорости образования дефляционной котловины глубиной 20 м в Центральной Сахаре (Hagedorn, 1974). Средняя величина скорости снижения поверхности при эоловой деструкции в Судетах составила 0,0027 мм/год. Однако можно утверждать, что потенциальная современная интенсивность дефляции превышает среднюю скорость одновременной подготовки мелкбзема выветриванием по меньшей мере в два раза.
Существенно большие скорости дефляции показывают количественные оценки ветровой эрозии сельскохозяйственных земель. Из наблюдений за пыльными бурями видно, что в зависимости от состава грунта (суглинок, супесь, песок, степень гу-мусированности и т.п.) состояния пашни и скорости ветра за одну пыльную бурю может быть снесен слой мощностью 10-30 см. Об интенсивности дефляции говорят также количества выдуваемой и выпадающей пыли. Так, в Туркмении после 10-минутной пыльной бури на площади 8400 км2 выпало около 100 кг/га пыли (Кальянов, 1976). Аналогичные и еще большие цифры (до 800 т на кв. милю) для юга европейской части СССР, Северного Кавказа, Украины, штатов Айдахо, Орегон, Северная Дакота в США приводит Д.В. Наливкин (1970).
АККУМУЛЯТИВНЫЕ ПРОЦЕССЫ
Эоловая аккумуляция происходит тогда, когда в связи с ослаблением скорости ветра, торможением ветровых струй у препятствий и иными причинами энергии ветрового потока оказывается недостаточно для поддержания переноса пылинок во взвешенном состоянии, а частиц песчаной размерности - в ветро-пес-чаном потоке. Кроме того, выпадая из воздушной среды непосредственно или вместе с дождем и снегом, частицы (особенно пылеватые) примешиваются и, вероятно, в значительном количестве, к осадкам иного генезиса: речным, озерным, морским, ледниковым и др. Выделить " эоловую долю" в осадках иного генезиса трудно, и этот вид аккумуляции, как правило, не учитывается. Особенности собственно эоловой аккумуляции пыли и частиц песчаной размерности различны.
Для поддержания пылеватых частиц во взвешенном состоянии достаточно скорости ветра порядка 2-3 м/с. Бели же она падает ниже 2 м/с, что из-за пульсационного характера воэдупь ¦ ного потока при малых средних скоростях ветра происходит неоднократно, пыль осаждается и остается на земной поверхности,
330
закрепляясь на стеблях и листьях растений, шероховатой поверхности. В итоге, не считая пылинок, выпадающих на землю с осадками, постепенно накапливается вполне ощутимый слой пы~ леватых отложений. Выше говорилось об огромных количествах единовременно (после одной бури) выпадающей пыли. Если же учесть среднюю частоту повторяемости пыльных бурь, геоморфологическая значимость эоловой аккумуляции пыли становится очевидной.
Данные о прямых наблюдениях и расчетах среднегодовой скорости эоловой аккумуляции пыли за историческое время в пустынях, полупустынях и степях дают цифры от 0,1 до 3,0 см/год. Если считать, что окончательно закрепляется и сохраняется на земной поверхности не более одной сотой части от осевшей за год пыли, получится слой осадка порядка 1-3 м за голоцен. Таким образом, в определенных условиях пылеватые частицы образуют эоловые осадки, которые затем в результате уплотнения, частичного переотложения, почвенного и диагенетического преобразования, превращаются в лёссы и лёссовидные породы. Конечно, твердые частицы мельчайших размеров, составляющие основу лёсса и лёссовидных -пород, в разных физико-географических условиях могут образовываться и накапливаться в осадки по-разному, не только путем эоловой аккумуляции (например, за счет физического выветривания на месте, пролювиально-де-лювиального сноса и др.). Однако, как показало большинство исследований, затрагивающих проблему генезиса лёсса (работы В.А. Обручева, В.М. Синицына, Б.А. Федоровича, A.C. Кесь, И.П. Герасимова, Э.М. Мурзаева и др.), основная масса лёсса, особенно в перигляциальной зоне древних оледенений и в се-миаридных условиях, имеет эоловое происхождение. Об этом свидетельствуют близкий гранулометрический и минералогический состав пыли, вынесенной из пустынь, и состав большинства типичных лёссов, предетавленных мощными (десятки метров) толщами; покровный характер залегания лёссов, слагающих как склоны, так и междуречья, часто без существенного изменения мощности покрова; зональность как механического состава лёссов (более грубых ближе к песчаным пустыням и более глинистых - дальше от них), так и поясов лёссовых накоплений по отношению к областям дефляции и в зависимости от преобладающей системы ветров. Особенно ясно зональность видна по периферии песчаных и каменистых пустынь, окруженных горами. Поскольку высота развития обычных пыльных бурь редко превышает 2 км, основная масса пыли, выносимой ветром из таких пустынь, оседает на склонах предгорий, где мощность лёсса достигает десятков и первых сотен метров. Нередко лёссы имеют специфический волнисто-грядовый рельеф, где гряды и волны ориентированы по направлению господствующих ветров одного направления. Более всего лёсс распространен в предгорьях и у подножия гор в арид
