3. Ландшафтное районирование Алтайского края
Среди многих определений ландшафта часто приводится определение А.Г. Исаченко, который рассматривает ландшафт как «генетически единую геосистему, однородную по зональным и азональным признакам и заключающую в себе специфический набор локальных экосистем». Зональный ряд представлен биоклиматическими единицами, азональный – геоморфологическими. Для Алтая - это зоны степи и лесостепи с подзонами сухой, засушливой и умеренно засушливой степи, и северной, средней и южной лесостепи. Азональные факторы определены геолого-геоморфологической структурой территории и поэтому собственно геоморфологическая система служит основой для построения ландшафтной.
Западно-Сибирская платформа является комплексом геоморфологических формаций предгорных, пластовых и аллювиальных равнин.
Формация предгорных равнин распространена в юго-восточной периферийной части Западно-Сибирской низменности, граничащей с горами Алтая и Салаира, и представлена Приобским плато и Присалаирской равниной. Общими являются аккумулятивно-эрозионный генезис и развитие достаточно мощного покрова суглинков с лессовидными разностями в верхней части разреза.
Формация пластовых равнин отличается маломощным чехлом четвертичных суглинков, залегающих на континентальных осадках неогена. Развита к западу и северу от Алтайского края. В основном это денудационные образования.
Особое место занимает формация аллювиальных аккумулятивных равнин из-за огромной роли флювиальных процессов в формировании рельефа Западной Сибири. На территории края могут быть выделены Барабинская и Кулундинская области с районами равнин Бель-Агачским, Кулундинским и Карасукским. Для них характерно повсеместное развитие легких речных и озерно-речных отложений, слагающих плоские или плоско-западинные равнины, осложненные гривистыми и бугристо-грядовыми эодовыми формами рельефа.
Глава 4.
РЕЧНАЯ СЕТЬ И ГИДРОЛОГИЯ АЛТАЙСКОГО КРАЯ
Для того чтобы проследить характер и масштабы миграции разнообразных загрязнений гидросферы следует, прежде всего, достаточно хорошо и полно знать структуру водосборов, динамику речных потоков, наличие и размещение участков застойных вод в озерах и искусственных водоемах.
1. Речные бассейны
На формирование стока рек Алтая решающее значение оказывают различия в природно-климатических условиях. Определяет их континентальность его положения. Отсюда общие особенности гидрологического режима: многоводность рек для теплого времени года и длительная межень, отвечающая холодному зимнему периоду. На зимний меженный период накладывает свое влияние и вертикальная зональность климатических обстановок. Межень приходится в предгорных и низкогорных районах на середину-конец ноября – конец марта-начало апреля; для высокогорных – на начало ноября – начало мая. Средняя продолжительность меженного периода 140 дней и колеблется в разные годы от 100 до 200 дней.
Половодье определяется величиной накопленного за зиму снежного покрова и может отвечать весеннему периоду для равнинных территорий, весенне-летнему – для низкогорья и летнему – для высокогорья.
Основными факторами, которыми определяются различия в водном режиме рек, являются высотность водосборных бассейнов и, конечно же, размерность их площадей.
В пределах низменностей и возвышенностей, характеризующихся сглаженным выравненным рельефом, снеготаяние охватывает весь водосбор практически одновременно. Доля снегового половодья составляет 70-80 %. Половодье одно-двухволновое. Приходится оно на апрель-май и продолжается от одного до двух месяцев. Максимум его отвечает апрельскому периоду, а там, где реки зарегулированы озерами, - он сдвинут на май.
В отличие от этого половодье горных рек при большой разнице амплитуд высотных отметок местности растянуто во времени, расчленено и осуществляется позднее, чем на равнинных просторах. Доля снегового питания здесь порядка 40-60 %, а суммарная величина снегодождевого пополнения для рек весенне-летнего половодья достигает 60-85 %.
Промежуточное половодье продолжительностью от двух до трех месяцев свойственно низкогорью.
Половодью сопутствует подъем уровней воды в реках, который перед его пиком достигает 70 см/сут. Продолжительность подъема от 30 суток на небольших и средних реках до 60 на крупных, типа Чуи. Продолжительность спада уровней рек в 2-3 раза превышает длительность подъема. Паводочный период по продолжительности и суммарному объему стока сопоставим с половодьем.
Горы Алтая – область избыточного и достаточного увлажнения.
Устойчивая межень без паводков с почти постоянными из года в год стоками характерна для Кулундинской впадины. Межень здесь маловодна;и на занаде на 30 и более дней прерывается пересыханием водотоков.
Амплитуды колебаний уровней в зависимости от водности рек составляют от 0.6-2.0 до 6.5 м.
Осенний ледоход на Оби приходится на первую декаду ноября и продолжается 4-10 дней. Продолжительность ледостава от 110 до 220 дней, на Оби – примерно 160 дней. Можность льда 60-120 см. Средняя продолжительность ледохода на реках от 1 до 23 дней. Вскрытие рек происходит в начале апреля, верхней Оби – во второй его декаде. Очищение от льда – конец апреля или начало мая.
Весьма характерны современные продольные профили транзитных для Алтайского края Катунской и Бийской речных систем (рис. 4).
Рис. 4. Продольные профили рек и озерность Катунского (А) и Бийского (Б) речных бассейнов
1 – озера изометричных (а) и линейно-продолговатых форм (б); 2 – продольные профили рек; 3 – предполагаемые профили равновесия различных эрозионных этапов
При согласованном бассейновом анализе р. Катуни с ее основными притоками внимание концентрируется прежде всего на чрезвычайно устойчивом уклоне главного русла реки в ее среднегорно-низкогорной части. Для всех ее крупных притоков характерен крайне крутой наклон истоков с резким перегибом профилей к среднему течению указанных рек. Это хорошо согласуется с представлениями о значительных амплитудах вертикальных перемещений в водораздельных частях гор Русского Алтая.
Парадоксален на первый взгляд вывод о крупном западном притоке Катуни – р. Коксе как вероятном древнем истоке этой главной водной артерии Алтая. Но он обосновывается гипсометрическим положением тальвега р. Кокса, который сохраняет общую тенденцию наклона вреза самой Катуни, к продольному профилю которой согласовано, но сверху (!) причленяются современные истоки р. Катуни.
Общий характер гидрографической сети Бийского бассейна отличается еще меньшей выработанностью равновесия современных продольных профилей, имеющих ветвистый и ступенчатый рисунок. В целом общему профилю эрозии отвечает положение р. Башкаус в ее верхней части, а р.Чулышман – в нижней части этой реки. Они как бы дополняют друг друга, отражая борьбу за главенствующую роль в этой гидрографической сети.
Особого внимания заслуживают русловые процессы на реках со значительным антропогенным влиянием. Это прежде всего относится к р. Алей и Новосибирскому водохранилищу на р. Оби.
В Алейскую ирригационную систему в летний период отвлекается до 24 % речного стока этой реки. С 1980 г. осуществляется ее многолетнее регулирование Гилевским водохранилищем и Рубцовским гидроузлом (рис. 5). Первое имеет протяженность около 13.5 км, наибольшую ширину в 4 км, объем водной массы 471 млн м3.
Рис. 5. Гилевское водохранилище
В связи с этим русло равнинного Алея перешло в стадию преимущественно аккумуляционного формирования. Начиная от нижнего бьефа Гилевского гидроузла, до устья реки большая часть дна долины представлена высокой (от 4.5 до 10 м) наложенной поймой, в разрезах которой прослеживается слой погребенной черноземной почвы.
Для всей поймы р. Алей, от Локтя и до устья, характерно развитие проток в ее тыловой части, которые активны во время половодий и частично пересыхают в межень. Это – Склюиха, Башмачиха, Истик, Вавилон, Чистюнька и др. В связи с аккумуляцией, из-за подтопления они превратились в систему соединенных между собой озер (Карасье-Чебачье-Мелкое) и отделяются от реки полностью затопленными пространствами (Склюиха).
Нижний бьеф Гилевского гидроузла характеризуется сильной боковой эрозией, в результате которой повсеместно стали развиваться крутые излучины, часто приобретающие петлеобразную форму.
Существенное влияние на русловые процессы оказывает и Рубцовский гидроузел. В зоне подпора реки происходит размытие берегов (до 10 м/год). При закрытых шлюзах в нижнем бьефе происходит аккумуляция наносов, при их открытии накопление наносов смещается ниже плотины. Даже в 5.5 км от плотины мощность наносов достигла 2 м (1968 г.).
Трансгрессивный характер накапливающихся отложений привел к увеличению уклонов Алея ниже плотины на участке влияния Рубцовского гидроузла в среднем на 0.24 ‰. В результате искусственного спрямления излучины при создании гидроузла образовалось 1.5 километровое прямолинейное канализированное русло и лишь на расстоянии 7 км от него появляются хорошо выраженные меандры.
На р. Оби выше г. Камень-на-Оби с конца 1950-х гг. отчетливо проявилось влияние переменного подпора Новосибирского водохранилища, и врезание реки сменилось регрессивной аккумуляцией со скоростью 5-7 км/год. За 20 лет (к 1980 г.) слой наносов достиг мощности 114 см в нижней части зоны, 40-70 см – в средней части и 15 см –в верхней части. Само водохранилище, созданное в 1957-1959 гг., имеет протяженность 220 км, среднюю глубину 9 (при максимальной 25) м. Максимальная площадь его составляет 1070 км2, минимальная 760 км2. Общий объем 8.8 км3, полезный вдвое меньше (4.4 км3). Коэффициент водообмена 7.19.
Преобразования водохранилища привели к формированию на юге зон флювиального морфогенеза, с многочисленными островами, и зоны волнового морфолитогенеза в наиболее широкой северной части водохранилища. Впоследствии оно было сильно заиловано, обмелело, и по существу потеряло функции энергопроизводящего сооружения.