Опасные природные процессы и их влияние на устойчивость геосистем (юг Дальнего Востока)

География. Геоэкология

Вестник ДВО РАН. 2005. № 5

A.М.КОРОТКИЙ, В.В.КОРОБОВ,

B.В.ШОРНИКОВА, Г.П.СКРЫЛЬНИК

Опасные природные процессы и их влияние на устойчивость геосистем

Рассматриваются условия проявления и степень воздействия опасных природных процессов на природные и природно-антропогенные геосистемы юга Дальнего Востока. На основе типизации природных экзогенных процессов выявлена роль различных геолого-геоморфологических факторов — особенностей рельефно-субстратной основы, интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов, геологической структуры и др. Предложена методика оценки динамики процессов и состояния геосистем в зависимости от степени устойчивости различных компонентов ландшафтов к внешним природным и природно-антропогенным воздействиям. Рассмотрены особенности устойчивости ландшафтов в различных геоморфологических зонах. На территории Приморья выделены районы с различной частотой проявления опасных природных процессов и явлений и характером их влияния на ландшафты.

Dangerous natural processes and phenomena and their influence on stability of geosystems (the south

of the Far East). A.M.KOROTKY, V.VKOROBOV, V.V.SHORNIKOVA, G.P.SKRYLNIK (Pacific Institute of Geography FEB RAS, Vladivostok).

Dangerous natural processes in the south of the Far East, such as river floods, tsunami, storms and storm surges, rockfalls and landslides, and others are considered. Conditions of their display and the degree of influence on natural and natural-anthropogenic geosystems are determined. The role of various geologic-geomor-phologic factors — features of relief-substrate basis, intensity of erosive-accumulative processes, geological structure and others — is revealed on the basis of typification of natural exogenous processes. The technique of estimation of process dynamics and state of geosystems depending on the degree of stability of various components of landscapes to external natural and natural-anthropogenic influences is offered. Features of stability of landscapes in various geomorphologic zones are considered. Areas with various frequency of display of dangerous natural processes and phenomena, and various nature of their influence on landscapes are identified on Primorye territory.

На территории Дальнего Востока широко распространены опасные природные явления, связанные с колебаниями климата [8]. Это наводнения, сели, ураганы, снежные лавины, шторма и штормовые нагоны и смерчи. Они вызывают эрозионно-аккумулятивные процессы в речных долинах, размыв морских побережий

КОРОТКИЙ Алексей Михайлович - доктор географических наук, КОРОБОВ Виталий Викторович -младший научный сотрудник, ШОРНИКОВА Виктория Викторовна - аспирант, СКРЫЛЬНИК Геннадий Петрович - кандидат географических наук (Тихоокеанский институт географии ДВО РАН, Владивосток).

Работа выполнена в рамках программы «Катастрофические природные и антропогенные процессы на Дальнем Востоке (современные и палеопроцессы, их причины, оценка опасности, прогноз развития)» (03-1-0-09-001), поддержанной Президиумом РАН в 2003 и 2004 гг.

и подводного берегового склона, обвалы, оползни, дефляцию и т.п. В разряд опасных природных явлений включаются и цунами, обусловленные сейсмическими процессами. В настоящее время регулярные наблюдения за опасными явлениями выполняются лишь для цунами и наводнений. В статье обобщаются результаты многолетнего изучения последствий опасных явлений.

Оценка интенсивности современных опасных процессов является основой районирования территорий для выявления характера устойчивости геосистем, условий нормального функционирования и определения степени уязвимости хозяйственных сооружений и сельскохозяйственных угодий, строительства новых объектов [6, 15].

По своему воздействию на геосистемы процессы выступают как типичные и аномальные (экстремальные, катастрофические) [8]. Аномальным процессам соответствуют критические и кризисные состояния геосистем (рис. 1). По степени устойчивости геосистем выделяются следующие их состояния: 1) стабильное, или устойчивое; 2) метастабильное, или почти устойчивое; 3) квазистабиль-ное, или мнимо устойчивое; 4) астабильное. Пороговые ситуации взаимоперехо-дов различных процессов («типичные - критические», «критические - кризисные») или однонаправленных переходов («экстремальные - катастрофические») в развитии рельефа отождествляются с наиболее динамичными состояниями геосистем [8].

Типичные процессы достаточно точно соответствуют среднемноголетним показателям биометеоэнергетики и существенно не меняют условий функционирования природных и сопряженных с ними антропогенных компонентов геосистемы. Лишь при значительном нарушении природно-экологического каркаса территории вследствие различных видов воздействия типичные (рядовые) процессы существенно осложняют эксплуатацию хозяйственных объектов и производственную деятельность в целом [8].

Экстремальные процессы вызывают значительное, но кратковременное отклонение от нормы хода природных процессов и частичное разрушение отдельных элементов геосистемы. При частом их повторении природные системы в целом и отдельные их компоненты адаптируются к этим нагрузкам и быстро возвращаются к нормальному функционированию. Для антропогенных же структур, чьи свойства в большей мере отвечают технологическим, а не природным критериям, экстремальные процессы по своему воздействию сравнимы с катастрофическими.

Воздействие катастрофических процессов и явлений на природно-экологический каркас территории максимально негативное, иногда с полным физическим уничтожением отдельных компонентов ландшафта и предельным нарушением внутренних связей в геосистемах. При этом катастрофические явления могут быть результатом накопления в геосистемах последствий направленно-необратимого воздействия экстремальных процессов, выводящих ландшафт из состояния динамического равновесия. Наложение нескольких типичных процессов со значительной частотой повторения также приводит природно-экологический каркас в неустойчивое состояние. Наконец, наблюдаются катастрофы, обусловленные заложенной в геосистемах внутренней неустойчивостью, которая усиливается при длительном воздействии каких-либо природных процессов. Для геосистемы, находящейся в состоянии минимального динамического равновесия, катастрофическое явление выполняет роль пускового механизма, и происходит ее быстрое и иногда полное разрушение.

Циклы развития

Процессы

Рис. 1. Типы геоморфологических процессов и устойчивость природных систем к внешним воздействиям

квазистабильное

астабильное

Состояния

Факторы морфолитогенеза, влияющие на интенсивность природных процессов

На энергетику природных процессов влияют различные факторы, связанные с геолого-геоморфологическим строением территории в целом и особенностями конкретных типов рельефа (см. таблицу).

Интенсивность природных процессов в различных геоморфологических зонах юга Дальнего Востока

Г еоморфологические зоны

Группы процес- сов Типы современных опасных природных процессов и явлений Морские побере- жья Высо- кие рав- нины Низкие равниы Мелкогорье и останцы Низ- ко- горье Средне- горье Высо- ко- горье Базаль- товые плато

Прибреж- но- морские Абразия коренных берегов 4 0 0 0 0 0 0 0

Размыв аккумулятивных форм 4 0 0 0 0 0 0 0

Штормовое волнение 4 0 0 0 0 0 0 0

Цунами 4 0 0 0 0 0 0 0

2 я л 8 и 2 1 Паводки 3 4 4 4 4 4 2 2

Эрозии в русле 2 3 1 1 1 2 3 3

Эрозия на пойме 2 3 3 3 3 2 1 0

Аккумуляция в русле 3 3 3 2 2 1 1 1

Пролювиальная аккумуляция 3 2 2 2 3 4 4 4

Селевые и лахаровые 2 1 1 1 1 1 2 2

Склоновые Отседание склонов 3 1 1 1 2 3 3 4

Обвальные 4 1 1 1 2 3 3 4

Оползневые деляпсивные 2 2 0 1 2 2 2 4

Оползневые поточные 3 2 1 1 2 2 3 4

Осыпные 4 1 1 1 1 3 4 3

Сейсми- Сейсмообвалы 2 1 0 1 1 2 2 2

ческие Сейсмооползни 2 1 0 1 1 2 2 2

Ниваль- Наледи 3 3 3 3 3 4 3 4

ные Снежно-лавинные 2 0 0 0 2 3 3 3

Морфотипы рельефа - наиболее крупные единицы в геоморфологической классификации. Среди них в зависимости от величины горизонтального и вертикального расчленения выделяются равнины, останцево-педиментный рельеф, мелкогорье, низкогорье, среднегорье. Их облик определяется региональными факторами морфолитогенеза. К ним относятся главным образом тектонические, литоморфные и климатические факторы [11, 13]. Из климатических факторов наиболее существенное влияние на морфологию крупных форм рельефа оказывают такие, как режим выпадения осадков, соотношение летних и зимних температур, характер сезонного промерзания и наличие многолетнемерзлых грунтов, колебания уровней морей и озер.

Генотипы рельефа, более мелкие единицы природно-экологического каркаса территории (в пределах водосборных бассейнов), возникают под воздействием определенных геоморфологических процессов. В качестве самостоятельных генотипов рассматривается прежде всего рельеф водоразделов и склонов, речных долин и низменных равнин, озерных котловин и прибрежной зоны моря. Динамика и функционирование ландшафтов, сопряженных с различными генотипами рельефа, определяются как локальными (типы и интенсивность геоморфологических процессов), так и региональными факторами (климат, положение базиса денудации, тенденции в развитии рельефа и морфосистем более высокого ранга).

Рельефно-субстратная основа ландшафтов включает как элементы структурновещественных геолитокомплексов, так и образования, возникшие в результате взаимодействия климата и биоты. Геолитокомплексы в сочетании с морфоструктурой и морфоскульптурой территории формируют морфолитосистемы, определяющие динамику геоморфологических процессов и условия функционирования ландшафтов. С особенностями рельефно-субстратной основы территории связано наиболее активное проявление экстремальных и катастрофических процессов на отдельных рубежах позднего кайнозоя (отседания, обвалы, оползни, осыпи и др.).

Достаточно широко подобные процессы отмечаются на юге Дальнего Востока. В одних случаях они вызваны глубинной эрозией, в других - интенсивной морской абразией, в третьих - изменениями климата, изреживанием растительности, интенсификацией склонового и флювиального морфогенеза. Среди процессов, резко изменявших гипсометрические градиенты рельефа, на первый план следует поставить плиоцен-нижнечетвертичное расчленение горных стран и депрессий [13, 17]. С этим расчленением было связано чрезвычайно активное развитие обвалов и оползней, особенно в горном обрамлении впадин и на крупных полях излияний базальтов. Размеры оползших ступеней по простиранию долин составляют десятки километров, амплитуда смещения - до 200-300 м [11, 16]. Крупные обвалы и оползни приводили к образованию плотин и озер, вызывали интенсивную аккумуляцию в речных долинах.

Гигантские оползни на юге Дальнего Востока представлены двумя разновидностями. Первая представляет собой образование с хорошо выраженной зоной отсе-дания и краевым аккумулятивным чехлом за счет одноактного смещения масс на значительное расстояние от места отрыва. Вторая, наиболее распространенная, соответствует многократному медленному смещению оползневых масс с образованием на склонах многочисленных небольших тел, разделенных системой трещин и ступеней отрыва (рис. 2). Подобные сложные образования типа оползней, ополз-

Рис. 2. Оползневые дислокации в верхнем течении р. Малая Лазовка. Сост. А.М.Короткий, РП.Токмаков. 1 - базальты, 2 - жерловая фация, 3 - глыбы базальтов, 4 - коры выветривания, 5 - древние осадочные породы, 6 - умеренно литифицированные галечники, 7 - песок с галькой, 8 - покровно-элювиальные накопления, 9 - суглинки с крупным щебнем, 10 - красноцветные глины с мелким щебнем, 11 -слабоуплотненные обводненные алевролиты

ней-обвалов, оползней медленного смещения широко распространены в бассейнах рек, расчленяющих кайнозойские базальтовые плато (например, Самарга, Ботчи, Единка, Кабанья, Коппи).

Оползни при экстремальных погодных условиях развиваются чаще на участках распространения вулканогенно-осадочных пород. Так, гигантские обвалы, оползни и сели (лахары) в северной части о-ва Парамушир в обрамлении вулк. Эбеко связаны с наличием в геологическом разрезе сильно измененных гидротермальными процессами вулканитов.

Особенности проявления опасных природных процессов в разных геоморфологических зонах Дальнего Востока

Прибрежная зона моря. В прибрежной зоне Японского и Охотского морей основные особенности проявления катастрофических процессов (типы и интенсивность) хорошо увязаны с типологией побережий. Она разработана на основе сравнительно-исторического подхода к выделению экзогенных геоморфологических систем [13]. Соответственно выделяются две крупные группы берегов -с преобладанием абразионных или аккумулятивных процессов.

На абразионных побережьях в зависимости от интенсивности геоморфологических процессов выделяются участки активной, умеренной и затухающей абразии.

Активная абразия наблюдается на участках, где происходит почти непрерывное механическое воздействие волн на выходы коренных горных пород, в том числе и при малой интенсивности волнения. Здесь практически отсутствуют наносы, формируются клиф и узкая абразионная платформа. Экстремальные и катастрофические процессы сопровождаются размывом коренных берегов, обвалами, оползнями, отседаниями крупных блоков, формированием системы трещин и глубоких рвов непосредственно вблизи береговой линии и на водораздельных участках побережья. Участки побережья с активной абразией относятся к зонам с повышенной динамикой природных процессов, с чрезвычайной неустойчивостью природных систем. Умеренная и затухающая абразия характерна для участков побережья с широкими абразионными платформами, клифами с аккумулятивной террасой или пляжем, расчлененными эрозионными ложбинами. На таких участках интенсивно проявляются катастрофические склоновые и пролювиальные процессы. Это динамически активные зоны со слабой устойчивостью ландшафтов. Дополнительного изучения требует оценка скорости восстановления геосистем.

Аккумулятивные формы прибрежно-морского рельефа в северном секторе япономорского побережья в целом распространены незначительно, но весьма важны в хозяйственной жизни территории. Аккумулятивные формы рельефа свойственны вершинам риасовых заливов, а за их пределами устьям рек с большим твердым стоком (Хасанское и Самаргинское взморья) и участкам абразионно-денудационного берега (Максимовское взморье). На остальной территории узость внутреннего шельфа, быстрое нарастание глубин в совокупности с бурным волнением способствуют уходу наносов на шельф, что препятствует формированию аккумулятивного рельефа [13].

В волноприбойной зоне морфология аккумулятивных и абразионных форм рельефа, структура осадков чаще всего связаны с интенсивностью волнения и дефицитом наносов. На фоне поднимающегося уровня моря это приводит к катастрофическому размыву террас, пляжей и подводного берегового склона. Скорость

Рис. 3. Пример воздействия цунами на один из участков побережья зал. Петра Великого. 1 - валуны, 2 - галька с песком, 3 -гравий, 4 - песок с гравием, 5 - песок, 6 - почва, 7 - коренные породы

размыва надводных и подводных аккумулятивных форм особенно значительна на участках интенсивного изъятия песка, она составляет сотни метров за несколько десятилетий (в зал. Восток - 400 м за 30 лет).

Экстремальным воздействием обладает частая повторяемость волн высотой выше 4,5 м, прежде всего в осенне-зимний период. На побережье Японского моря с прохождением тропических циклонов связано возникновение волн (высотой до 10-12 м) и штормовых нагонов (высотой до 4-6 м), вызывающих сильный размыв аккумулятивных форм. Усу -губляется их воздействие интенсивными речными паводками, когда штормовое волнение подпирает сток рек. Такое сочетание штормового нагона с паводком следует рассматривать как катастрофическое явление, которое сопровождается увеличением высоты паводка по сравнению с расчетной до 5-7 м и затоплением больших территорий.

Катастрофические процессы возникают и при моретрясениях - цунами. По историческим данным, на берегах Японского моря за последние 2,5 тыс. лет зарегистрировано 17 крупных цунами. Даже небольшие цунами в мае 1983 и летом 1993 г. в южном Приморье (с высотой подъема уровня моря от 1,5 до 4,0 м) по своему суммарному воздействию превосходили эффект катастрофических штормов в 1962-1993 гг. (рис. 3). По существу, в Приморье воздействию цунами подверглись все аккумулятивные участки - морские террасы с пляжами - и стоящие на них хозяйственные объекты [4, 9, 13]. Особенно значительное затопление и размыв отмечались в узких ингрессионных бухтах, приустьевых лагунах и эстуариях. Эффективность абразионных процессов во время цунами можно сравнить с эрозионной деятельностью всех рек континентальной части япономорского водосбора за десятилетие. Хозяйственный ущерб от цунами, вероятно, следует оценивать с позиции не только разрушения хозяйственных объектов, но и отрицательного влияния на биоту в береговой зоне и на подводном склоне.

Цунами на аккумулятивных побережьях могут способствовать размыву рельефа подводного берегового склона с подачей обломочного материала в волноприбойную зону и формированием у подножия уступов размыва достаточно обширных песчаных пляжей. На Хасанском взморье к северу от устья р. Туманная после цунами 1993 г. на поверхности глинистого бенча образовалась толща песка мощностью от 0,5 до 1,5 м, а на мелководье возникла серия подводных береговых валов высотой до 2 м [9].

Следует отдельно сказать о характере проявления экстремальных и катастрофических процессов, связанных с крупноамплитудными колебаниями уровня Мирового океана. Активизация катастрофических оползней в прибрежной зоне

Японского моря в начале позднего плейстоцена связана с интенсивной абразией его побережья, когда уровень моря был на 8-10 м выше современного [13]. Крупнейшие оползни отмечались вдоль побережья Амурского и Уссурийского заливов, в районе мыса Поворотный и особенно на восточном макросклоне Си-хотэ-Алиня. Повторная фаза активизации оползней в прибрежной зоне соответствует трансгрессии в среднем голоцене. Для позднего голоцена характерно медленное смещение обвальных и оползневых масс. В местах интенсивного влияния антропогенных факторов не исключено проявление катастрофических обрушений и оползней.

Таким образом, оценка интенсивности геоморфологических процессов и природных явлений позволяет отнести побережья Японского и Охотского морей к динамически активным зонам с весьма неустойчивыми ландшафтами. Исключение составляют обширные участки побережья с низкой морской террасой и положительным балансом наносов в береговой зоне и на подводном склоне.

Речные долины. В речных долинах юга Дальнего Востока тип опасных геоморфологических процессов и их интенсивность зависят от характеристик рельефа, определяющих морфометрические параметры водосборных бассейнов; порядка и структуры речных бассейнов; общей водности рек, внутригодового распределения стока; баланса наносов в русловых системах, а также от общих региональных факторов, таких как колебания уровней морей и озер, изменения климата, особенно режима выпадения осадков. Влияние регионального фактора на проявление катастрофических процессов иллюстрируется характером паводков, обусловленных летним пиком осадков. Оценка интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов в речных долинах выполнена нами с учетом особенностей флювиаль-ных процессов в горных, полугорных и равнинных реках (с режимом меандриро-вания и фуркации) [11].

Особенности эрозионно-аккумулятивных процессов и условий формирования жидкого и твердого стоков определяются прежде всего гипсометрическим градиентом рельефа и средним уклоном водосборных бассейнов. Это наиболее ощутимо при сравнении рек восточного (средний уклон 0,0081 м/м) и западного (средний уклон 0,0027 м/м) склонов Сихотэ-Алиня.

Восточный склон Сихотэ-Алиня. Хорошо выраженная асимметрия рельефа Си-хотэ-Алиня определяет большую эрозионную активность рек крутого восточного склона Сихотэ-Алиня [17]. Речным долинам этого склона соответствуют значительная глубина вреза, большие уклоны тальвегов (0,01-0,001 м/м) и меньшая, чем у рек западного склона, ширина днищ долин (для рек VI порядка соответственно 1,5 и 2,5-4,0 км). Для рек восточного Сихотэ-Алиня более типичны ущелья и террасированные долины, с чем связаны широко распространенные на этой территории катастрофические обвалы, оползни, осыпи, а непосредственно в днищах долин - интенсивный размыв русла, высокой поймы и луговой террасы.

В верхнем и части среднего течения крупнопорядковых водотоков восточного Сихотэ-Алиня большие уклоны в сочетании со значительными расходами воды приводят к развитию процессов глубинной эрозии. Большие скорости течения в руслах (до 2,0-4,0 м/с) обеспечивают быстрое прохождение интенсивных паводков, умеренную их высоту (до 2-3 м) и относительно неширокую высокую пойму. Ниже по рекам большие скорости добегания паводочной волны в условиях суженных днищ долин вызывают быстрый и значительный подъем уровня. При катастрофических паводках затапливается не только высокая пойма (ВП), но и луговая терраса (ЛТ) и древние старичные понижения в пределах первой надпойменной террасы (НПТ).

В крупнопорядковых речных долинах на юге Дальнего Востока (особенно в Приморье) катастрофические нарушения рельефа и ландшафтов происходят при экстремальных паводках после продолжительных и интенсивных ливней, когда скорости течения в руслах превышают 4 м/с, а на пойме достигают 1,5 м/с. В этих условиях полностью перестраиваются русловые формы и поверхность низкой поймы, сильно размывается поверхность высокой поймы. Боковая эрозия часто за один паводок уничтожает большие массивы высокой поймы и даже первой надпойменной террасы. Особенно активна боковая эрозия в нижнем и среднем течении крупных рек восточного Сихотэ-Алиня, пересекающих базальтовые плато. В таких долинах нет высоких речных террас, а днище практически все занято высокой поймой. Эродирующая сила крупных водотоков здесь такова, что отсутствуют конусы выносов притоков. Морфологические признаки сжатых меандр свидетельствуют о том, что ширина долин в 1,5-2 раза меньше возможной ширины ме-андрового пояса, который должен возникнуть при наблюдающихся экстремальных (до 1000 м3/с) расходах воды и уклонах русл около 0,005-0,0024 м/м. Показательно и то, что ширина меженного русла часто в 2-3 раза меньше ширины паводкового русла. Аналогичное строение имеют и речные долины магистральных рек (Таежная, Кема) на участках ниже антецедентных сужений. Здесь водный поток в паводок затапливает все днища на десятки километров вниз от сужений.

В низкопорядковой речной сети вблизи магистральных долин и в пределах вну-тригорных впадин при катастрофических паводках происходят внутрибассейно-вые перестройки. Так, во время катастрофического ливня в 1971 г., когда количество выпавших атмосферных осадков за 3 дня составило около 370 мм, регрессивная эрозия была настолько интенсивна, что небольшой ручей в среднем течении р. Партизанская за непродолжительное время удлинил свою вершину на 100 м и перехватил водоток третьего порядка (рис. 4).

При типичных меженных расходах и небольших паводках глубинной эрозии на участках верхнего и среднего течения рек, где днища выстланы крупновалунным материалом, почти не происходит. Она начинает активно развиваться только тогда, когда скорость течения воды превышает критическую для данной крупности наносов. Наблюдения за мечеными валунами, проведенные нами в среднем течении руч. Ималинов-ский, показали, что паводки средней интенсивности не приводят к существенным изменениям морфологии тальвега [11].

ПП6 И7 ЕЗ* ЕЗ9 В10

Рис. 4. Геоморфологическая ситуация, зафиксированная после быстрой внутрибассейновой перестройки речной сети (бассейн р. Партизанская, 3-5 августа 1971 г.). 1 - локальные террасы в устьях ручьев Первого (К-1) и Второго (К-2), 2 - первая надпойменная терраса, 3 - вторая надпойменная терраса, 4 - склоновый (?) шлейф, 5 - конус выноса руч. Второго, 6 - сквозная долина, 7 - коренные склоны, 8 - участок интенсивной регрессивной эрозии, 9 - направление речного потока до (а) и после (б) перехвата, 10 - первая надпойменная терраса р. Партизанская

Большие продольные и поперечные уклоны долин в сочетании со значительным слоем воды (1,5-3,0 м над поверхностью аккумуляции) обеспечивают значительные скорости течения паводочного потока, которые регулируются степенью залесенности днища долины. На залесенных участках ВП, ЛТ и НПТ эти скорости минимальны (0,1-0,4 м/с), на открытых пространствах увеличиваются от 1,2 в краевых частях долины до 2,1-2,1 м/с вблизи магистрального русла и в конусах выноса. Особенно сильный размыв отмечается на участках меандрирующей поймы за счет значительных поперечных уклонов днища долин.

В нижнем течении рек восточного склона Сихотэ-Алиня сильное влияние на эрозионно-аккумулятивные процессы оказали понижения уровня Японского моря в среднем голоцене с образованием эрозионного вреза. Этот небольшой эрозионный врез сопровождался формированием террасы высотой 3-4 м, состоящей из лагунных (в основании) и аллювиальных (в кровле) отложений. Общее снижение высоты наводнений (до 1,5—2,5 м) за счет распластывания паводочной волны в зоне приустьевого спада вывело эту поверхность из зоны затопления, с чем связано здесь формирование продуктивных суходольных лугов, являющихся прекрасными сенокосными угодьями.

Участки днищ древних лагун при понижении уровня Японского моря в позднем голоцене были частично осушены и сильно заболочены, образовались обширные массивы низинных мезотрофных болот с мощностью торфяных залежей 1,5—3,0 м. Особенно сильно заболочены были днища долин в нижнем течении рек, в связи с выположенностью тальвегов и хорошо выраженным ингрессионным эффектом голоценовой трансгрессии.

Для западного склона Сихотэ-Алиня характерны меньший эрозионный врез долин (до 400-500 м), выположенные продольные профили рек и широкие плоские днища (от 1,1—1,5 до 4-6 км), где катастрофические процессы проявлены локально. Поперечные уклоны днищ долин примерно на порядок меньше, чем у рек восточного склона Сихотэ-Алиня. Подобные морфометрические параметры днищ долин в сочетании с меньшими, чем в бассейнах восточного склона, скоростями до-бегания паводков обусловливают плавное нарастание высоты наводнений без катастрофических скоростей течения в русле и тем более на пойме. Значительная ширина русл рек, высокой поймы и луговой террасы, несмотря на большую (до 5-8 м) высоту паводка в среднем и нижнем течении, ослабляет эрозионные процессы долин.

Активная аккумуляция в руслах рек западного склона, формирование конусов притоков приводят к неравномерному стеканию паводковых вод из долин. Длительное их застаивание в краевых частях и сегментах между конусами выноса приводит к образованию на этих участках болот, заболоченных лугов и лесных массивов. Катастрофическому заболачиванию днищ долин способствуют глинистый состав взвешенных наносов и большая мощность пойменного аллювия. В нижнем течении больших рек в местах впадения крупных притоков из-за неравномерного прохождения паводков наблюдаются мощные подпорные явления, увеличиваются высота наводнений и их длительность. Негативные явления паводков усугубляются и наличием в этих долинах искусственных плотин - насыпей шоссейных и железных дорог.

Влияние эрозионно-аккумулятивных процессов на долинные ландшафты. Большие и катастрофические паводки. Определение степени влияния паводков на долинные ландшафты в пределах луговой террасы и пойм горных рек Приморья сделано с использованием гидрометеорологических данных за многолетний период [7]. На фоне относительно маловодных лет наблюдаются отдельные годы

с максимальными значениями показателей. Интервал между пиками наибольшей активности паводков составляет 4-5 лет [7]. Для определения высоты паводка, помимо данных наблюдений на гидропостах, был использован косвенный метод оценки уровня подъема вод (УПВ) [3]. Основные наблюдения с использованием меток УПВ проводились после прохождения наводнений в долинах рек Партизанская (рис. 5), Киевка, Лазовка, Кривая, Единка, Самарга.

Для бассейнов рек Приморья характерно почти ежегодное развитие крупных паводков, особенно в июле-сентябре, когда выпадают интенсивные осадки, вызванные прохождением холодных и теплых фронтов, фронтов окклюзий. Наиболее интенсивные и продолжительные наводнения формируются при длительных дождях умеренной интенсивности с резким выпадением фронтальных осадков в конце периода. Насыщение субстрата влагой к моменту интенсивных ливней вызывает быстрый сброс воды со склонов в тальвеги и определяет возникновение катастрофических паводков.

В бассейнах горных рек развитие мощных наводнений обусловлено не только горным типом рельефа, большими уклонами тальвегов и значительными скоростями добегания паводочной волны, но и другими факторами. Резко выраженная асимметрия водосборных бассейнов рек Киевка и Партизанская с распространением на наветренных скатах среднегорий способствует перехвату циклонических осадков и определяет активный сброс воды из притоков в магистральную долину. Интенсивное меандрирование долины в коренных породах и образование свободных русловых излучин вызывает подпруживание паводочной волны на нижнем из-

Рис. 5. Изменение гидроклиматических параметров и уровней паводков в бассейнах рек Партизанская и Киевка. 1 - осадки, мм; 2 - уровень воды, м; 3 - метки уровня подъема воды от межени

гибе излучин, что наблюдалось нами неоднократно в среднем течении р. Киевка и особенно в долине р. Кривая. Недостаточная пропускная способность речного русла в местах сужений долины обусловливает большие разливы воды, но значительные уклоны тальвега определяют быстрое прохождение наводнений.

Полное затопление луговой террасы горных рек происходит лишь во время выдающихся паводков, когда глубина слоя воды на пойме может достигать 3,5 м, а продолжительность ее стояния - 3-5 дн. В последнее тридцатилетие выдающиеся наводнения учащаются (1972, 1982, 1986, 1989, 1992, 1996, 1999 гг.).

Установлено, что наиболее значительные изменения долинных ландшафтов возникали в результате боковой эрозии, особенно во время паводков 1971, 1974, 1989 и 1999 гг., когда в долинах вышеуказанных рек были смыты полностью значительные участки луговой террасы и высокой поймы. Так, в бассейне р. Киевка в 1989 г. площадь размыва только пахотных земель составила 2,5 тыс. га. В долине Арсеньевки вблизи с. Виноградовка во время паводка 1999 г. в поперечном профиле долины было размыто почти 250 м высокой поймы и луговой террасы.

Интенсивные осадки в летнее время, связанные с формированием на юге Приморья стационарных циклонов, приводили к катастрофическим паводкам со значительной перестройкой рельефа днища долины. Особенно показателен в этом отношении паводок 1989 г. Уровень воды на пойме поднялся в нижнем течении р. Кривая на 3,5 м, а в долине р. Киевка ниже с. Беневское - на 4,5 м (рис. 6). Этот паводок в бассейне Киевки самый значительный за последние 35 лет, с ним связано вскрытие русловых каналов на поверхности луговой террасы. В долине р. Кривая особенно значительная перестройка рельефа русла, высокой поймы и луговой террасы произошла на участках с резко выраженными врезанными меандрами и в местах впадения притоков. В первом случае наблюдался активный размыв долинных форм рельефа с образованием эрозионных уступов, во втором - наряду с возникновением глубоко врезанных русловых каналов отмечалось накопление грубообломочного материала на всех элементах долинного рельефа.

Сильные изменения в долинах рек, особенно на участках фуркации, претерпевает растительность.

5ДМ__________________________03_ч 28.07

[д-о. о • о О ' . о 2 4 5 /V 6 11

Рис. 6. Ход уровней воды в долине р. Кривая во время наводнения 1989 г. (июль). Сост. А.М.Короткий. 1 - валуны с песком, 2 - галечник с песком, 3 - песок с галькой, 4 - песок глинистый, 5 - алеврит, 6 -суглинок, 7 - направление движения воды

Изменение структуры растительности. Изучение состава растительности в долинах рек Приморья за последние 100 лет, по материалам лесоустроительных работ и полевых наблюдений, позволило установить особенности ее формирования в зависимости от интенсивности пойменно-русловых процессов. На участках размыва пойм и луговой террасы установлено насколько стадий формирования древесно-растительного покрова.

Первая стадия - первоначальное заселение (продолжительность 1-7 лет) [1]. Начинается с появления лиственных пород на свежих аллювиальных наносах. Наряду со всходами древесных пород появляются и отдельные представители травянистой и кустарниковой растительности. За этот период нарушение и восстановление растительного покрова на различных участках поймы может происходить неоднократно.

Вторая стадия - начало формирования древостоя (продолжительность 10-15 лет, в зависимости от периодичности, продолжительности и интенсивности наводнений). В начале стадии насчитывается максимальное количество экземпляров пород на единицу площади, к концу происходит самоизреживание. Подлесок и кустарниково-травяной покров из-за густоты древостоя слабо развиты. Катастрофические паводки оказывают сильное эродирующее воздействие на поверхность поймы. Активная аккумуляция в центральной части поймы, на отдельных участках вблизи русла и на конусах выноса иногда столь значительна, что происходит отмирание деревьев [10].

Третья стадия - приспевание (продолжительность 15-30 лет), когда происходит интенсивное самоизреживание древостоя. В среднем течении рек появляется подрост ясеня маньчжурского и ильма долинного. Хорошо выражены подлесок и кустарниково-травяной покров. Участки заливаются ежегодно на непродолжительный срок, преимущественно в краевых частях террас и вблизи русл. Эродирующее воздействие водного потока на поверхность поймы на этой стадии сильно ослаблено. Чаще происходит аккумуляция пойменных осадков.

Четвертая стадия - спелость и распад (продолжительность 30-40 лет). Размеры стволов деревьев достигают максимальных размеров, прирост по высоте снижается, но по диаметру остается стабильным. Формируется второй ярус из широколиственных пород, идущих на смену основным лесообразователям предшествующих фитоценозов. В конце стадии наблюдается усыхание наиболее крупных деревьев. Участки затапливаются на короткий срок в период больших наводнений. Значительная эрозия таких участков поймы и луговой террасы наблюдается в узлах фур-кации или при поперечном смещении русла.

Пятая стадия (продолжительность 40-50 лет) отвечает проявлению глубинной эрозии в пределах пойменных массивов и переходу их в первую надпойменную террасу. В это время наблюдается распад пионерных и формирование долинных лесных формаций. Пойменные лиственные породы интенсивно выпадают. Ясень маньчжурский и ильм выходят в первый ярус. Отмечается появление дуба монгольского, ореха маньчжурского, бархата амурского и других пород, в том числе хвойных. Аллювиальные процессы проявляются только вблизи глубоко врезанных староречий и в устьях притоков, впадающих в магистральную реку, которые заливаются на короткий срок в период очень больших наводнений. Наиболее активно этот процесс происходит на конусах выноса.

Следует отметить, что лесообразовательный процесс может быть нарушен или прерван не только на начальном, но даже на одном из заключительных этапов, особенно при длительном затоплении поймы. Так, взрослые деревья ясеня маньчжурского могут переносить затопление паводковыми водами до 12-15 дней, а под-

рост - до 5-6 дней. Ильм долинный не переносит длительного пребывания в воде, но в первую очередь погибают подрост и перестойные деревья, причем отмирание насаждения может произойти в течение 1-3 лет [1].

Таким образом, с одной стороны, структура, условия функционирования и динамические фазы развития растительности в пределах низкой и высокой пойм, луговой террасы и частично первой НПТ находятся под значительным влиянием хода паводков в речных долинах, с другой - степень эрозионно-аккумулятивных изменений зависит от состояния растительного покрова. Скорость паводковой волны на поверхности залесенной луговой террасы составляет 0,2-1,5 м/с, причем весной, в условиях слабо развитого травяного покрова, она выше (1-1,5 м/с), а летом, благодаря мощному травяно-папоротниковому покрову, уменьшается до 0,2-0,6 м/с (данные полевых наблюдений).

Изучение структуры растительного покрова и его распределения в бассейнах рек южного Приморья позволило выявить, что при сведении первично-производных лесов на водоразделах и склонах речных долин существенного усиления эрозионно-денудационных процессов не отмечается. Это связано с тем, что в условиях муссонно-гумидного климата здесь быстро восстанавливается густой травяно-кустарниковый покров, который препятствует развитию линейной эрозии на склонах. Иная ситуация складывается в днищах долин, где сведение лесной растительности и распашка поверхности высокой поймы и луговой террасы ведут к активнейшему проявлению эрозионно-аккумулятивных процессов, особенно в краевых частях конусов выноса и вблизи русл рек. При отсутствии древесной растительности русло водотока в паводок перемещается от одного борта долины к другому с полным разрушением почвенно-субстратной основы долинных ландшафтов.

Высокие и низкие аккумулятивные равнины юга Дальнего Востока. Современное состояние ландшафтов отвечает в историческом аспекте активной климатической аккумуляции в долинах. С такой аккумуляцией в значительной степени связано образование оз. Ханка (в современных контурах) и обширных заболоченных равнин в нижнем течении р. Амур [14, 17].

Оз. Ханка по своему гидрологическому режиму близко к озерам аридной зоны. Поэтому характер колебания его уровня зависит от климатических смен в пределах его водосбора. Уровень воды в озере зависит в основном от объема стока через р. Сунгач, так как слой испарения воды примерно равен годовому количеству осадков [2, 14].

Береговая линия оз. Ханка находится под сильным влиянием штормового волнения, иногда принимающего катастрофический характер. Разрушенные в таком случае пляжи в условиях типичных волнений успевают восстановиться лишь частично. Дефицит наносов в основном и определяет сильное разрушение аккумулятивных форм в штормовых ситуациях, которое усиливается антропогенными факторами [14]. Так, значительное изъятие песка в устье р. Комиссаровка и с пляжа вблизи мыса Камень привело к катастрофическому размыву берега.

В пределах низких равнин на субстратную основу ландшафтов наиболее активно влияет дефляция, приведшая к сильной ветровой эрозии почвенного покрова равнин [5]. По существу, современная почва развеяна ветром, а не смыта водой. Об этом свидетельствует появление в составе снежного покрова в центре оз. Ханка темно-серых и черных суглинков. Особенно значительны эоловые процессы в долине Нижнего Амура. В пределах поднятых аккумулятивных равнин, развитых по обрамлению депрессий, в настоящее время наблюдается активизация оврагооб-разования, а в местах распашки - плоскостная эрозия.

Склоновые поверхности горных районов. Общий облик рельефа склонов, условия проявления различных природных процессов, их динамика и функционирование зависят от строения рельефно-субстратной основы, характера проявления геоморфологических и других природных процессов [10, 11].

Холмисто-увалистый и останцево-педиментный рельеф (холмогорье). В этом поясе широко распространены мощные слабоводопроницаемые толщи бурых глин и суглинков, слагающих водоразделы, а в днищах балок и малых долин - супеси и легкие суглинки. Этим определяется во влажные годы переувлажнение субстрата водоразделов. Соответственно в балочных системах (в их природном состоянии) развиты болота и кочкарные луга. Из экзогенных процессов в этом поясе наблюдаются дефляция и слабое оврагообразование, на склонах балок - плоскостная эрозия. Представление об интенсивной плоскостной эрозии в этой зоне преувеличено, о чем свидетельствует малый твердый сток в реках. Почвенную эрозию ослабляют слабый поверхностный сток весной (из-за малоснежных зим и сухих весен) и максимальная задернованность поверхности в период выпадения летних осадков.

В прибрежной зоне Японского моря этот тип рельефа развит узкой прерывистой полосой с некоторым расширением в обрамлении впадин южного Приморья и вблизи устьев рек на восточном Сихотэ-Алине. Широкое распространение кор выветривания на участках абразии обеспечивает активное развитие регрессивной линейной эрозии в малых долинах и плоскостной - на их склонах [13].

Устойчивость субстрата ландшафтов холмогорья к проявлению катастрофических процессов объясняется хорошей водной проницаемостью грунтов и формированием поверхностного грубообломочного чехла (за счет разрушения кор выветривания и останцов). В местах прохождения пожаров на таких участках возобновляются осыпи.

Мелкогорный рельеф достаточно устойчив к внешним воздействиям. Связано это с общей выположенностью рельефа, слабым проявлением эрозии в долинах, задернованностью и залесенностью большей части поверхностей. Наличие грубообломочного чехла в субстратной основе, особенно широко развитого в местах распространения кислых эффузивов, препятствует линейной эрозии даже на свободных от растительности склонах. Осыпи образуются чаще всего вследствие уничтожения почв при пожарах и слабого восстановления растительности на сухих склонах. Осыпи, обвалы и оползни в большей мере характерны для эрозионных склонов восточного Сихотэ-Алиня.

Низкогорный рельеф наиболее распространен в горной части юга Дальнего Востока. Уничтожение лесной растительности, трелевка древесины, прокладка дорог оживили на отдельных участках склоновые процессы. Однако наличие достаточно мощного грубообломочного рыхлого чехла и горизонта уплотнения, быстрое восстановление травяной и древесной растительности делают субстратную основу достаточно устойчивой к катастрофическим воздействиям, что хорошо подтверждается состоянием ландшафтов на послевоенных вырубках. Исключение составляют ландшафты на кислых и средних эффузивах, где сведение лесов в сочетании с пожарами привело к выходу на поверхность осыпей - наследия древних холодных эпох [12]. Особенно широко распространены современные осыпи на восточном склоне Сихотэ-Алиня и по обрамлению Нижне-Амурской впадины. Здесь они связаны с местами вырубок леса на склонах долин, где лесовосстановление лимитировано большой крутизной склонов и недостатком влаги.

Среднегорный рельеф. Особенность этого пояса - крутосклонность рельефа и приуроченность к нему верховий наиболее крупных речных долин. В этом поясе на юге Приморья локально, а на севере достаточно широко развита многолетняя мерзлота. Ландшафты этой зоны с лесной растительностью вблизи верхнего пре-

дела ее развития чрезвычайно уязвимы для внешних воздействий, прежде всего пожаров. Последние настолько оживляют курумы и осыпи, что плащ грубого материала, занимающий гольцовую зону, широкими языками проникает в пояс темнохвойной тайги, особенно на склонах южной экспозиции. Так, возникшие в результате катастрофических пожаров на хребте Алексеевский осыпи опустились до высоты 700-800 м [8, 11]. Нарушение природных систем в гольцовой и подгольцо-вой зонах резко активизирует криогенные и снежно-лавинные процессы, которые сопровождаются образованием обвалов и осыпей.

Катастрофические процессы в низкогорье и среднегорье развиваются на ограниченных площадях. К ним относятся прежде всего оползни-сплывы и обвалы на крутых склонах гор и бортах речных долин. В верховьях рек горных систем юга Дальнего Востока после обильных снегопадов сходят снежные лавины. В пределах пояса темнохвойных лесов интенсивные снегопады в сочетании с ураганными ветрами вызывают вывалы деревьев с образованием обширных ветровальных полян.

Выровненные водоразделы на юге Дальнего Востока связаны с поверхностями базальтовых плато и отдельными участками выровненного рельефа в вершинном поясе гор. Базальтовые плато расчленены сетью крупных водосборных, оползневых цирков и глубоковрезанных крутосклонных речных долин, по бортам которых развиты древние и современные оползневые и курумовые накопления. Поверхность плато, обычно слабо расчлененная, с неглубокими долинами, подвержена интенсивному заболачиванию, что препятствует восстановлению коренной растительности в местах вырубок. Так, на водоразделе Кабаньей и Кюмы вместо еловокедровой тайги, вырубленной во время японских концессий, выросли хилые заболоченные елово-пихтовые или ольховые леса.

Для юга Дальнего Востока в позднем плейстоцене было характерно широкое развитие многолетнемерзлых грунтов. В конце позднего вюрма-начале голоцена, когда деградация этих грунтов привела к усилению открытой солифлюкции, на неравновесных склонах речных долин, частично обработанных нивально-гляциаль-ными процессами, происходили крупнейшие обвалы. Эти катастрофы приводили к перестройке спектра геоморфологических процессов на значительной территории водосборных бассейнов, как это отмечено в центральной части хребта Ям-Алинь [8, 12].

Таяние многолетней мерзлоты в настоящее время обычно сопровождается сильным разрушением рельефно-субстратной основы за счет интенсивного прота-ивания и разрушения бугров пучения [12]. С этим процессом связаны активное развитие солифлюкции и заболачивание поверхности на больших пространствах. По существу, возникает слабопродуктивный ландшафт, который не отвечает современным природно-климатическим условиям. Подобная трансформация ландшафтов по скорости изменения структуры ландшафтов отвечает режиму катастрофических процессов.

Итак, в статье предложена классификация катастрофических процессов в зависимости от степени их воздействия на экзогенные геоморфологические системы и ландшафты. Выделены группы процессов, связанных преимущественно с геоэкзосферой. В состав мгновенных процессов, наиболее часто проявляющихся на территории Дальнего Востока, включены гравитационные: обрушения, обвалы, оползни и снежные лавины (в верхнем поясе гор), образование которых обусловлено особенностями геологического развития территории и условиями формирования рельефно-субстратной основы ландшафтов. Механизм проявления и интенсификации мгновенных экзогенных катастрофических процессов - прежде всего мощная и длительная абразия на побережьях Японского и Охотского морей, а также

глубинная эрозия в речных долинах. Для территории юга Дальнего Востока определены условия их образования на современном этапе. Пусковым механизмом для этих процессов могут быть обильные осадки, связанные с прохождением тайфунов, землетрясения и цунами, а также хозяйственная деятельность человека. Вторая группа экзогенных катастрофических процессов - быстрые или пульсирующие (отседания блоков, оползания, длительные наводнения, сели, земляные потоки и каменные глетчеры др.). Рассмотрено воздействие на устойчивость прибрежно-морских систем катастрофических процессов, связанных с мощными штормовыми явлениями и цунами на фоне глобального подъема уровня Мирового океана. Долинные геосистемы претерпевают наиболее сильные изменения (вплоть до полного разрушения) при прохождении катастрофических наводнений, имевших место на территории Приморья в последние 50 лет. Для морских побережий Приморья дана оценка воздействия на геосистемы совместного проявления мощных штормовых нагонов и катастрофических наводнений.

ЛИТЕРАТУРА

1. Васильев Н.Г Долинные широколиственные леса Сихотэ-Алиня. М.: Наука, 1977. 117 с.

2. Васьковский М.Г. Гидрологический режим озера Ханка. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 176 с.

3. Гарцман И.Н., Пономарева Т.Г. Некоторые вопросы определения максимальных расходов малых водотоков по меткам УПВ // Тр. ДВНИГМИ. 1968. Вып. 27. С. 24-40.

4. Горбунова Г.В., Диденко Г.В., Дьяченко В.Д. и др. Обследование проявлений цунами 12-13 июля 1993 года на побережье Приморского края // Проявление конкретных цунами. Цунами 1993 и 1994 гг. на побережье России. Южно-Сахалинск: Ин-т мор. геологии и геофизики ДВО РАН, 1997. С. 7-28.

5. Дербенцева А.М., Ивлев А.М. Эрозия почв и мелиорация на Дальнем Востоке. Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та, 1986. 132 с.

6. Долговременная программа охраны природы и рационального использования природных ресурсов Приморского края до 2005 г. (Экологическая программа). Ч. 2. Владивосток: ДВО РАН, 1993. 301 с.

7. Короткий А.М., Коробов В.В. Большие и катастрофические паводки на реках Южного Приморья // Гидрометеорологические и географические исследования на Дальнем Востоке: материалы пятой юбилейной науч. конф. «К всемирным дням Воды и Метеорологии». Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та, 2004. С. 39-41.

8. Короткий А.М., Скрыльник ГП. Катастрофические, экстремальные и типичные явления и процессы и их роль в развитии экзогенного рельефа Дальнего Востока // Экзогенное рельефообразование на Дальнем Востоке. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. С. 5-15.

9. Короткий А.М., Шорникова В.В. О влиянии цунами на ландшафты прибрежной зоны в Приморье // Приморье: природа, ресурсы, человек: материалы регион. науч.-практ. конф., посвящ. 120-летию О-ва изучения Амурского края. Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та, 2004. С. 93-95.

10. Короткий А.М. Общая устойчивость субаэральных геокомплексов и методика ее оценки // Ус -тойчивое развитие дальневосточных регионов: эколого-географические аспекты. Владивосток: Дальна-ука, 1999. С. 66-81.

11. Короткий А. М. Палеогеоморфологический анализ рельефа и осадков горных стран (на примере Дальнего Востока). М.: Наука, 1983. 246 с.

12. Короткий А.М., Ковалюх Н.Н. Ритмика вечной мерзлоты как отражение изменений климата в позднем плейстоцене-голоцене // Палеогеографические исследования на Дальнем Востоке. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. С. 20-36.

13. Короткий А.М., Худяков ГИ. Экзогенные геоморфологические системы морских побережий. М.: Наука, 1990. 216 с.

14. Литология и геохимия современных озерных отложений гумидной зоны (на примере оз. Ханка). М.: Наука, 1979. 124 с.

15. Программа устойчивого землепользования и рационального распределения земель в бассейне реки Уссури и сопредельных территориях (Северо-Восточный Китай и российский Дальний Восток). Владивосток, 1996. 97 с.

16. Хоментовский А.С. Некоторые особенности рельефа кайнозойских вулканических плато // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1968. С. 335-338.

17. Юг Дальнего Востока / Г.И.Худяков, Е.П. Денисов, А.М.Короткий и др. М.: Наука, 1972. 423 с. (История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока).