О влиянии морфометрии горных рек на сток наносов

               УКРАИНА
          ООО "ЭКОТЕХНОЛОГИЯ"
   УДК 627.141.1(04): 627.15: 556.537; 556.166
 Крыленко В.И., Крыленко И.В., Крыленко В.В., Дзагания Е.В.
О ВЛИЯНИИ МОРФОМЕТРИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК МАЛЫХ ГОРНЫХ РЕК НА СТОК НАНОСОВ
     Донецк 2006

    СОДЕРЖАНИЕ
                стр.
Введение  ...:::::::::::::::::::::::::::::::.              2
1. Общие положения  ...::::::::::::::::::::::...:.::       3
2. Общая геоморфологическая характеристика бассейнов малых
горных рек  .....                6
3. Анализ и оценка влияния морфометрических характеристик
малых горных рек и водосборов на образование и сток наносов 16
3.1. Озерность, оледенение и заболоченность бассейнов малых
горных рек  ::                18
3.2. Речная сеть и морфометрические характеристики
бассейнов рек  ::::..                22
3.2.1. Характер сочленения притоков и их распределение
в речной системе  :.                23
3.2.2. Особенности рек Сочинского района  :::::::::::::::.:   25
3.2.3. Порядок (класс) реки  :::::::::::::::::::::::.  27
3.2.4. Степень насыщенности водосбора постоянными
водотоками  ::::.:                28
3.2.5. Длина и ширина водосборного бассейна  ..::::::  33
3.2.6. Крутизна склонов и уклон водосборного бассейна  35
4. Продольные профили рек  :::...:...::::::::::::::::  37
5. Морфологические особенности рек Сочинского района   42
6. О роли залесенности водосборных бассейнов малых
горных рек  ::::..:                46
Выводы  ::::::::::::::::::::::::::::.::..:             49
СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ  :::::::::::::::::::::::..          56
Приложение 1  Карты-схемы гидрографической сети  ::::  59
Приложение 2  Таблицы крупного формата  :::::::::::::  62


          Введение

Сведения об источниках и факторах образования наносов и режиме их стока на малых горных реках весьма важны с различных точек зрения. Изменения стока взвешенных наносов вызывают изменения мутности речных вод (что само по себе влечет ряд последствий разного характера - от санитарно-гигиенических до эстетических), а при впадении реки в море - и мутности морских вод (что также может повлечь различные последствия). Сокращение естественного поступления руслообразующих наносов с вышележащих участков рек в береговую зону моря нарушает баланс пляжеобразующего материала (при сохранении прежних условий его расходования на истирание и вдольбереговой перенос) стало одной из главных причин разрушения пляжей Черноморского побережья Крыма и Кавказа (в частности - в зоне Боьшого Сочи), в связи с чем, нынешние размеры многих морских пляжей недостаточны для полного гашения энергии волн и обеспечения берегозащитных и рекреационных функций [1].
Стоком наносов могут быть обусловлены многие отрицательные последствия от воздействие рек на хозяйственные обьекты, проявляемые по нескольким направлениям: непосредственные абразионные и динамические воздействия на сооружения, занесение пойм и низких террас наносами (на участках замедления выплеснувшегося потока происходит массовое отложение наносов и плавника, хозяйственные объекты заваливает песком, галькой, корягами); отложение наносов в водохранилищах (что уменьшает их полезный обьем) и др.
Количество наносов, перемещаемых по речным системам, задается условиями их образования и поступления с водосборов. Анализ  роли физико-географических факторов в образовании и стоке твердых наносов горными реками рассмотрен в нашей работе [2]. В данной рукописи выполнены анализ и оценка влияния морфометрических характеристик малых горных рек и их водосборов на образование и сток наносов (на примере Украинских Карпат, Западного Тянь-Шаня и Западного Кавказа). Работа выполнена авторами по своей инициативе, с использованием доступных сведений по теме. Авторы выражают благодарность Г.В.Кры-ленко, М.В.Крыленко, Е.З.Кодрянской-Лиман за помощь в организации и проведении полевых исследований, а М.В.Крыленко - и за помощь в обработке материалов и подготовке их к публикации.
1. Общие положения
Общеизвестно, что речные наносы образуются из горных пород, слагающих поверхностный слой водосборных бассейнов рек. Первая стадия образования наносов - нарушение компактности (дезинтеграция) массивов пород. В горных районах основные причины этого - тектоническое растрескивание и температур-ное (физическое) выветривание, особенно интенсивное в верхнем поясе гор. Далее, под воздействием природных факторов процесс разработки первичной трещино-ватости с распадом породы на отдельные агрегаты стимулируют преимуществен-но растворяющая деятельность воды (химическое выветривание) и жизнедеятель-ность бактерий (биологическое выветривание). Возникшие обломки перемеща-ются под действием собственной тяжести вниз. Это явление имеет прерывистый характер, причем важную роль в его развитии играет сейсмика (землетрясения, взрывные, земляные, строительные и др. работы, создающие сотрясения), вызывающие массовые подвижки продуктов выветривания (виброползучесть) [3]. Конкретные виды её проявления - осыпи, обвалы, оползни. От тектоники района, состава слагающих его пород, высотного положения и ориентации хребтов по отношению к влагунесущим воздушным потокам зависят условия и темпы русловых деформаций, размеры, формы, продольные и поперечные профили долин, уклоны и условия формирования русел и, в конечном итоге, - режим, интенсивность и количество стока наносов. Влияние землетрясений на процессы образования разнодисперсного материала проявляется в сейсмогенных обвалах, в развитии оползней и усилении выноса в реки обломочного материала в результете активизации склоновых про-цессов. Новейшие движения земной коры весьма активны и носят здесь диффе-ренцированный характер. В некоторых случаях такие участки стабильны, но на большей части побережья имеются все признаки новейшего поднятия берегов [4].
На склонах, прикрытых чехлом мелкозернистого неконсолидированного (или слабо скрепленного) материала выветрелых пород предшествует струйчатый (ручейвовый) или поверхностный размыв и смыв этого чехла (склоновая эрозия). Преобладающий размер отдельностей, составляющих продукты выветривания, зависят от внутренней структуры горных пород. Массивные породы (изверженные, песчаники, некоторые известняки) при выветривании распадаются на крупные обломки (глыбы) размером до нескольких метров в поперечнике, которые загромождают ущелья рек на участках их прорыва через хребты. Тонкослоистые мергели и сланцы, распостраненные во многих районах, при выветривании распадаются на агрегаты галечно-валунной фракции (0,01-0,5 м в поперечнике) - они обычно составляют основную массу речных наносов. Наименее прочные горные породы при выветривании пополняют песчано-илистые фракции наносов. Скатываясь по склону, продукты выветривания попадают в сеть временных водотоков, составляющих верхнее звено речной системы, и с этого начинается их путь вниз по течению под действием текущих вод. Из-за нерегулярности выпадения атмосферных осадков перемещение наносов в речной системе имеет характер кратковременных подвижек, разделенных продолжительными периодами покоя. Даже при прохождении паводка частицы наносов разного размера ведут себя в потоке по-разному - неподвижно, сползают, перекатываются, сальтируют (перемещаются скачками без полной потери контакта с дном); с ростом скорости потока скачки становятся более длительными и протяженными и, когда усредненные по времени подъемные силы превысят вес частицы, она уже не успевает (за цикл пульсации местной скорости потока) опуститься на дно и плывет в толще потока во "взвешенном" состоянии почти с его скоростью. Поскольку наносы в разных режимах перемещаются с различными скоростями, первоначальная масса продуктов выветривания в ходе перемещения распределяется на фракции, отлагаемые в разных местах реки (гидродинамическая сортировка). Мелкозернистые наносы песчано-илистой фракции (<=1,5-2 мм) перемещаются со скоростью потока и быстро проходят свой путь; дальность их перемещения ограничена длительностью паводка. Более крупнозернистые гравийно-галечно-валунные частицы реагируют на местные изменения скорости потока по длине реки и останавливаются на участках уменьшения скорости потока. Перемещение таких наносов имеет четко выраженный прерывистый характер, так что их путь до устья реки может растягиваться на долгие годы [1]. При соударении частиц наносы измельчаются (дроблением и истиранием) и окатываются, то есть, угловатые обломки превращаются в валуны, гальку, гравий. Совместное действие этих явлений находит свое отражение в последовательном уменьшении крупности аллювия вниз по течению реки. Реки горных районов отличаются большими уклонами и валунно-галечными руслами. Важнейшей характеристикой потока, определяющей подвижность наносов, является его средняя скорость v, зависящая от уклона русла (J) и глубины потока (Н):   v"С*J*Н0,5.
Горные районы Украинских Карпат, Западного Тянь-Шаня и Западного Кавказа характерны высокой расчлененностью местности - как по глубине (до сотен и даже тысяч метров), так и по густоте речной сети (до 3-4 и более км/км2). В горных районах реки длиной до 10 км обычно составляют более 98% от общего числа рек; их общая длина составляет ~85% от общей длины всех рек. Из-за высокой крутизны склонов и низкой водопроницаемости глинистых грунтов фильтрация ливневых осадков непосредственно в грунт сравнительно невелика. В режиме стока рек отчетливо проявляются две составляющие: сезонная и флюктуационная (кратковременная): на длительные, постепенные изменения водности рек накла-дываются резкие кратковременные всплески, вызываемые ливневыми осадками. Период межени (маловодья) вызван нерегулярностью осадков и отсутствием снега, когда питание идет за счет выхода подземных вод из толщ горных пород, прорезанных реками. Приморские участки речных долин заполнены мощными толщами реликтовых аллювиальных отложений; высокая степень их водопроницаемости (коэффициент фильтрации 50-300 м/сутки) обеспечивает интенсивный водообмен между ними и русловыми потоками [1]. В этих толщах постоянно существуют подрусловые потоки, расход которых в несколько раз больше меженной водности потока в речном русле. В приустьевых расширениях речных долин происходит растекание грунтового потока вширь, дополнительно снижащее зеркало подземных вод, усиливающее отток воды из русла в пойму. В сочетании с интенсивным испарением воды [5] это явление вызывает пересыхание руслового потока, обычное для большинства малых рек, особенно в засухи. Бурные кратковременные паводки обычно вызваны ливневыми дождями, а в Сочинском районе - и разгрузкой смерчей в горах (обычно - в конце лета).
2. Общая геоморфологическая характеристика бассейнов малых горных рек
2.1. Юго-западный макросклон Западного Кавказа
(от Анапы до р.Псоу)
Основные контуры речной (см. рис.1) сети определены первичным рельефом поверхности, образованным в результате горообразовательных процессов и действия древних ледников, впоследствии сильно видоизмененным в ходе эрозионно-аккумулятивной деятельности водных потоков, а в исторические времена - также деятельностью человека. Долины основных рек заложены по синклинальным прогибам, осложненным в последующем тектоническими разломами. Теперь район представляет собой горную страну со сложным сочетанием положительных и отрицательных структур, испытывающих неравномерное общее поднятие. Район рассечен системой разрывных нарушений; преобладающими здесь являются надвиговые и всбросо-надвиговые разломы, способствующие развитию узких врезанных долин в условиях сжатия впадин. 0сновные линии раэломов ориентированы параллельно имеющимся тектоническим структурам. Изменения рельефа за четвертичное время в результате колебаний климата, периодических оледенений и тектонических поднятий обусловили широкое распространение террасированных долин рек; в последующее время в результате периодического ускорения и замедления врезания русел, изменения водности рек и количества поступающих в них наносов в долинах образовалось серии террас. Поднятие Большого Кавказа продолжается, он смят и даже скручен, при зтом Черное море и Черноморское побережье России выполняют роль буфера между движущимися жесткими плитами, тогда как на Малом Кавказе такого буфера нет [6].
В целом водосборный бассейн Новороссийского геологического района расположен на южном склоне западного окончания большого кавказского антиклинория, занимает неширокую краевую полосу гор высотой до 800-1000м и средней глубиной вреза до "200-250м. Для него характерны сравнительно узкие водораздельные гребни, крутые, сильно расчлененные, умеренно обнаженные склоны, большое относительное превышение водоразделов над дном долин (достигающее 300-500м). Породы флишевой формации, слагающие большую часть побережья, сильно и разнообразно дислоцированы; многочисленные складки со значительным наклоном крыльев или даже запрокинуты, резко меняют свое простирание и падение вдоль побережья, но в основном они под различными углами имеют падение на юг [7].
Северо-западная большая часть Туапсинского района и прилегающий к берегу моря блок суши сложены в основном осадочными толщами флиша с мелкоритмичным переслаиванием мергелей, известняков, песчаников и аргиллитов. Слои смяты в складки, надвинуты друг на друга, часто запрокинуты и сдвинуты по линиям многочисленных разломов. В северо-восточном углу района, в бассейнах левых составляющих реки Туапсе - Пшенахо и Пшияхо, в истоке реки Шуюк, а также в бассейне Пшиша, выше устья реки Елисаветки и до истоков реки Сеже (бассейн реки Гунайки), геологическое строение территории иное. Здесь в среднеюрское время имела место интенсивная вулканическая деятельность. Одновременно с осадконакоплением на дне сравнительно неглубокого бассейна, из вытянутых в общекавказском направлении (с юго-востока на северо-запад) цепочек кратеров изливались под водой (и реже - на поверхности земли) лавы кислого, а местами и основного состава; вмещающими вулканическую фракцию породами стали аргиллиты, алевролиты и песчаники [8]. Кислые магмы давали начало андезито-дацитовым туфам, туфам Карцевых порфиров, порфиритам; основные лавы сформировали столбчатые и потоковые отложения диабазов и диабазовых порфиритов. Группа кислых гранитоидных пород слагает практически целиком хребет Мжецу, большую часть хребта Каратянский и туапсинского отрезка ГКХ. Основные породы базальтового типа выходят на дневную поверхность в бассейне реки Сеже, в массиве горы Семиглавой и близ аула Малое Псеушхо. Одновременность осадконакоплений и излияний магматических масс породила отложения смешанного генезиса: туфопесчаники, туфобрекчии, туффиты и аргиллиты и алевролиты с линзами туфогенных пород.  Как наиболее твердая и тяжелая фракция, зерна альмандина переносятся реками бассейна реки Туапсе и отмечаются в виде красных пятен в песках городского пляжа. В результате трех актов вулканической деятельности (в среднем юре, тектонического воздымания мега-антиклинория Большого Кавказа и альпийского этапа горообразования в неогене) и эрозионной дошлифовки в последующем было создано большинство нынешних форм рельефа [8]. Широко распространены четвертичные отложения, они почти сплошным слоем покрывают более древние отложения; в их состав входят конгломераты, пески, мелкозем, а по генезису выделяются аллювиальные, делювиальные, пролювиальные, делювиально-пролювиальные, обвальные, оползневые и др. отложения. Элювиальные отложения (продукты выветривания горных пород, оставшиеся не перемещенными, на месте их образования) расположены по водораздельной части хребтов. Делювий (отложения, накопившиеся в результате склонового смыва) развит очень широко, он покрывает коренные породы на склонах хребтов. В его состав входят глины, пески, обломки камней и большие глыбы, перемещенные вниз по склону путем смыва дождем и талыми водами, гравитационного сползания под действием силы тяжести. Пролювий (отложения временных водотоков и селей) характерен малой сортированностью, редко встречающейся слоистостью, плохой окатанностью обломочного материала. Пролювиальные отложения обычно перекрывают аллювиальные, они развиты в предгорьях и по периферии долин рек. Аллювиальные отложения заполняют русловую и пойменную части неселевых рек и их притоков. Они представлены валунно-галечным материалом с гравийно-песчаным и суглинисто-песчаным заполнителем. Встречаются и обломки размером 0,2-0,3м, реже - до 0,7-1м. Оползневые отложения развиты на делювиальных склонах долин. Подробнее обвально-оползневые явления описаны в специальном подразделе.
С точки зрения возможного воздействия на процессы образования разнодисперсного обломочного материала для пояса низко- и среднегорного расчлененного рельефа характерно меньшее (по сравнению с более высокими поясами) распространение скальных обнажений, более сглаженные формы рельефа, наличие на водосборах довольно мощного чехла рыхлообломочных отложений различного происхождения, меньшая глубина расчленения рельефа, наличие на водосборах довольно мощного чехла рыхлообломочных отложений различного происхождения, меньшая глубина расчленения рельефа. В развитии современного рельефа преобладают современные геоморфологические процессы и главные внешние факторы и явления: эрозионно-аккумулятивная работа рек и временных горных водотоков, паводки, селевые потоки, плоскостной смыв грунта, заболачивание, овражная эрозия, лавины, оползни, обвалы, осыпи, физическое выветривание. Значительную роль играют физико-химическое выветривание и делювиальный смыв, широко распространена овражно-селевая деятельность (развитие сети периодически действующих водотоков и горных оврагов), а также оползневые процессы, особенно характерные для участков долин с антропогенным воздействием. Оползневые процессы наиболее характерны для Сочинского района, где естественная пораженность составляет 30-40% территории, иногда доходя на некоторых участках до 60-90% при площадной активности оползней около 50%, а в отдельные, наиболее влажные годы - до 70%. С продвижением на северо-запад средняя оползневая пораженность несколько снижается, что объясняется уменьшением количества атмосферных осадков и изменением гидрологических характеристик рек [4]. Здесь, как правило, запасов рыхлообломочного материала недостаточно для развития полноценных селей и более характерны селеподобные явления, возникающие за счет размыва лессовидного покрова и вовлечения материала оползней и оплывин с крутых склонов.
2.2. Западный Тянь-Шань
Основные реки (базисы эрозии для малых горных рек) (см. рис.2) представляют собой тектонические депрессии - Ферганскую, Ахангаранскую, Чаткало-Чирчикскую. В результате тектонических разломов образовались и долины отдельных притоков (Пскема, Угама, Коксу, Акбулака и др.). Начавшееся складчатое горообразование со временем сменилось складчато-глыбовым и теперь район представляет собой горную страну со сложным сочетанием положительных и отрицательных структур, испытывающих неравномерное общее поднятие. Район рассечен системой разрывных нарушений; преобладающими здесь являются надвиговые и всбросо-надвиговые разломы (Пскемский и др.), способствующие развитию узких врезанных долин в условиях сжатия впадин. 0сновные линии раэломов ориентированы параллельно имеющимся тектоническим структурам, однако низовья рек Чаткал и Угам, полностью бассейн Акбулака, верхняя часть бассейна Ахангарана лежат в зоне развития Кумбельских разломов субмеридионального простирания, перпендикулярно рассекших основные хребты и вызвавших заметное усложнение строения гидросети в этом районе [9-10]. Изменения рельефа за четвертичное время в результате колебаний климата, периодических оледенений и тектонических поднятий обусловили широкое распространение террасированных долин рек в днищах котловин, образовавшихся примерно 500 тыс. лет назад. В последующее время в результате периодического ускорения и замедления врезания русел, изменения водности рек и количества поступающих в них наносов, в долинах образовалось четыре серии вложенных террас (8-11 террас) с общей глубиной вреза более 900м.
Ангренская долина - тектоническая межгорная депрессия синклинального строения, сложенная в основном мезозойскими и кайнозойскими отложениями, покоящимися на палеозойском фундаменте [11]. Существенное место занимают юрские глины с мощным слоем угля и углистых сланцев, перекрытые сверху каолиновыми глинами. Выше кишлака Турк эти отложения замещены третичными, непосредственно налегающими на палеозойский фундамент. В меловом периоде Ангренская депрессия испытала небольшое опускание, отложились красноцветные пустынно-континентальные и прибрежные осадки (красноцветные конгломераты, песчаники, глины, мергели). Меловые отложения покрыты нижнетретичными морскими отложениями (меловые галечные конгломер, песчаники и известняки); они распространены почти до верховий р.Ахан-Гаран и местами на водоразделе Кураминского хребта. Морские палеогеновые отложения подстилают мощную толщу из кирпично-красных глин, мергелей, песчаников и конгломератов, что свидетельствует о поднятии всей этой области, совпавшем с альпийским горообразованием. Синклинальный прогиб, оживившийся в палеогене и связанный с этим прогибом куполовидный подъем фундамента определили возникновение депрессии. Этот тектонический процесс продолжался в начале четвертичного периода с той разницей, что напряжения, возникшие в результате поднятия хребтов, разгружались мощными разломами по простиранию депрессии. Четвертичные отложения - галечники, лёссы, конусы выноса боковых притоков, гляциальные и обвальные отложения у подножий гор [11]. Сейсмическая деятельность наиболее активно проявляется в зонах разломов, где сила землетрясений может быть 7-9 баллов и выше. Число толчков достигает десятков в год, но сильные землетрясения наблюдаются относительно редко - последнее (с магнитудой 7,5 или 9-10 баллов по Рихтеру) наблюдалось в 1946г.; после него в течение нескольких лет было по 200-300 толчков в год. В 1966-67гг. было множество толчков до 7 баллов с эпицентрами в Чаткало-Кураминской зоне.
В целом для Зап. Тянь-Шаня характерны узкие водораздельные гребни, крутые, сильно расчлененные, обнаженные склоны, большое относительное превышение водоразделов над дном долин (достигающее 2000-2500м). Ниже дана краткая характеристика высотных поясов (являющихся проявлением высотной зональности) с точки зрения их возможного воздействия на сток наносов реками.
I-А. Высокогорный (выше 3200 м н.у.м.) рельеф с ледниковыми формами характерен значительной абсолютной высотой, изрезанностью гребней и глубоким расчленением хребтов, высокой активностью процессов физического выветривания (что обеспечивает усиленное поступление обломочного материала к подножиям склонов и в днища долин), с современным оледенением и связанным с ним каров, морен, висячих и троговых долин. Многие ледниковые формы рельефа унаследованы от былых эпох оледенения. Этот тип рельефа характерен для верхних приводораздельных участков бассейнов Майдантала, Ойгаинга, левых притоков среднего Чаткала, правых притоков верхнего Терса и верхнего Ахангарана, верхнего Терекли-сая и его левых притоков.
I-Б. Высокогорный тип рельефа без ледниковых форм встречается в приводораздельной части большинства хребтов (кроме перечисленных в предыдущем абзаце) на высотах более 3000-3200м. Особенность этого типа - выположенность гребней, распространенность элювиальных и колювиальных (обвально-осыпных) отложений; в понижениях в результате обвально-осыпной деятельности и выносов лавин могут образоваться значительные скопления рыхлообломочного материала. Эрозионная деятельность водотоков в высокогорье, как правило, не очень интенсивна, водотоки первых порядков здесь в основном выполняют роль каналов выноса обломочного материала и воздействие флювиальных ("водно-поточных") процессов на рельеф в верхнем поясе гор несоизмеримо меньше наносообразующей роли других процессов (склоновых, физического выветривания, нивально-гляциальных). В то же время в поясе развития высокогорного рельефа его обширные обнаженные поверхности склонов являются ареной протекания интенсивных процессов поверхностной денудации (о чем свидетельствуют следы обвалов и мощные массивы осыпей на склонах и у их скалистых подножий), еще более усиливающихся в периоды землетрясений, и находятся активнейшие очаги образования и накопления обломочного материала. Поэтому, очень редко возникающие здесь гляциальные и прорывные селевые паводки, бывают очень мощными и распространяющимися иногда до самых предгорий и могут в значительной степени определять развитие рельефа долин на продолжительное время и на больших по протяженности участках.
II. Среднегорный высотный пояс (1500-3200 м н.у.м.) занимает большую часть рассматриваемой территории. В нем выделяют два типа рельефа, отличающихся по генезису и морфологии.
II-А. Обычный для гор эрозионно-денудационный сильно расчлененный рельеф. К нему относятся склоны хребтов, гребни которых находятся в высокогорной зоне, а также остальные хребты и их участки, лежащие ниже 3000-3200м (хребты Коржантау, Угамский, Кураминский, западная часть Чаткальского и др.). В этом поясе гор эрозионная деятельность рек в результате длительного развития выработала глубокие, зачастую обрывистые узкие ущелья. Склоновые процессы являются здесь одними из активных факторов преобразования рельефа. Для этого типа среднегорья характерна интенсивная лавинная деятельность, способствующая развитию специфических форм рельефа склонов и днищ долин - лавинных лотков, конусов выноса, ниш выбивания и др.
II-Б. Древние поверхности выравнивания - Ангренское плато и прилегающие к нему участки Чаткальского хребта, а также так называемые "сандыки" - высоко поднятые над днищами долин слабо всхолмленные поверхности древнего пенеплена в бассейнах Сандалаша, верхнего Чаткала, в левобережьях Терекли-Акбулака, Коксу и др. Особенность сандыков - почти равнинный вид водораздельного участка и крутые, часто отвесные борта врезанных в них долин-каньонов с высотой бортов до 1000м и более.
III. Пояс низкогорного расчлененного рельефа (ниже 1500 м н.у.м.), межгорных и внутригорных котловин также подразделен на два типа
III-А. Пояс низкогорного расчлененного рельефа наблюдается на периферийных участках внутригорных котловин, по юго-западной периферии Кураминского хребта, в западной оконечности Чаткальского хребта и в районе Чарвакского водохранилища. Его отличие от среднегорного - меньшее распространение скальных обнажений, более сглаженные формы рельефа, наличие на водосборах довольно мощного чехла рыхлообломочных отложений различного происхождения, меньшая глубина расчленения рельефа (хотя на значительных пространствах встречается и глубокое расчленение - до 600м, и крутизна склонов - до 30-45о и более). Значительную роль здесь играют физико-химическое выветривание и делювиальный смыв, широко распространена овражно-селевая деятельность (развитие сети периодически действующих водотоков-саев и горных оврагов), а также оползневые процессы, особенно характерные для участков долин с антропогенным воздействием (среднее течение Ахангарана и его притоки, прибрежная зона Чарвакского водохранилища и др.). Здесь, как правило, запасов рыхлообломочного материала недостаточно для развития полноценных селей и более характерны селеподобные явления, возникающие за счет размыва лессового покрова и вовлечения материала оползней и оплывин с крутых склонов.
III-Б. Межгорные и внутригорные котловины. Их общие признаки - наличие довольно мощных аллювиально-делювиальных отложенийв днищах долин, наличие в большинстве долин хорошо выраженных террас (до 10), развитие современного вреза большинства крупных рек в днища котловин, что приводит к образованию вложенных долин.
IV. Пустынно-денудационный низко-среднегорный рельеф характерен для горного обрамления Ферганской долины, где вертикальные (высотные) зоны существенно отличаются по природным условиям, что способствует созданию условий для формирования селей преимущественно дождевого генезиса на высотах до 1500-1800м, а выше --ливневого и смешанного снего-дождевого генезиса.
2.1. Украинские Карпаты
Длина горной зоны Украинских Карпат - до 280км при ширине около 100км и площади 24 тыс. км2. Основной массив - Полонино-Черногорские Карпаты имеет высоту 1800-2060м. С северо-востока они граничат с Предкарпатской возвышенностью (краевым прогибом), с юго-запада - с Закарпатской низменностью (внутренним прогибом), которые относят к предгорьям Карпат. Горообразовательными и тектоническими процессами определены направления (вдоль осей горных хребтов или поперек им) долин основных рек - Днестра, Тисы, Прута, Серета и их главных притоков. Укр. Карпаты представляют собой складчато-сбросовую горную систему, возникшую в процессе альпийского орогенезиса, и сложены кристаллическими породами докембрия (на Раховщине), триасовыми и юрскими отложениями, а выше - резко дислоцированными толщами мелового и палеогенового флиша, палеогеновыми песчаниками и сланцами. Здесь выделяют 6 генетических типов рельефа [12-13].
1. Низкогорный эрозионно-денудационный рельеф занимает неширокую краевую северо-восточную полосу гор высотой 600-800м и глубиной вреза 200-250м.
2. Среднегорный эрозионно-денудационный отмечен на большей части Скибовых и Полонинских Карпат, высоты хребтов 1200-1700м, вертикальное расчленение от 300-400м до 600м; его формирование связано со значительным поднятием.
3. Нагорный альпийский рельеф на высотах 1700-2060м, вертикальное расчленение от 200 до 1000м. Здесь древние денудационные поверхности имеют следы существовавших в прошлом ледников, наиболее типичные ледниковые цирки и кары встречаются в Черногорье и Свидовце.
4. Горный вулканический рельеф на территории Выгорлат-Гутинского хребта наследует область эффузивной деятельности по линии тектонических разломов в миоцене и плиоцене.
5. Предгорный структурно-эрозионный рельеф образует предгорные возвышенности высотой до 300-500м в Предкарпатье и до 200-400м в Закарпатье.
6. Равнинный аккумулятивный рельеф с высотами 100-300м окружает Карпатскую гряду.
Развитие речных террас горных, предгорных и низменных участков основных рек (Тисы, Днестра, Прута) и их притоков  происходило в условиях разнонаправленных подвижек. Послеледниковый (современный) этап характерен общими неравномерными поднятиями, которые вызвали врезание рек в коренные породы и аллювиальные отложения предыдущих этапов, интенсивный размыв нижней части склонов. местные деформации продольного профиля II террасы и т.д. В пределах Верхне-Днестровской равнины русло Днестра врезалось в аллювиальные отложения на 4-5м, а русло Тисы на 5-11м.
В пределах Украины сейсмичность Карпат невысока, за исключением крайней южной зоны - Закарпатского внутреннего прогиба, где концентрируются очаги наиболее частых и сильных (до 7 баллов) землетрясений. Закарпатье считают классическим примером внутриконтинентальной контактной геоморфологической зоны, характеризующейся интерференцией и сложным взаимодействием природных и природно-техногенных процессов разных типов, образующих на современном этапе различные парагенетические комплексы [14]. Наибольшую угрозу возникновения экстремальных ситуаций представляют морфоструктурные узлы, с которыми связаны землетрясения, подвижки по тектоническим разломам, экзогенные процессы разных типов, прежде всего - гравитационных (оползневых, обвальных) и эрозионных, а также протянувшаяся вдоль Выгурлат-Гутинского хребта и Флишевых Карпат зона повышенной эрозионной опасности и разгрузки материала, выносимого из горной части территории.
Самые древние породы на территории Карпат - метаморфические гнейсово-сланцевые и кварцито-сланцевые, прорванные гранитными интрузиями, хлорито-слюдистые сланцы, известняки, мраморы, филлиты протерозоя и палеозоя. Отложения триаса представлены доломитами, известняками, конгломератами и сланцами, а юрского периода - известняками и аргиллитами [12]. Широко распространены меловые отложения - аргиллиты, алевролиты, песчаники, известняки, конгломераты. В связи с высокой карбонатностью, меловой флиш имеет довольно высокую противоденудационную устойчивость. Палеогеновые отложения представляют собой чередование пачек аргиллитов, алевролитов и песчаников. Сильнее других выветривается менилитовая свита; около обнажений ее пород постоянно слышно шуршание разрушающегося глинистого флиша, обломки которого падают к подножию. Неогеновые песчаники, алевролиты, конгломераты, глины расположены по окраинным участкам горной системы Карпат. Из четвертичных отложений преобладают глины мощностью 1-3м. Хрящеватый делювий связан с песчаниками палеогена-верхнего мела, где аргиллитовые пачки имеют подчиненное значение. Глинистый делювий отмечен в основном в зоне пород менилитовой серии. Оползневые отложения мощностью в несколько метров развиты в основном в Ясинской и Солотвинской котловинах. В районах преобладания кристаллических пород, известняков и песчаников оползней очень мало. Осыпи чаще всего встречаются на крутых склонах Горган. Крупноглыбовые и щебнистые россыпи песчаников эоцена образуют мощные конусы осыпей. Наиболее распространенными аллювиальными отложениями сложены четвертичные и плиоценовые террасы речных долин. Скорость выветривания обнажений весьма значительна: за три летних месяца вес разрушенной породы в глинистом флише составлял от 9 до 69 кг с 1м2 [12].
Горная зона Украинских Карпат характерна продольно-зональным размещением основных структурно-орографических элементов, которые простираются с северо-запада на юго-восток (см. рис.3). Линии современных поднятий совпадают с простиранием основных морфоструктур и зон, хотя существуют и поперечные оси поднятий. Эта продольная морфоструктурная зональность усложнена поперечными орографическими линиями - долинами основных рек: на северо-восточном макросклоне - бассейна Днестра (Днестр, Стрый, Опор, Мизунка, Свича, Ломница, Быстрица-Солотвинская и Быстрица-Надворнянская), Прута (Прут и Черемош) и Серета, а на юго-западном макросклоне - бассейна Тисы (Черная Тиса, Тересва, Теребля, Рика, Боржава, Латорица, Уж). Такое продольное и поперечное расчленение обусловило раздел Украинских Карпат на ряд географических областей и геоморфологических районов.
Большинство малых рек имеют четко выраженные долины, где выделяются русла и поймы, сложенные современным аллювием, и три-четыре (местами - до восьми) уровня надпойменных террас.
Геоморфологические особенности водосборов рек приведены в табл. 1 [13].
Таблица 1
Геоморфологический район Абсол. высота
м н.у.м. Главная речная система Основная геологическая структура Частота гидрографич. сети, км/км2 Длина склонов долин,
км Глубина вреза долин, м Преобла-дающие гео-морфол. Процессы
Предкарпат-ская возвы-шенность 200-600 Днестр Волыно-Подольская  плита, Галицко-Волы-нская впадина, Пред-карпатский прогиб 0.37-0.67 0.2-0.6 20-60 Площадной смыв грунта, заболачивание
Внешние Карпаты 400-1830 Днестр Предкарпатский прогиб 0.89-1.1 0.2-0.6 60-200 эрозия, катаст-рофич. паводки
Водораздельно-Верховинск 450-1700 Днестр Складчатые Карпаты 1.1-1.7 0.-0.2 200-1000 эрозия, селевые потоки, лавины, катастроф. паводки
Полонино-Черногорские Карпаты 450-2060 Днестр Прут то же 2-2.6 0.1-0.3 200-1000 эрозия, селевые потоки, лавины
Раховский  массив 800-1950 Прут, Тиса Мармаросский массив 2-2.5 0.1-0.2 200-1000 то же
Вулканические Карпаты 80-500 Тиса Вулканические Карпаты 1.3-2 0.1-0.3 80-500 эрозия
Закарпатская аккумулятивная равнина 120-300 Тиса Закарпатская впадина 1.6-1.8 0.4-2 5-60 заболачивание

3. Анализ и оценка влияния морфометрических характеристик малых горных
рек и водосборов на образование и сток наносов
Строение речного бассейна, его рельеф, характер гидрографической сети, речных долин и русел влияют на режим и ход процессов стекания осадков и гидрологический режим рек. Значительную роль в этом играют и такие физико-географические факторы как лесистость, озерность, заболоченность водосборных бассейнов рек. Важнейшими факторами, определяющими характер и интенсивность протекания русловых процессов и стока наносов, являются расход воды, уклон русла и размер частиц материалов, слагающих русло и пойму реки. В свою очередь эти факторы определяются морфологическими характеристиками речного бассейна. Как известно, основным активным природным фактором русловых процессов является сток воды, на постоянных водотоках непрерывно воздействующий на русло и изменяющий его морфологию посредством вертикальных и горизонтальных деформаций, однако, заметные изменения происходят не в течение всего сезона, года и более длительных периодов времени и не при всех расходах воды. Степень участия различных расходов воды определяется их величиной, длительностью действия, частотой и скоростью изменения величины и состава стока. В качестве объективного показателя для оценки влияния природной обстановки на процессы формирования и стока наносов и развития речных русел хорошо применим руслоформирующий расход воды, т.е. расход, при котором в многолетнем плане наиболее активно проходят русловые деформации и основной суммарный сток наносов (взвешенных и влекомых). Он определяется величиной размывающих скоростей водных потоков, длительностью их воздействия на ложе, а также "резкостью" и последовательностью протекания расходов воды, и зависит от климатических и геолого-геоморфологических условий местности. В качестве критерия для оценки величины руслоформирующего расхода воды (в дальнейшем обозначаемого Qф) разные авторы принимали средние расходы половодья, средние многолетние расходы воды, расходы, соответствующие уровню бровок русла и др. показатели. Для конкретного створа реки Н.И.Маккавеевым (1955) [22] предложена зависимость суммарного расхода наносов (взвешенных и влекомых) Rобщ от уклона русла (J) и расхода воды (Q):
Rобщ = ЭnJnnQm, кг/с                (1)
где Э - "эрозионный" коэффициент учета неравномерности стока, характера пород, слагающих русло, механического состава наносов, поставляемых притоками, склоновыми процессами, талыми и дождевыми водами;
n - показатель учета степени влияния уклона на расход наносов; n=1 для взвешенных наносов и больше 1 - для влекомых наносов;
m - показатель учета степени влияния расхода воды на расход наносов; m~=2 для равнинных рек (малых уклонов) и m~=3 для горных рек (больших продольных уклонов дна русла).
Кубический характер зависимости величины стока наносов от расхода воды обуславливает различную долю участия в транспорте наносов расходов воды разных сезонов: она минимальна и ограничена стрежневой зоной потока в межень и резко возрастает в периоды паводков и половодья. Годовой расход наносов (Rгод) определяется не только величиной мгновенных расходов (Ri), но и длительностью промежутков времени их действия (ti):
Rгод = S(Ri*ti) ,                (2)
где суммация (S - знак суммации) проводится в течение всего года.
Даже при малых значениях текущего расхода наносов Ri в какой-то период года (длительностью ti) общий расход их за весь период (Ri*ti) может быть значительным при достаточно большой длительности этого периода (ti). Отсюда следует, что небольшие расходы воды высокой обеспеченности могут оказывать на русло не меньшее влияние, чем максимальные расходы малой обеспеченности и длительности. Поэтому руслоформирующими принято считать  расходы воды (Qф), при которых переносится (в многолетнем плане) максимальное количество наносов, вследствие чего их влияние на формирование русла оказывается наибольшим. Исходя из выражения (1), а также из того, что в той или иной мере руслоформирующим расходом является каждый расход и правильнее говорить о некотором диапазоне расходов, определяющих основные деформации русла, Н.И.Маккавеев и Р.С.Чалов (1986) [24] предложили определять величину Qф как максимум функции:
Qф=maх [f(АШ*Jn*Qjm*Pj)]                (3)
где АШ - коэффициент, зависящий от ширины разлива реки и равный: 1 - до выхода воды на пойму; 0,9 - при ширине затопленной поймы меньше двух ширин русла; 0,5 - при ширине затопленной поймы больше 10 ширин основного русла (для врезанных русел горных рек обычно принимают равным АШ=1);
J - средний уклон водной поверхности для каждого интервала расходов;
Qj - средная величина расхода воды в пределах j-тых интервалов, на которые разбит весь диапазон расходов в данном створе;
Рj - вероятность расходов каждого j-того интервала;
m - эмпирический параметр (показатель степени зависимости расхода наносов от расхода воды); при отсутствии наблюдений за наносами принимаемый  равным: 2 для рек с песчаным ложем, 2,5 - с гравийно-галечным и 3 - с галечно-валунным;
n - эмпирический параметр, обычно принимаемый равным 1.
Здесь величина (Jn*Qjm) прямо пропорциональна суммарному расходу взвешенных и влекомых наносов.
Поскольку величины Э, J, Q и ti в формулах (1) и (2) зависят от влияния морфометрических характеристик малых горных рек и их водосборов, то образование и сток наносов также в значительной мере определяются этими морфометрическими характеристиками.
3.1. Озерность, оледенение и заболоченность бассейнов малых горных рек
и их влияние на русловые процессы
Гидрографическая сеть рассматриваемых регионов представлена в основном реками и временными водотоками; остальные традиционные элементы гидросети встречаются сравнительно редко. В частности, в Западном Тянь-Шане на малых горных реках нет искусственных водоемов - прудов и водохранилищ, не считая нескольких водоемов, образованных вследствие перекрытия стока в результате создания селехранилищ (например, в Наугарзан-сае) и засыпания долины отвалами горных пород (Кайрагач-сай, Накбай-сай, Алмалык-сай). Для ландшафтов горных ярусов Украинских Карпат и Западного Кавказа водоемы не характерны. В Карпатах есть несколько небольших (одно из самых крупных озеро Синевир - на истоке Теребли имеет площадь "7га) озер, расположенных в основном в Горганах и Синегоре и образованных обвалами, перекрывшими долины рек. Современного оледенения в Карпатах нет. Значительные участки болот есть в бассейнах Болозевки, Верхнего Днестра и Нижнего Стрыя, но все они расположены на Верхне-Днестровской низменности. Эта широкая выровненная, заболоченная территория (возможно, последствие бывшего озера) сформировалась в результате активного неотектонического Ломницкого поднятия, сдерживавшего сток воды и наносов с этого участка долины Днестра выше устья Свичи [16]. Для ландшафтов горных ярусов Украинских Карпатах болота не характерны. Таким образом, в бассейнах малых горных рек Карпат показатели озерности и заболоченности территории можно принять равными нулю и, поэтому, не влияющими на ход русловых процессов и сток наносов.
Болота не характерны и для ландшафтов юго-западного макросклона Западного Кавказа. Здесь северный склон хребта Ацетука - единственное место в районе, где есть небольшие ледники, питающие р.Мзымта, в верховьях которой есть небольшие моренные озера и довольно крупное озеро Кардывач.
Сведения о величине показателей озерности, заболоченности (по оценке авторов) и оледенения территории отдельных водосборных бассейнов Зап. Тянь-Шаня приведены в таблице 2 (в % к общей площади водосборного бассейна).
Таблица 2
Бассейны рек Площадь бассейна, км2 Показатели, в % к общей площади бассейна
ледники озерность заболоченность
Бассейн Чаткала 6580 2,3 0,01
Бассейн Пскема 2540 1,7
Бассейны Ойгаинга и Майдантала 1482 3
Бассейн Акбулака: Акбулак 886 0,63 0,013
Акбулак - верховье (до Даван-сая) 32 8 0,2
Тереклисай от истока до Кальтакола 40 2,5
Каин-сай (Ташкескен) 100 3 0,05
Бассейн Терса:
Верховье Терса (включая Алмашах-сай) 37 13,5 0,08
Среднее течение Терса от устья Тайпак-сая до Четинды-сая 47 1,5 0,05
Нижнее течение Терса от устья Актерека до впадения в Чаткал 44 1,4
Бассейн Гавасая:
Санташ-сай 23 1,7
Чукур-сай 20 1,3
Куляб-сай 11 0,1
Кёльбаш-сай 37 2,2
Бассейн Верхнего Ахангарана:
Арашан 118 1 0,4 1,3
Кенгсаз-сай 21 1,3
Акташ-сай 20 0,25
Орталык-сай 24 0,4
Уч-сай 47 5 0,1 3,2
Келенчек-сай 26 0,2
Кызылча 50 0,4
Таллы-сай 36 0,8
Улучли-сай 13,5 0,4
Кенколь-сай 65 0,8
Естественные озера в Зап. Тянь-Шане имеются в немногих водосборных бассейнах. С современным оледенением связано образование небольших ледниковых и моренных озер площадью не более 1 км2; общее их количество около 30. С древним оледенение связаны небольшие (порядка 100-200м в поперечнике) высокогорные (3200-3600м) моренные озера в цирках верховий Акбулака, Терекли-сая, Зекиркуль-сая (исток Уч-сая). В верховьях Арашана, помимо 4 таких малых озер, есть два озера до 500-600м в поперечнике. Самое крупное (длиной до 1,5 км и шириной до 0,5 км) в регионе завальное озеро Кек-Ала (Кугала) расположено на высоте 2650м в долине Кельбаш-сая (левого притока Караарча-Гава-сая, стекающего в Ферганскую долину с восточной оконечности Кураминского хребта). Все виды наносов руслового и склонового площадного стоков практически полностью осаждаются в озере Кёк-Ала. В устьях его коротких (до 3-5 км) притоков образовались небольшие пляжи-отмели из плохо обработанного щебня и обломочного материала средней крупности.
В малых моренных озерах (за редкими исключениями) нет руслового притока и стока воды и наносов: они со всех сторон окружены моренными валами и курумами (осыпями) из крупного грубообломочного, неокатанного материала, под которым осуществляется фильтрационный водоток практически без стока наносов, без истирания и окатывания омываемых обломков горных пород. Таковы озера в истоках Терекли-сая, Каин-сая, Алмашах-сая, Баястан-сая, Шилбилюу-сая, два озера в истоках Акбулака (а в двух озерцах периодически - в летнее время бывает поверхностный сток), три озера в истоках Келенчек-сая (из четвертого бывает сток), три озера в истоках Арашан-сая. Нет стока и из наиболее высоко расположенного в бассейне Ахангарана озера Зекиркуль ("3600м), которое бывает свободно ото льда 2-3 месяца в году, сток из него в Зекиркуль-сай идет за счет фильтрации через моренные и курумные отложения. На левом притоке, впадающем в озеро Арашан, есть малое проточное озеро, в верхнем конце которого образован пляж из малообработанного материала средней и мелкой крупности. Вытекающий из этого озера ручей впадает с востока в озеро Арашан, не образовав видимого на поверхности пляжа по трем причинам: 1) практически все наносы , принесенные из верхнего (выше озера) водосбора осаждаются в озере 2800; 2) на коротком участке между этим озером и озером Арашан смыв наносов невелик; 3) склон, по которому водоток стекает в озеро Арашан, круто уходит в глубину озера и наносы также отлагаются на глубине. На озере Арашан (его длина ~700м и ширина до ~250м) образовались пляжи из отложений наносов на северной оконечности озера (где отлагаются наносы с водосборной площади 17,5 км2 истоков Арашана) и на его западном берегу в устьях двух небольших саев, стекающих со склонов хребта Актау. Пляжи состоят из почти не обработанного щебеночного (с примесью более мелкого глиноподобного и более крупного - обломочного) материала.
Заболоченные участки русел и лугов - сазы встречаются на Антренском плато в водосборах большинства саев на высотах более 2800-2500м (поверхность плато слегка наклонена в направлении с востока на запад), а также в припойменных участках среднего и нижнего течения Терса и его правых притоков. В других местностях Западного Тянь-Шаня нет сколько-нибудь значительных заболоченных участков. На заболоченных участках русел и водосборов происходит практически полное осаждение не только влекомых, но и части взвешенных наносов руслового стока и склонового площадного смыва. Половодье и паводки здесь относительно слабые (поскольку обусловлены в основном снеготаянием), так как период ливневых дождей, как правило, заканчивается до начала интенсивного снеготаяния на этих высотах) и не могут размыть и вынести ранее отложившиеся наносы. Поэтому, мутность воды в реке ниже заболоченных участков практически на протяжении всего года близка к нулю и поток, как и положено на начальном участке нижнего бьефа, обладает повышенной размывающей способностью и вскоре образует глубокий врез либо в порфирах - коренных породах Ангренского батолита (что имеет место почти на всех реках в пределах Ангренского плато, либо в толщах древнеледниковых отложений (как это имеет место в среднем течении Арашана и правых притоков Терса). Здесь высокогорные (на высотах до 3000м и выше), относительно пологие предгорья хребта Актау (сложенного светлыми осадочными породами участка Чаткальского хребта) и примыкающего к нему с востока хребта Кызылтор (сложенного красноцветными порфирами и гранитами) окружены шлейфом курумных и моренных отложений древних ледников, а выше - шлейфом крупно-обломочных осыпей-курумов. Между моренными валами образованы бессточные котловины, которые постепенно заполняются наносами из расположенных выше участков водосборов, заболачиваются и местами уже превратились в болотистые массивы. Помимо Арашана, этот процесс протекает и в долинах других саев. В итоге на таких реках значительная часть (а при наличии бессточных котловин - полностью) главной (сносимой с высоких - до 4062м, крутых хребтов) массы наносов оседает и аккумулируется на таких выположенных участках русел, не достигая главного водотока (Ахангарана или Терса).
3.2. Речная сеть и морфометрические характеристики бассейнов
малых горных рек
В анализируемых регионах практически у всех основных рек и их притоков первичная форма долин имеет тектоническое происхождение, что обусловило их продольное, поперечное и косое расположение по отношению к горным хребтам. Верхние участки долин обработаны древними (а на ряде рек в бассейнах Чаткала и Мзымты - и современными) ледниками. В среднегорье и низкогорье основной вклад в создание современного облика долин внесли рельеф местности, эрозионные и русловые процессы. Все три региона характерны высокой (как по глубине - до сотен и даже тысяч метров, так и по густоте - до 3-4 и более км/км2) расчлененностью и террасированностью (до 10 и более эрозионных и аккумулятивных террас) местности.
Гидрографическая сеть всех рек Зап. Тянь-Шаня принадлежит бассейну Сырдарьи, правыми притоками которой являются главные (относящиеся к разряду средних) реки Ташкентского оазиса -Чирчик и Ахангаран, а также более мелкие (относящиеся к разряду малых) реки, стекающие с Кураминского хребта в Ферганскую долину. Чирчик образуется слиянием Чаткала и Пскема, образующе-гося слиянием Ойгаинга и Майдантала. Гидрографическая сеть горных рек Украинских Карпат принадлежит бассейнам трех рек: Вислы (сток в Балтийское море), Днестра и Дуная (сток в Черное море). Гидрографическая сеть северо-восточного склона Карпат принадлежит Днестру, который ограничивает эту территорию с северо-востока и впадает в Черное море. Реки Закарпатья (юго-западного склона Карпат) стекают в Тису, а потом в Дунай. В Карпатах 455 рек имеют длину более 10 км, в том числе 39 рек длиннее 50 км и 4 реки (Днестр, Прут, Стрый, Тиса) длиннее 200 км. Кроме того, тут имеется несколько тысяч периодически (во время снеготаяния и дождей) действующих водотоков [13]. Большинство (47%) рек принадлежит бассейну Днестра, 27% бассейну Тисы, 22% Прута и 4% - Серета.
К числу морфометрических характеристик водосборных бассейнов рек отно-сят их площадь, длину, среднюю ширину, средний уклон, среднюю высоту и распределение площади бассейна по высотам (гипсографическая кривая), график изменения ширины бассейна по длине реки, график нарастания площади по длине реки. Основная исходная информация, полученная авторами путем обработки картографического материала и морфометрические показатели, дающие общее представление о некоторых из рек (длина рек, площади их бассейнов, максималь-ные, минимальные и средневзвешенные высоты, абсолютная и относительная ширина бассейнов и др.), приведены в таблицах 1-8 в Приложении 2. Значения средней площади водосборного бассейна (Fср) в таблицах не приведены, поскольку они определяются значениями средней длины рек (Lср) и густоты речной сети (Г):
Fср=Lср/Г, км2                (4)
3.2.1.  Характер сочленения притоков и их распределение в речной системе
Как известно из гидрологии рек, характер сочленения притоков с главным руслом и их распределение в речной системе влияют на продолжительность и форму волны половодья и паводков. В вытянутом бассейне с равномерным расположе-нием притоков время добегания осадков до замыкающего створа более продол-жительно и паводок имеет вытянутую форму, а в округлом бассейне с радиальным расположением главных притоков концентрация осадков в главном русле происходит быстрее и гидрограф имеет более острую форму. Для условий малых горных рек это правило сказывается не очень существенно, так как при длине подавляющего большинства рек в пределах первых десятков километров и скорости течения 2-4 м/с (или 7-14 км/час) паводочная волна достигает любого пункта реки за считанные часы. А вот на более крупных реках это проявляется весьма заметно. Например, на Верхнем Днестре имеется три узла, где на коротком участке реки-приемника концентрируются устья её притоков: один при слиянии Днестра, Болозевки и Стрвяжа; другой при слиянии с Днестром Быстрицы, Тысменицы и Верещицы; третий узел создают Днестр, Нежуховка, Щирок и Зубра. Такие узлы повышают возможность гидравлического  подпора на отдельных участках долины, а, следовательно, вероятность разлива реки. Способствует этому и выразительная асимметричность речной сети Верхнего Днестра (большинство его притоков текут справа, со склона Карпат). При сильных ливнях или снеготаянии эти притоки быстро меняют свой уровень и уровень воды в Днестре. А поскольку уклон русла Днестра здесь около 0,5 м/км, а у его притоков в 2-3 раза больше, то закономерно происходит замедление их течения при подходе к Днестру, создается гидравлический подпор и происходит осаждение и аккумуляция наносов.
Рисунок речных систем, как Тянь-Шаня, так и Карпат преимущественно древовидный, в основном вытянутой формы (Ахангаран и многие его притоки, Терс, Акбулак, Аксаката и др.). Очень вытянутую форму  (способствующую уменьшению суммарного годового стока наносов) имеют бассейны рек, текущих в пределах Ангренского батолита (Санташ, Чукур, Ирису, Резак, Сарвак, Кенгсаз, Карасай, Таллысай и др.), многие притоки Чаткала (Коксу, Сандалаш, Терс и др.), правые притоки Терса (Баястан, Шилбилюу, Рабат, Кичи-Сарыбулак, Оусты-сай и др.), притоки Акбулака (Арпапая, Кошмансай, Каинсай, Кальтакол и др.), Ахангарана (Карабау, Акча, Шаваз, Шаугаз и др.) и других рек. Некоторые из таких рек (например, Обикашка, Кальтакол, притоки Каттасая - Кыздара и Джакиндек) протекают через скалистые ущелья, почти не принимая притоков (кроме редких периодически действующих ручьев), их гидросеть ограничена одной слабоизвилистой линией.
Узкая, вытянутая в длину, изогнутая форма водосборного бассейна характерна и для речных систем многих малых горных рек Укр. Карпат бассейнов Тисы (Тересва, Теребля, Рика, Боржава, Латорица и др.), Днестра (обе Быстрицы, Ломница, Мизунка, Сукель и др.), Прута и его притоков.
Извилистость большинства малых горных рек Зап. Тянь-Шаня невелика - в основном в пределах от 1,1 до 1,2 (см. табл. 1 в Приложении 2). Это можно объяснить прочностью коренных пород, в которых сформированы долины рек, приуроченностью многих речных долин к тектоническим разломам, а также большей частью беспойменными руслами, в которых исключено свободное меандрирование. Не очень частые излучины приурочены, как правило, к выходам прочных пород или к конусам выноса селевых потоков. Малая извилистость способствует ускорению стока наносов, поскольку на реках почти нет зон аккумуляции с пониженными скоростями течения.
Для горных рек Карпат характерна несколько большая извилистость, хотя она также невелика и редко превышает 1,3 (см. табл. 3 в Приложении 2). Здесь, как и на Тянь-Шане, излучины приурочены в основном к участкам чередования выходов прочных скальных пород (устойчивых к размыву водными потоками) и менее стойких пород, легче поддающихся эрозионному воздействию (например, в верхнем и среднем течении Стрыя, в среднем течении Днестра). Более того, для Карпат характерны естественные канализированные русла, образовавшиеся в широкой пойме в результате благоприятных условий для закрепления берегов древесной растительностью; они имеют похожие на искусственные каналы (арыки) прямолинейные участки значительной длины с неизменной шириной без каких-либо отмелей.
3.2.2.  Особенности рек Сочинского района
В пределах Сочинского района (Fобщ=3662 км2) в море впадают 48 водотоков (не считая действующих лишь непосредственно при выпадении атмосферных осадков и снеготаянии). В зависимости от площади водосбора и длины, все реки подразделены на 3 класса (см. табл. 3) [1].
Таблица 3
Класс реки F, км2 Число водотоков Fобщ, км2 Средние показатели:
L, км Zср, м н.у.м. уклон, J
_ 885-282 6 2658 51 885 0,035
__ 103-10 20 925 13,1 247 0,038
___ <10 22 79 3,6 170 0,095
Итого 48 3662
Здесь F - площадь водосбора, км2; Fобщ - общая площадь водосборов, км2; Zср - средняя высота водосбора (м н.у.м.); L - средняя длина реки данного класса, км.
Реки класса _ (Туапсе, Аше, Псезуапсе, Щахе, Сочи, Мзымта) дренируют верхние и средние этажи южного макросклона Главного Кавказского хребта (ГКХ), расположенные между его гребнем и приморской горной цепью, давая 81% общего стока воды района. В структуре их речной сети прослеживаются харак-терные черты, обусловленные геологическим строением: закономерное чередова-ние по длине каждой из 6 рек двух участков вдольберегового (СЗ-ЮВ) прости-рания долины и двух участков поперечного (СВ-ЮЗ) простирания, создающих в комплексе характерный коленчатый рисунок, типовой для всех 6 рек [1]. Река начинается участком, вытянутым параллельно основному водораз-делу в сравни-тельно широкой котловине, расположенной на втором разломе [15]. Река течет в щебнисто-галечном русле, не стесненном кореннными берегами, принимая многочисленные боковые притоки из узких ущелий. Ниже по течению река поворачивает к морю и прорывается через ближайшую к основному водоразделу ГКХ горную цепь - здесь долина имеет вид узкого глубокого ущелья, загромож-денного огромными глыбами песчаника, преодолевая которые река низвергается водопадами в вымытые под завалами глубокие "эрозионные котлы". В местах небольших расширений в ущелье прослеживаются ограниченные участки надпойменной террасы, поросшей ольхой, лещиной, кленом, самшитом, а русло становится валунно-галечным и почти сплошь порожистым (лишь в местах навала потока на коренные берегв возникли небольшие вымоины-плесы). Еще ниже река вступает в зону первого разлома, предшествующую Приморской горной цепи, и вновь поворачивает вдоль побережья. Здесь долина значительно расширяется, в ней появляется пойма (поросшая тополем, ивой, ольхой, ежевикой), русло галечное, с чередованием протяженных перекатов с короткими но глубокими плесами. После последнего поворота к морю поток прорывается через  Приморскую горную цепь. В отличие от первого поперечного участка долины, здесь нет узких каньонов: река пересекает последовательную цепочку сужений и расширений долины, пока не достигает моря.
Реки классов _ и __ дренируют южный склон Приморской горной цепи; они имеют два подтипа [1]. В междуречье Туапсе-Шахе и Дагомыс-Хоста это чисто горные водотоки, аналогичные рекам класса _, но меньшие по размерам. В структуре их гидрографической сети присутствуют лишь 2 элемента; один продольный участок долины (верхний) и один поперечный (нижний). В междуречье Шахе-Дагомыс и Хоста-Псоу реки класса __ протекают по южному склону Приморской горной цепи только своими верховьями, тогда как нижними течениями они пересекают зону высоких морских террас, где состав горных пород и уклоны иные, чем в горах. Согласно этому, их верхние течения представляют горные потоки, а приморские участки (нижние 4-2 км) по внешнему виду приближаются к равнинным рекам (текущим в узких меандрирующих  руслах среди высокой поймы). Самые малые водосборы в приморской полосе дренируют-ся логами, наполняемыми водой только во время сильных ливней, Обычно эрози-онные врезы таких логов расположены значительно выше уровня моря - они как-бы "подвешены" над ним из-за неспособности эфемерных водотоков поспевать за эвстатическими колебаниями уровня моря при выработке их продольных профи-лей [1]. Наносы, выносимые этими временными водотоками, громоздятся перед их устьями в виде обширных конусов выноса, возвышающихся над прилегающей местностью. Обычно эти образования накрывают морские пляжи и со временем разрушаются штормовыми волнами. Вблизи устьев крупных рек они выходят на низкие террасы, как правило, уже сплощь освоенные человеком, и, растекаясь со своих конусов выноса, эти потоки затапливают и заносят наносами ценные объекты.
По типу русловых процессов реки района можно отнести к побочневому типу, который широко распространен на прямолинейных и слабоизвилистых участках рек горно-предгорной зоны и характерен наличием в русле крупных, занимающих в меженный период большую часть ширины русла, частично обсыхающих в межень отмелей, расположенных в русле в шахматном порядке. Побочни в межень придают руслу извилистость в плане, а в период паводков покрываются водой и русло приобретает прямолинейный вид [25]. Пониженные затопленные части в местах перегиба русла между побочнями образуют перекаты. Плесы в русле располагаются против выпуклых краев побочней.
3.2.3.  Порядок (класс) реки
В какой-то мере водность реки и ее руслоформирующая и наносотранспортирую-щие способности могут быть оценены по порядку (классу) реки. Если за основу классификации принять подход Р.Е.Хортона [18], то в наших регионах подавляю-щее большинство составляют самые малые неразветвленные реки первого поряд-ка, имеющие длину до 1-2 км. Однако нередки (особенно на Ангренском плато и прилегающих к нему платоподобных территориях водосборов Терса, Даван-сая, Арашана и др., а также в верхнем поясе Карпат) реки, принимающие притоки уже на первых сотнях (а иногда и десятках) метров своего течения от истока (родника, болота, снежника и т.п.). Гораздо реже встречаются реки с постоянным водото-ком, вообще не имеющие притоков (как, например, Обикашка - левый приустье-вый приток Акбулака длиной "6,5 км) или при своей длине порядка 10-15 км имеющие лишь несколько малых ручьев-притоков, большей частью с временным водотоком (например, Кальтакол - левый приток Терекли-сая, Кыздара и Джакиндек - левые притоки Катта-сая). Обычно при длине 15-30 км малые горные реки имеют порядок в пределах 4-6. Обычно повышение порядка сопровождается увеличением наносотранспортирующие способности реки.
3.2.4.  Степень насыщенности водосбора
постоянными водотоками
Степень обводненности (насыщенности территории водосбора постоянными водотоками) оценивают по величине коэффициента густоты речной сети Г (км/км2), определяемого как отношение суммарной длины всех постоянных водотоков (SLi) к площади их водосборной территории (Fi), то есть Г=S(?Li)/Fi, км/км2, значения которых приведены в таблицах 2 и 4 Приложения 2. Величины Г для Карпат приняты по опубликованным данным [13], а для исследованных водосборов определены авторами по топографическим картам. По величинам Г авторами были вычислены значения средней длины склона lскл:   lскл=1/(2*Г), характеризующей длину пути склонового стекания осадков. Чем реже речная сеть (меньше коэффициент густоты речной сети Г), тем больший путь надо пройти воде по поверхности склона до русла приемного водотока. С возрастанием пути поверхностного стекания осадков возрастают: 1) время добегания осадков до реки; 2) количество воды, впитываемой грунтом (инфильтрация); 3) расход склонового стока, а, следовательно, и его эрозионная способность, смыв и сток твердого материала и растворенных веществ в пойму и русло реки. Значения Г и lскл  приведены в таблице 2 в Приложении 2.
Как известно, речная сеть распределяется по территории неравномерно, в зависимости от количества осадков, геологического строения и почвенно-растительного покрова, причем в нашей стране максимальных значений (Г=1,5-2 км/км2) коэффициент густоты речной сети достигает в наиболее богатых осадками районах - в верхних частях лесного пояса Кавказа и Карпат. На Зап. Тянь-Шане авторами обнаружены несколько водосборных участков со значениями Г более 2 км/км2: 1) бассейн реки Музбель - правого притока Алатаньги (Г=2,05 км/км2, площадь водосборной территории Fi=4 км2 при ее средневзвешенной высоте Ziср=2600м); 2) прибрежный левобережный  участок среднего течения Терса от устья Тайпак-сая до устья Четинды-сая (Г=2,4 км/км2 при Fi=6 км2 и Ziср=2300м); 3) прибрежный участок среднего течения Арашана от устья Чингула до устья Шорбулака (Г=2,4 км/км2 при Fi=11 км2 и Ziср=2515м); 4) бассейн реки Реваште от истока до устья Кенкотан-сая (Г=2,43 км/км2 при Fi=17 км2 и Ziср=2500м) (здесь Ziср - средняя высота _-той водосборной территории, м н.у.м.). Наименьшее значение густоты речной сети обнаружено в долине Ахангарана (Г=0,31 км/км2 при Fi=90 км2 и Ziср=900м) в пределах высот от 1000м до 800м н.у.м. на участке между устьями Наугарзана и Карабау-сая (16 км-й участок реки от L=84 км до L=100 км от истоков реки). Низкую естественную (не учтены искусственные водотоки: деривационный туннель длиной 4 км, каналы на ТЭС и от ТЭС длиной "6 км, более 100 км арыков) обводненность можно объяснить несколькими, в основном антропогенными причинами: 1) полным изъятием стока ряда малых рек (Акташ, Баксук и др.) и направлением его в сеть арыков; 2) прекращением водотока на нижних участках Загасан-сая и Кайрагач-сая в связи с полной засыпкой их долин отвалами горных вскрышных пород угольного карьера; 3) склоны и днище долины сложены в основном крупным валунным материалом, хорошо дренирующим поверхностный слой и не дающим возможности для поверхностного стока малых водотоков (множество которых стекает в долину с окрестных гор), особенно в условиях, когда вмешательством человека (выемка валунно-галечной массы, землеройные и взрывные работы) нарушены естественно образовавшиеся водоупоры в бывших руслах малых рек. Этими же причинами можно объяснить низкую густоту речной сети (0,53 км/км2) в нижнем участке Нишбаш-сая (Fi=38 км2 и Ziср=1300м). Кроме того, невысокие (до 2200м) горы не способствуют формированию постоянных водотоков.
Очень низка обводненность в нижнем течении Терекли-сая (ниже устья Ташкескена) "0,35 км/км2 при Fi=15 км2 и Ziср=1800м. Здесь кроме 4,5 км участка Терекли-сая, больше нет водотоков (хотя с обеих сторон над рекой возвышаются довольно высокие (выше 2800м) горы), что можно объяснить только карстовым характером прилегающих склонов - бортов долины Терекли-сая, сложенных известняками. Низкая (0,65-0,75 км/км2) обводненность малых левобережных притоков Ахангарана на участке от устья Камчика до водохранилища Турк (Джарваши, Ташсай и др.) обусловлена малой высотой водосборного бассейна (в основном до 2000м). Невысока (от 0,6 до 1 км/км2) густота речной сети и в среднегорных участках замкнутых долин, экранированных от потоков влажного воздуха (Терекли, Караарча, Алмашах, верхний Акбулак, Куляб, Сульке, Кельбаш, Катта-сай, Кызылча, Ирташ и др.). Невысока (0,75-0,85 км/км2) обводненность среднегорных рек, стекающих с западного торца Чаткальского хребта (Акчи, Шаваз-сая, Кульпак-сая с Акташ-саем). Эта сравнительная невысокость значений Г (если учесть, что долины этих саев расположены довольно высоко - Ziср=2350-2600м и обращены на юго-запад, то есть навстречу влагонесущим потокам воздуха) объяснима геологическим строением местности, а именно - выходом на поверхность известняков, дренирующих часть поверхност-ного стока (в сложенных красными порфирами верховьях расположенного рядом Башкызыл-сая Г=1,47, в то время как у его притока Акташсая, сложенного известняками, Г=0,57 км/км2). Высока (от 1 до 2 км/км2) густота речной сети большинства водосборных бассейнов с большой (2300-3000м и выше) средне-взвешенной высотой (реки Ангренского плато, плато Кичик-Майдантал, урочища Чингильды; отдельные водосборы в бассейнах Акбулака, Карабау и Дукента и др.). Согласно И.Р.Алимухамедову [19], в бассейне Пскема зарегистрирована 651 река (из них 21 длиннее 10 км и 42 длиной 5-10 км) общей длиной 1400 км, что при площади бассейна 2540 км2 соответствует Г=0,55 км/км2 и длине склона 0,91 км.
В соответствии со значениями густоты речной сети изменяются и значения средней длины склона lскл от lскл=1,6 км в долине Ахангарана до lскл=0,21 км в бассейне Реваште, в долинах Арашана и Терса.
Сведения по густоте речной сети Украинских Карпат довольно разноречивы. Например, согласно [13], она варьирует от 1-1,2 км/км2 в горах до 0,5-0,3 км/км2 в Предкарпатье; А.Н.Важнов (1976) для гор дает значение Г=1,5-2 км/км2; в справочнике [17] значения Г, приведенные в тексте, не координируются с данными таблиц. Но в целом все подчеркивают, что в горной зоне Карпат (Приводораздельные Горганы, Черные и Гринявские горы, Свидовец) очень большая густота речной сети, соизмеримая только с Г богатых осадками районов лесного пояса Кавказа. Несколько меньше густота сети (1,8-1,6 км/км2) на северо-восточном макросклоне Карпат - в верховьях правых горных притоков Днестра (Быстрицы Надворнянской и Солотвинской, Ломницы, Мизунки, Стрыя и др.). Высокой густотой речной сети выделяются верховье Днестра и его притоки - Стрвяж и Болозевка, что обусловлено путями прохождения здесь влажных воздушных масс и выпадением наиболее интенсивных осадков. Как видно из табл.4, значения модулей (М) стока воды (и среднего, и максимального) и густоты речной сети коррелируются: чем больше М (л/с с 1 км2), тем больше Г (км/км2).
Наименьшую среднюю площадь водосборного бассейна (Fср) имеют реки бассейна Дуная - Fср"1,8 км2, в том числе: Черемош - 0,8 км2, Тиса - 1,2 км2 (при средней длине рек 1,94 км), Серет - 1,4 км2, Уж - 1,5 км2, Латорица - 1,7 км2, Прут -2,8 км2. Приблизительно таковы же показатели рек бассейна Днестра (Стрый - Fср"0,9 км2, Быстрица - 1,6 км2) и Вислы (Сан - 2,4 км2 при средней длине рек "2 км). Малые реки длиной до 10 км имеют среднюю длину (по бассейнам рек): Стрыя - 1,06 км; Черемоша- 1,25 км; Быстрицы - 1,26 км; Днестра- 1,5 км; Прута- 1,52 км; Серета- 1,55 км; Тисы 1,74 км; Ужа- 1,82 км; Латорицы- 2,04 км. Данные о густоте речной сети и модуле стока воды в бассейнах рек Укр. Карпат приведены в Приложении 2 в табл. 4 (составлена авторами по данным [13], [16], [17] и др.).
В исследованных районах Зап. Тянь-Шаня реки имеют приблизительно такие же средние длины и площади бассейнов. Самые распостраненные здесь средние длины 2-3 км и средние площади 1-3 км2. Наибольшую среднюю длину (а, следовательно, и площадь бассейна) имеют реки с малым числом притоков или вообще не имеющие протоков: Обикашка (6,5 км и 5 км2), Верхний Акбулак (4,8 км и 8 км2), Оустысай (4,4 км и 2,2 км2 - здесь высокая обводненность - 1,95 км/км2), Кулябсай (4,2 км и 5,6 км2), Кенколь (4 км и 6 км2), Джарваши (6 км и 8 км2), Аксу (4,5 км и 4,2 км2), то есть они встречаются практически в каждом относительно крупном бассейне, причем обычно в местах с невысокой обводненностью. Самые малые их значения обычно соответствуют хорошо обводненным территориям: Давансай (1,2 км и 0,84 км2), Реваште (1,8 км и 0,74 км2), Кызылтор (1,3 км и 0,9 км2), Арашан (1,4 км и 0,85 км2) и его притоки - Чингул (1,2 км и 0,96 км2), Шорбулак (1,4 км и 0,82 км2), Койташ (1,7 км и 0,84 км2). Наибольшее число водотоков имеют самый низкий порядок и длину менее 1 км. Второй и более высокие порядки характерны для рек длиннее 1-2 км.
В бассейне Тисы насчитывают 9425 рек, из этого общего числа реки длиной до 10 км составляют 98,4% (9277), их общая длина (16157 км) составляет 85% от общей длины всех рек 18986 км [17]. Сведения по распространенности малых рек разной длины по отдельным бассейнам Тянь-Шаня (по данным авторов) приведены ниже в табл. 4.
Таблица 4
Длина рек, км Показатель Бассейн реки:
Терс* Реваште** Саргардон Арашан Карабау Дукент Ирташ
до 1км Число рек 59 25 14 62 39 56 29
Общая длина всех рек 34 15,2 8,1 34 26 34 18
1-5 Число рек 25 10 15 45 48 42 24
Общая длина всех рек 49 19,6 32 79 94 84 56
5-10 Число рек 6 1 1 6 4 6 4
Общая длина всех рек 38 6,5 5,5 47 26 40 28
более 10км Число рек 2 - 1 3 2 4 2
Общая длина всех рек 32 - 15,6 46 40 66 34
до 44 (0-44) Число рек 92 36 31 116 93 1,9 59
Общая длина всех рек 154 41,3 61,2 197 182 219 136
Длина основной реки, км 44 6,5** 15,6 22,5 36 32 17,5
Площадь водосбора, км2 120* 17** 58 118 176 227 148
Средняя длина рек, Lср км 1,67 1,15 1,97 1,7 1,96 2 2,3
Средняя площадь водсбор-ного бассейна, Fср км2 1,3 0,43 1,87 1 1,9 2,1 2,5
Средняя густота речной сети, Гср, км/км2 1,28 2,43 1,06 1,67 1,03 0,96 0,92
до 10 (0-10) Процент числа рек длиной до 10км от общего числа рек, % 98 100 97 97,4 98 96,3 96,6
Процент длины рек длиной до 10км от общей длины рек, % 79 100 74,5 77 78 70 75
Примечания к табл. 4:
 * - данные для трех участков верхнего, среднего и нижнего течения Терса;
 ** - в пределах водосбора от истоков до устья Кенкотана.
Как видно из таблицы 4 и предшествующих данных, как по числу рек, так и по их суммарной длине подавляюще преобладают реки длиной до 10 км. При этом средние показатели по длине рек, площади водосборных бассейнов и густоте речной сети в рассмотренных бассейнах Тянь-Шаня очень близки по величине соответствующим показателям Карпат. Таким образом, по морфометрическим показателям, связанным с характеристиками густоты речной сети, средней длины рек, средней площади бассейна, исследованные районы Зап. Тянь-Шаня в целом близки Украинским Карпатам, различаясь лишь в отдельных водосборных бассейнах.
3.2.5.  Длина и ширина водосборного бассейна
На продолжительность половодья и паводков, а также на форму их гидрографов важное значение оказывают длина и ширина водосборного бассейна. В бассейнах большой длины гидрограф более растянут, так как вода добегает дольше, чем в коротких бассейнах. Чем шире бассейн, тем больше его водосборная площадь, тем больше воды поступает в русло, тем выше уровни половодий и паводков.
Как видно из таблицы 1 Приложения 2, длина участка водосборного бассейна выше истока составляет обычно от нескольких десятых км до 2 км при его площади в пределах от нескольких сотых км2 до нескольких км2. Такие же цифры характерны и для Карпат. Если учесть, что извилистость русел рек, как правило, невелика, то в первом приближении можно ориентировочно оценивать длину водосборного бассейна по длине реки. Тогда его средняя ширина (Ш, км) для любого участка реки длиной L км определяется из соотношения Ш"F/L, км, где F - соответствующая этому участку площадь водосбора (км2). Исходя из этих предпосылок, были получены приведенные в табл. 1 и 3 Приложения 2 данные по абсолютной (Ш, км) и относительной (Шотн=F/L=F/L2, в долях единицы) ширине бассейна. Как следует из этих данных, для рек (или их верхних участков) длиной от 5 км до 15-20 км средняя ширина бассейна лежит в пределах 1-3 (и редко - более) км, возрастая до 6-7,5 км у рек длиной 27-30 км (Нишбаш, Карабау, Дукент) и до 12,5-20 км у рек длиной "44 км (Терс, Акбулак). От этой закономерности отклоняются лишь отдельные реки. Гавасай, еще в верховьях (где его называют Караарча-сай) достигает ширины бассейна "10 км и эта ширина остается почти неизмеенной на всем его протяжении до выхода из гор, а затем до Ферганского канала (при L"91 км). При этом по гиперболической зависимости - обратно пропорционально уменьшается относительная ширина бассейна Шотн. Для некоторых рек (протекающих преимущественно в пределах Анренского батолита, в правобережье Терса и в скалистых ущельях Чаткальского и др. хребтов) характерны очень малые (Ш не более 1 км и Шотн менее 0,1) средняя абсолютная и относительная ширина бассейна. Например, Карасай (в верховье Ахангарана) имеет Ш=1км и Шотн=0,067; Оусты-сай (правый приустьевый приток Терса) имеет Ш"0,75 км и Шотн"0,093; Кыздара (бассейн Дукента) имеет Ш"0,8 км и Шотн"0,087. У большинства малых рек на верхнем участке Шотн близка к единице, а потом уменьшается гиперболически, по мере возрастания длины реки. Выполненная авторами аппроксимация данных дала зависимость:
                Шотн"А/Lа,                (5)
где значения коэффициента А и показателя степени "а" равны:
1) для крупных горных рек Зап. Тянь-Шаня - Ахангаран (участки длиной L от 5 км до 55 км), Угам (L до 65 км), Чаткал (L до 199 км) в интервале значений Шотн=0,015-0,9 (данные взяты из графика в работе С.К.Хакимова [20]): A=3.2; а=0,57;
2) для Угама (L=13-65 км, Шотн=0,44-0,23): А=1,9; а=0,54;
3) для малых равнинных рек ЕТР длиной L от 0,8 км до 104 км (данные Н.А.Ржаницина [21]): A=0,71; а=0,49 (коэффициент детерминированности R2=0,92).
Судя по не очень значительному различию величин показателей степени (а=0,49 для равнинных рек и а=0,57 для горных рек) влияния длины участка реки на относительную ширину бассейна, можно сделать вывод об однотипности этой зависимости для рек Российской равнины и рек Зап. Тянь-Шаня. Значительные скачки в отклонении фактических данных от этой эмпирической зависимости вызваны в основном впадением крупных притоков, в связи с чем, при той же длине реки-приемника резко возрастает площадь бассейна, а, следовательно, и значения абсолютной и относительной ширины бассейна. Особенно заметно это на некоторых реках Карпат. Например, на реке Прут в верховье (у с.Розвадов) при L=6 км Шотн=0,9; у Ворохты при L=25 км Шотн уменьшается до 0,27, затем к Кременцу при L=31 км возрастает до Шотн =0,36; потом постепенно снижается: у Яремчи при L=55 км Шотн=0,2, у Делятина при L=79 км Шотн=0,16, а у Коломии слегка возрастает до Шотн=0,17 при L=101 км. Не менее ярко выражена такая закономерность на Белой Тисе, где от участка истока (L=1,3 км) до устья (L=35 км) значения Шотн изменяются в такой последовательности: 0,9-0,7-0,44-0,23-0,31-0,49-0,45. По величине Шотн, приведенной в табл. 1 и 3 в Приложении 2 определено значение коэффициента Д в формуле L=Д*F0,5, обычно применяемой в гидрологии рек. Для участков истоков большинства рек Д"1 (а для коротких - до 0,5-1 км рек и участков - и больше 1). Для большинства рек (или начальных участков рек) Д=1,25-2, а для узких бассейнов доходит до 3 и даже 4.
В соответствии с изменением ширины происходит возрастание площади водосборного бассейна F: постепенное возрастание F по мере увеличения длины реки сменяется скачкообразным увеличением F при впадении крупных притоков. Аппроксимация данных для участков рек значительной длины дала зависимость:
               F = Б*Lb                (6)
Здесь значения коэффициента Б и показателя степени b равны:
1) для Ахангарана (L=5-56 км, F=44-1340 км2): Б =4,07; b=1,46 (R2=0,986);
2) для Угама (L=13-65 км, F=85-760 км2): Б =1,9; b=1,46        (R2=0,994);
3) для Чаткала (L=40-199 км, F=440-5730 км2): Б =3,8; b=1,4   (R2=0,97);
4) для малых равнинных рек ЕТР длиной L от 0,8 км до 104 км (данные Н.А.Ржаницина [21]: Б=1,71; b=1,49   (R2=0,9).
В гидрогии применяют зависимость средней ширины бассейна от его площади: Ш=Кш*F0,5. Значения коэффициента Кш, определенные для рассматриваемых регионов, равны: для очень коротких (обычно до 1-1,5 км) рек или начальных участков более крупных рек Кш"1 или больше 1; для рек длиннее 1-1,5 км с относительно широкими бассейнами (Шотн=0,5-0,4) Кш=0,7-0,6; для менее широких бассейнов (Шотн=0,3-0,2) Кш=0,55-0,44; для очень узких бассейнов (Шотн=0,1-0,06) Кш=0,32-0,24.
Полученные авторами данные показывают, что, несмотря на значительные географические отличия и региональные особенности Тянь-Шаня и Карпат, в обоих регионах, как малые длина и ширина, так и обычно узкая, вытянутая форма водосборных бассейнов горных рек способствуют быстрому нарастанию паводочной волны, заострению и повышению пиков гидрографов половодья и паводков, что в свою очередь определяет характер и интенсивность протекания и масштабы русловых и пойменных процессов и стока наносов.
3.2.6.  Крутизна склонов и уклон водосборного бассейна
Крутизна склонов и уклон водосборного бассейна оказывают примерно такое же влияние на характеристики паводков. Как уже отмечалось при описании ландшафтов и рельефа, рассматриваемые регионы отличаются сильной расчлененностью рельефа, большой крутизной склонов, а, следовательно, и большими уклонами водосборных бассейнов. В горах относительно пологие (крутизна до 10о, уклон до 0,18) поверхности встречаются только в днищах долин (поймы и террасы) и на плато. Для большей части территории уклон поверхностей склонов колеблется в пределах 0,3-1, но нередко достигает 1,5-2 и даже выше. Средние уклоны большинства бассейнов в наших регионах лежат в пределах 0,25-0,4 (14-22о), а для совсем малых (длиной до 10-15 км) рек доходят до 0,5-0,6 (27-30о). Это способствует увеличению стока наносов и максимального стока воды, усилению поверхностного смыва и склоновой эрозии, повышению скорости стекания осадков и талых вод, увеличивает высоту паводков, интенсивность русловых процессов и масштабы их последствий.
Распределение площади бассейна по высотным интервалам, значения средних высот водосборных бассейнов (Zср), средних квадратичных отклонений (sz) высотных интервалов от средней высоты приведены для отдельных рек в качестве иллюстрации в таблице 4 в Приложении 2. Как видно из этих данных и таблицы 3, средние абсолютные высоты водосборных бассейнов малых рек на Зап. Тянь-Шане на 1000-2400м выше, чем в Карпатах и Западном Кавказе. Несмотря на столь большую разницу абсолютных высот, относительные перепады высот между водораздельными и прирусловыми территориями для регионов имеют один порядок (за редкими исключениями). Это количественно выражается в примерно близких величинах средних квадратичных отклонений (sz) высотных интервалов от средней высоты бассейнов. Для Тянь-Шаня sz находится в пределах 113-440м (здесь минимальные значения sz - от 113м до 162м имеют реки, протекающие в пределах Ангренского плато), а на Карпатах - 91-326м (здесь минимальные значения sz - 96м и 91м имеют либо реки низкогорья (например, реки Верхнего Днестра), либо верхние участки многих среднегорных рек, у которых днища долин еще слабо врезаны относительно приводораздельных участков). Самые большие значения sz (порядка 300м и более) как на на Тянь-Шане, так и в Карпатах отмечены у рек, стекающих с самых высоких участков горных хребтов и имеющих значительные перепады высот DZ. Следует отметить сравнительно небольшое значение sz при значительных перепадах высот. Например, у Таганбашисая sz=440м при DZ >2500м, у Обикашки sz=243м при DZ =2130м, у Кызылторсая sz=300м при DZ =1740м, у Учсая sz=370м при DZ =1900м; в Карпатах при DZ =1360м Белая Тиса (до устья Говерлы) имеет sz=230м, Говерла - sz=293м, и Квасный - sz=326м. Таким образом, сравнительно небольшие значения sz в обоих регионах содействуют увеличению высоты половодья и сокращению его продолжительности, что соответствующим образом отражается на русловых и пойменных процессах и явлениях.
4. Продольные профили рек
Согласно Н.И.Маккавееву [22], изменение уклона вдоль реки в общем случае отражает закон выравнивания транспортирующей способности потока: чем больше расход воды (Q), тем меньше уклон (J), то есть Q*J = const или J ~1/Q. Поэтому средние уклоны рек имеют обратно пропорциональную зависимость с длиной реки, которая обычно прямо пропорциональна расходу воды (то есть Q ~L), следовательно, J ~1/L. Выполненная авторами математическая обработка табличных и графических данных С.К.Хакимова [20] по двум средним (Чаткал длиной 199 км и Пскем длиной 125 км) и 34 малым (длиной от 76 до 2,5 км) рекам Зап. Тянь-Шаня (со среднеарифметическими уклонами от 8% до 586%) дала следующую зависимость среднего уклона (JСр, %) от длины реки (L, км):
                JСр = 1470/L1,06, %          (R2=0,97)                (7)
Удовлетворительно (коэффициент детерминированности R2 до 0,91) описывает эти данные теоретическая, чисто гиперболическая (и, кстати, более удобная для быстрой ориентировочной оценки) зависимость вида:
            JСр=1600/L , % - при L < 10 км                (8)
            JСр=2000/L , %- при L=10-40 км                (9)
            JСр=2400/L , %- при L=40-50 км                (10)
Сведения по длине (L100) начальных участков рек, в пределах которых текущий продольный уклон русла превышает 90-100% (что важно для типизации русловых процессов), приведены в Прилож. 2 в табл. 7 (по данным авторов).
Как известно, общую (интегральную) форму продольного профиля (как и любой другой линии) определяют частные (дифференциальные) уклоны отдельных участков русла реки. Среди известных [23] типов форм продольного профиля рек (прямолинейных, вогнутых, выпуклых, ступенчатых) на Зап. Тянь-Шане и в Карпатах наиболее распространена вогнуто-ступенчатая форма. Вогнутость формы профиля определяется последовательным нарастанием водности (расхода воды) от истоков до выхода реки из гор или в межгорную котловину, что, в сооответствии с теоретической зависимостью J ~1/L, обусловливает большие уклоны на обычно маловодном участке истока и постепенное уменьшение уклона по направлению к низовью, по мере возрастания длины и водности реки. Как отмечено в работе [20], наиболее четко выражена вогнутость формы продольного профиля на самых крупных реках Зап. Тянь-Шаня: Чаткал, Пскем (и его истоки - Ойгаинг и Майдантал), Угам, Ахангаран. Для рек короче 50 км характерна менее выработанная, слабовогнутая или даже прямая форма продольного профиля. Однако и некоторые малые реки (Каптар-Кумыш, Бодаксай, Тепарсай) имеют отчетливо выраженную вогнутую форму профиля, обусловленную местными геолого-литологическими условиями. Перегибы и ступени, нарушающие плавность уменьшения уклонов по длине реки, обычно обусловлены тремя группами причин.
1) Неоднородность литологии коренных пород дна долины приводит (при одних и тех же гидравлических характеристиках потока) к различной скорости врезания, что приводит к образованию ступеней и перегибов в продольном профиле реки. На относительно крупных реках эти перегибы и ступени соответствуют чередованию сужений и расширений долин.
2) Поступление большого количества крупнообломочного материала из селевых притоков приводит к подпруживанию русла и местному увеличению уклона (иногда в 2-3 раза и более) на участке реки-селеприемника. В Тянь-Шане это отмечено на Пскеме у впадения селевых рек Карабау и Талдык-сая, на Чаткале у Харгушсая, на Ахангаране - у впадения Арашана [20]. Следует отметить, что на участке от Арашана до Ирташ-сая днище долины Арашана сформировано селевыми выносами, чем полностью нарушена не только плавность изменения продольного профиля, но и фракционного состава отложений. Подобным образом действует поступление в русло реки значительных масс крупнообломочного материала с крутых склонов долин (особенно в местах сужений долин). Участки с таким образом созданными ступенями есть на Ахангаране (у устьев Кенкола, Ирташ-сая и др.), на Терекли-сае в 1 км ниже устья Каин-сая, на Майдантале, Каттасае, Джакиндеке, Кыздаре и многих других реках. В Карпатах, помимо скального материала, подобную роль в создании ступенчатого продольного профиля играет древесно-обломочный материал, поступающий в русла рек вследствие размывания берегов, но чаще - вследствие ветровалов-ветроломов, выносов лавин и селей.
3) Кроме того, причиной образования ступеней служат локальные тектонические структуры. Согласно Н.И.Маккавееву [22], Р.С.Чалову [23] и др., скорость тектонических движений обычно уступает скорости аккумуляции наносов или вертикальной эрозии днища русла. Однако при тектоническом поднятии территории эрозия вскрывает неоднородные по прочности горные породы, что послужило причиной образования перегибов на Коксу, Чаткале (ниже устья Терса), в нижнем течении Акбулака и его притоков (Терекли-сая, Саргардона, Караарчи и др.), а также на многих других реках Тянь-Шаня и Карпат. Локальные отрицательные структуры обычно проявляются в виде расширенных участков долин; такие участки, где ложе реки образовано аллювием и имеет относительно пологий уклон, весьма характерны для среднего течения Ахангарана (в районе устьев Каинды, Кумкола, Коксарая), а также для нижних участков его притоков - Нишбаша ниже устья Лашкерека, Лояка ниже устья Кенсая, Дукента (ряд участков ниже устья Катта-сая), Карабау (многие участки его нижней половины), значительная часть среднего и нижнего течений Акчи, Шаваз-сая, Гуш-сая, Абджаз-сая и др. более нижних притоков.
Реки, на которых имеются завальные озера (Кёльбаш-сай, Ихнач-сай, Урунгач-сай), ниже плотины-завала обычно имеют вогнутый профиль, вопреки принятому мнению, что они должны иметь выпуклый профиль в связи с усилением размыва ниже плотины. Реки с выпуклой или близкой к ней формой продольного профиля мало характерны для наших регионов.
В Карпатах уклоны горных рек на участке истоков (1800-1300м н.у.м.) достигают 630-400%, в верховьях они снижаются до 100% при глубине вреза долин до 700м и более (на Тисе перепады высот достигают 1000-1900м), а при выходе из гор снижаются до 10-20% (а перед впадением в реку-приемник -  до 2-1% и 100-200м соответственно. На Зап. Тянь-Шане уклоны русел малых рек еще больше, чем в Карпатах, местами превращая значительные участки рек в водопады и каскады. Это особенно характерно для левых притоков Коксу, каскадами и водопадами низвергающихся с крутых известняковых скал Коксуйского хребта. Обикашка на всем протяжении своих 6,5 км (при перепаде высот от истоков до устья "2 км) представляет сплошной каскад водопадов; её уклон местами доходит до 940% и даже н приустьевом участке перед впадением в Акбулак составляет в среднем 570%. Немало водопадов скульптурного типа на Караарче - притоке Акбулака и ее притоках, на Келенчеке, Ташсае и др. речках, стекающих с Ангренского плато в каньоны пропиливших его рек.
Для рек, пересекающих Карпаты, характерна своеобразная "четковидная" форма долин - чередование ущельных участков при пересечении хребтов с котловиноподобными расширениями между ними (Черная Тиса, Теребля, Прут и др.). Рекам, текущим вдоль хребтов, присуща более стойкая V-образная форма поперечного сечения. Многие реки имеют форму продольного профиля, подобную знаку интеграла: начальный участок с явно выраженной вогнутой формой сменяется значительным по длине участком с возросшим уклоном. Например, Ломница от истоков до устья р.Дарьев имеет вогнутый профиль, который затем сменяется выпуклым; при этом снова возрастают уклоны. Подобная смена происходит и на Быстрице-Надворнянской на участке между селами Зеленая (L=26 км) и Пнев (L=47 км) (см. табл. 6 в Приложении 2). Еще более заметно это на Белой Тисе (где уклон 11% среднего течения переходит в 16% нижнего течения), на Верхнем Пруте (где уклон 10-8% в районе Ворохты (L=20-30 км) переходит в 14% у Яремчи), на Прутце-Яблоницком (где уклон 12% среднего течения переходит в 20% нижнего течения) и др. реках. На Зап. Тянь-Шане подобная форма профиля выражена значительно резче, участки с таким профилем встречаются в основном на реках, стекающих с Ангренского плато (Кенгсаз-сай, Таш-сай, Келенчек, Куляб-сай и др.), прилегающего к нему с востока горного массива Кёк-Ала (Кёльбаш-сай, Сульке), а также в бассейнах Терса (Шильбилюу-сай, Кичисарыбулак, Оусты-сай и др. правобережные притоки Терса), Акбулака (Ташкескен-Каин-сай, Обикашка и др.). Местами это проявляется весьма эффектно. Например, на Ташкескене уклон 100%о верхнего течения плавно снижается до 65-60% среднего течения, а затем снова возрастает до 100% в нижнем течении. На Кичисарыбулаке такой же смене уклонов соответствуют цифры 400-80-130%, на Куляб-сае - 120-50-180-690% (после озера Курук-куль последний участок представлен большей частью безводным лотком временного водотока), на Обикашке - 940-230-570%.
Приведенные выше в качестве примера изменения продольных профилей (Обикашка, Куляб-сай) обусловлены крупномасштабными ступенями (около 0,6 км на Куляб-сае и около 2 км на Обикашке), созданными внешними геологическими, горообразовательными и тектоническими процессами. Более часто встречающиеся ступени среднего (десятки метров) и мелкого (до 10м) масштаба обуславливают образование участков порожисто-водопадного типа русел. Они обычно созданы поступлением крупнообломочного материала со склонов или из ближних притоков, расположенных выше по течению. Здесь ступени обычно крутые, многократные, расстояния между ними короткие; линейные размеры пропорциональны водности реки. Проведенные И.В.Крыленко совместно с С.К.Хакимовым (1990-91гг.) натурные исследования на руслах малых рек среднего течения Ахангарана (на Ирташе, Кызылче, Камчике, Наугарзане и др. саях) показали, что ступени образованы скоплениями обвально-селевого материала. При ширине русел 4-7м расстояние между соседними ступенями-порогами составляло в среднем 20-30м.
В руслах с развитыми аллювиальными формами ступени продольного профиля образуются чередованием перекатов и плесов. Форма ступеней плавная, расстояние между ступенями значительно больше, чем на порожисто-водопадных участках той же реки. Участки русла в среднем течении Ахангарана (ниже устья Ирташ-сая) с развитыми аллювиальными формами (РАФ) в меженный период продольный профиль имел плавную волнистую форму. При ширине русла на неразветвленных участках до 30-40м расстояние между соседними гребнями составляло 150-200м. На участках с неразвитыми аллювиальными формами ступени продольного профиля русла не встречались, форма профиля плавная.
Таким образом, на наиболее крупных малых реках Зап. Тянь-Шаня форма продольного профиля в основном определяется законом выравнивания транспортирующей способности потока: чем больше расстояние от истока, тем меньше уклон. В Укр. Карпатах этот закон соблюдается лишь на отдельных (обычно верхних) участках рек; здесь более характерна форма продольного профиля, подобная знаку интеграла: начальный участок с явно выраженной вогнутой формой сменяется значительным по длине участком с выпуклым профилем. На Зап. Тянь-Шане подобная форма профиля встречается в основном на реках, стекающих с Ангренского плато, с правого борта долины Терса, в бассейне Акбулака. Уклоны рек весьма велики, особенно на реках Тянь-Шаня и на верхних участках горных рек Карпат, где они достигают нескольких сот промилле.
5. Морфологические особенности рек Сочинского района
Ниже по данным [25] приведены морфометрические характеристики р.Шепси - одной из типичных рек __ класса (см. табл. 3), стекающих в Черное море с юго-западного макросклона Западного Кавказа. Водосбор р.Шепси сориентирован с СВ - от отрогов ГКХ (Каштанового, Мохукоцук и Псешетх) (640-1100м н.у.м.) на юго-запад - к побережью. Горы сложены терригенным флишем датского яруса, сланцами и песчаниками, в нижнем течении встречаются известняки. Почвы глинистые с примесью щебня. В долине реки коренные породы перекрыты аллювиальным чехлом гравийно-галечниковых отложений. Исток на высоте 640м, длина реки 14,7 км; длина всех водотоков 34,9 км, густота речной сети 0,678 км/км2. Бассейн имеет симметричную вытянутую форму (длина 12,8 км, ширина до 7,2 км, в среднем 4 км, площадь 57,5 км2). Средняя высота бассейна 305 м, озерность 0%, лесистость 90%. Поперечная форма долины корытообразная, в среднем и нижнем течении реки - ящикообразная, шириной 200-350м; в местах тектонических нарушений и близкого залегания коренных пород - V-образная; крутизна склонов 40?55°. На всем протяжении склоны речной долины рассечены глубокими балками и долинами небольших притоков и временных водотоков, которые действуют во время дождевых паводков. Продукты процессов выветривания, тектоническая трещиноватость, количество осадков являются факторами образования осыпей, которые пополняют конусы выносов в главное русло реки во время дождевых паводков и способствуют накоплению обломочного материала в русле. Уклон водосбора 285о/оо, средневзвешенный уклон реки 24,3о/оо, уклоны в верховье J=0.21?0.3, в нижнем течении J=0.038?0.016. Средние уклоны водосборной площади - свыше 100, уклоны реки 25-11%. Дно русла в верховье скалистое, с валунами, в среднем течении галечниковое с валунами, в нижнем течении гравийно-галечниковое. Дно долины шириной от 40-60 м в верхнем течении до 600 м в среднем и нижнем, уклоны поверхности дна - 0,012-0,25. Склоны долины сливаются со склонами окружающих хребтов, сильно расчле-нены. Характер крутизны берегов и ширина долины зависят от литологического состава, угла складчатости флишевых пород, которыми сложена долина р. Шепси. В геоморфологическом отношении долина реки, в среднем течении имеет денудационно-тектонический рельеф. В долине реки выделяются: русловая часть, низкая и высокая пойменные террасы, первая надпойменная терраса. По фазам аккумуляции аллювия и стадиям формирования ложа долины, в среднем и нижнем течении реку можно отнести к перестилающей динамической фазе накоп-ления. Низкая пойменная терраса прослеживается вдоль русла р.Шепси в виде кос, береговых отмелей, пляжей, шириной от нескольких метров до 50-60м. Превышение над урезом воды 0,8-1,5-2,5 м. Русло, как правило, валуно-галечниковое. Высокая пойменная терраса прослеживается повсеместно на всем протяжении вдоль русла реки, её ширина от нескольких м до 160м. Высота уступа над низкой поймой в среднем 1-2-2,5м, местами до 4м. Первая надпойменная терраса прослеживается фрагментами по обоим берегам реки на стыке эрозион-ного склона и высокой поймы. Ширина ее достигает местами 50-60м. Высота над высокой пойменной террасой незначительна, в рельефе эта терраса выражена неотчетливо. Конусы выноса временных водотоков имеются в местах сочленения оврагов и балок с пойменными террасами. Аллювиальные отложения русловой части состоят в основном из валунно-глыбового материала. Отложения низкой и высокой поймы представлены галечниковыми грунтами с включением валунов, мощность отложений от 4 до 25м, в среднем 8-10м. Петрографический состав крупнообломочного аллювия представлен в основном прочными осадочными, метаморфическими и изверженными породами, которые слагают коренные склоны бассейна р.Шепси. Конусы выноса и подножья эрозионных склонов сложены маломощными (до 5м) отложениями суглинков с включением щебня и гальки, а также обломочным материалом.
В межень питание реки идет за счет грунтовых вод. Ширина активного русла в межень: в верховье Ва=4?6м, в среднем и нижнем течении Ва=10?15м. Подъем уровня за счет снеготаяния 20?40 см. 60 % годового стока реки проходит в осенне-зимний период - за счет выпадения большого количества обложных осадков. Дождевые паводки бывают в любое время года, они непродолжительны, характерны быстрым подъемом уровня на 0,5?2м. Пик паводка проходит в течение 1?2 часов, затем начинается спад. При дождевых паводказ пойма затапливается на глубину до 1.5м, при сильных ливнях до 2.5-3м. При обычных паводках затапливается лишь прирусловая часть поймы на глубину до 0,5м. Продолжительность затопления от 1-2 часа до 1 суток. Катастрофические паводки в этом районе наиболее вероятны в период с 15 июля по 15 сентября, а в отдельные годы бывают в осенне-зимний период. В июле 1992г. уровень поднимался на 1,5?2,5м, а 1 августа 1991г. на 2,5?3,5м, скорость потока достигала 3,5?5,5 м/с. В межень скорость потока 0,2?0,7 м/с, глубины 5?20 см, встречаются ямы глубиной до 0,8м. Годовой ход расходов воды согласуется с ходом уровней: пик в зимний период, минимум летом?начале осени. Русловые деформации при этом типе сводятся к сползанию побочней вниз по течению и в основном приурочены к паводкам. Высота побочней р.Шепси "1-1,3м, длина 100-150м. Скорость перемещения побочней и осередков по съемкам разных лет - 10-15м в год. Исходя из максимальных глубин на плесах до 1м и возможности побочня смещаться по поперечному сечению от одного берега к другому, глубинную максимальную деформацию можно принять 1,5м, что подтверждено расчетами и наблюдениями. Амплитуда годового хода уровня в среднем 50?80 см, максимум - 150 см. Годовой сток наносов (при прохождении паводков): взвешенных - 0,83 кг/сек; влекомых -  0,3 кг/сек или 160 т/км2. На участке в 1,8-2,4 км от устья (в центрп села Шепси) начало интенсивного разрушения берегов положил катастрофи-ческий паводок 1 августа 1991, когда уровень воды поднимался на 2,5-3,5 метра над меженным отметками уреза. В середине 1990-х годов несколько паводков 10-20%-й обеспеченности вызвали сильную боковую и местами донную эрозию, что привело к переформированию русла реки Шепси и ее берегов. Эрозия берегового обрыва левого берега достигала 5-10 м за один паводок, он был размыт до полотна железной дороги, а расчистки русла на участке давали положительный эффект до следующего паводка. Теперь русло перегружено аллювием и остатками обваловки левого берега, что меняет конфигурацию русла и влияет на гидравлику потока при прохождении паводков.
В русловом аллювии приморской зоны рек Сочинского района очень мало песчано-илистых фракций, так как в паводок их транзитом уносит к морю, а в остальное время года их поступление в реку невелико. В составе взвеси резко преобладают частицы мельче 0,05 мм - от 57% в паводки до 72% в межень; осредненный сравнительный гранулометрический состав взвешенных наносов и русловых отложений на приморских участках рек приведен ниже в таблице 5 [1].
Таблица 5
Категория наносов Содержание (в %) фракции крупностью (мм):
>100 100-50 50-25 25-10 10-5 5-2 <2 d50
Взвешенные - - - - - - 100 0,1
Аллювий 24 33 17 12 3 2 9 60
При прохождении очень мощных паводков имеет место выработка новой, более крупнозернистой отмостки, а перемещение наносов сохраняет свою структурность. При прохождении паводков русло расширяется за счет размыва поймы и часть его наносов выносится в периферийные зоны, освобождая по тальвегу более крупный материал. В последующие годы при менее мощных паводках эти наносы возвращаются в русло (за счет плановых деформаций), маскируя более крупную отмостку [1]. Длиннопериодические блуждания руслово-го потока в системе макроформ вызываю неприятные последствия. За 12-13 лет после переброски потока в новое русло староречье успевает так заилиться и зарасти, что выявление его следов становится затруднительным, что располагает к хозяйственному освоению таких территорий. А по прошествии этого срока река вдруг снова возвращается сюда, прорывая себе новое - прежнее русло, смывая сельхозугодья, разрушая коммуникации и строения. В ходе русловых процессов резкие переброски потока в новое русло представляются кризисными эпизодами, в промежутках между которыми русло развивается постепенно, причем, в отличие от глубинных деформаций, лимитируемых выработкой защитного слоя отмостки, деформации в плане встречают на своем пути гораздо меньше естественных препятствий и ограничений [1]. Плановые деформации развертываются на базе неподвижных структурных элементов рельефа и выражают единственно возможную в этих условиях форму перемещения наносов [1]. Обычно она выглядит как развитие русловых излучин с поэтапным отступанием их вогнутых берегов и выдвижением выпуклых. На разветвленных участках русел такое развитие возможно сразу в 2 рукавах с одновременным отступанием их наружных берегов и с общим расширением разделяющей их рельефной формы. Механизм этого явления заключатся в подмыве берегового уступа и последующем его обрушении в реку под действием собственной тяжести. Перемещение аллювия при прохождении паводков имеет четко выраженный прерывистый характер и точнее всего может быть квалифицировано как переотложение наносов. Часть их перемещается посредством сползания мезоформ с последующим отложением материала ниже по течению. Весь расход наносов (без транзитных - взвешенных) за паводок можно определить как сумму обьема, перемещенного в сползших мезоформах, и обьема плановых деформаций русел [1]. Основной вклад в формирование стока руслообразующих наносов в условиях Сочинского района вносят плановые деформаций русел. Полная ширина зоны плановых деформаций в речной долине определяется суммированием ширины зоны блуждания русла (то есть, ширины макроформ) и ширины его активной полосы при расчетном расходе воды [1]. На приморских участках реки Псезуапсе при QМ=316 м3/с она достигала 296м. Полная мощность слоя аллювия, перерабатываемого потоком на этом участке, - 4-4,5м [1]. Особенно велика глубина деформаций русла у оснований горных склонов, где галечно-валунная бомбардировка выбивает глубокие ниши, а нависающие над ними склоны сложены рыхлыми или полускальными горными породами; склон может терять устойчивость на значительном расстоянии и тогда сходят значительные оползни. В целом процесс деформации горных склонов протекает существенно медленее, чем деформация речных пойм, но за длительные промежутки времени он все же вызывает постепенное расширение речной долины.
При впадении горной реки в реку характерно образование мысов. В условиях Сочинского района притоки представляют собой небольшие ручьи, текущие в узких ущельях с крутопада.щими ложами, по которым эпизодически протекают мощные ливневые паводки, нередко переходящие в сели. Вырываясь из своих теснин в долину основной реки, эти потоки растекаются вширь, быстро теряя скорость, и нагромождают перед устьями ущелий конусы выноса, накрывая речные русла и поймы. Такие образоования иногда разрастаются до больших размеров и при включении в них материала, значительно более крупного, чем аллювий основной реки, способны оттеснять реку к противоположному склону долины. Однако, чаще, ввиду обогащенности селевых выносов мелкоземом, конусы выноса в устьях притоков существуют лишь временно, до тех пор, пока основной поток не размоет их полностью, включив этот материал в поток наносов вниз по течению. При срезании конусов выноса потоком основной реки приток срывается водопадом с образовавшегося уступа, интенсивно врезаясь в свои отложения; этот размыв регрессивно (пятясь) распространяется вверх по ущелью притока. При очень редком высоком паводке этот срез снова заполняется наносами, одновременно с формированием перед устьем притока нового эфемерного конуса выноса [1].
6. О роли залесенности водосборных бассейнов малых горных рек
в образовании и стоке наносов
Влияние почв и растительности на образование и сток наносов можно оценить в основном как воздействие факторов, определяющих сток воды и обнажение коренных пород на водосборах рек. Структура, физико-химические и водные свойства подстилающих грунтов и почв обусловливают гидрологическое значение грунтово-почвенного покрова, его водопроницаемость и водозадерживающие способности, от которых зависят размеры поверхностного стока, испарения, питания подземных вод. Грунты и почвы являются посредником между климатическими и гидрологическими явлениями. Они поглощают из атмосферы влагу, удерживают ее, распределяют между разными фитоценозами, подземными и поверхностными водами. Оптимальная структура речного стока наблюдается при высокой водопроницаемости и низкой водозадерживающей способности почв и грунтов.
Важное влияние на водно-физические свойства почв и грунтов оказывают растения и их сообщества (фитоценозы) путем механического и биохимического воздействия своей биомассы и корневой системы трав, кустарников, деревьев. Корневая система кустарников и деревьев состоит из множества корней, которые проникают в грунт во многих направлениях на различную глубину (иногда на десятки метров). После отмирания корней образуются пустоты, которые обуславливают значительную водопроницаемость лесных почв. Из всех видов  растительного покрова наибольшая водоохранная и регулирующая роль в жизни малых рек принадлежит лесу.  Лес, влияя на степень снегозадержания, снеготаяния и на водоотдачу от ливней, а также на скорость стекания воды по поверхности водосбора, тем самым влияет на водный режим реки, снижает максимумы паводков, увеличивает их продолжительность, способствует переводу части поверхностного стока в подземный, защищает почвы и грунты от эрозии, а реки - от заиления. Влияние леса возрастает, если лесистые и открытые участки чередуются. Гидрогеологическая роль леса неоднозначна и зависит от физико-географических и грунтово-геологических условий, но в целом влияние леса на ресурсы речного стока природные ресурсы подземных вод оценивают позитивно. Увеличение лесистости водосбора на 10% дает прирост стока воды на 12-17 мм/год [26]. Весьма важна роль леса в защите от разрушения берегов рек, особенно во время половодий и паводков. Лесные насаждения  замедляют скорость потоков воды, защищают припойменные участки от разрушения, предотвращают сползание грунта, развитие оврагов, обнажение коренных пород. По данным О.В.Чубатого (1966) и С.В.Трохимчука (1968) в Карпатах в молодом лесу даже при катастрофических ливнях (123мм в сутки) практически нет поверхностного стока; в теплый период спелый лес (сответственно буковый и еловый) задерживает 42-49% осадков, а в холодный период ель задерживает 32% и  бук 15% [13]. Коэффициент поверхностного стока (КПс) в спелом лесу увеличивается по мере возрастания угла наклона (крутизны) склонов; КПс=0,002 при J=11о; КПс=0,033 при J=21о; КПс=0,042 при J=32о. На пастбищах КПс=0,5-0,6 при J>=5 о и КПс=0, 67 при J=24о.  Обобщение данных по административным районам Западного Кавказа (см. табл. 6 [27]) показало обратную зависимость средней мутности воды рек от показателя лесистости территории водосборов - для наиболее лесистых Лазаревского и Адлерского районов она значительно (в 1,3-1,4 раза) ниже, чем в подвергшихся больщей урбанизации Центральном и Туапсинском районах.
Таблица 6  Влияние лесистости территорий водосборов на среднюю
мутность воды дренирующих их рек
Административный район Лесистость территории (%) в 1970г. Средняя мутность воды (г/м3) за период 1963-1975гг.
Туапсинский 64,3 218
Лазаревский 88,6 157
Центральный 38,9 212
Адлерский 76,2 166
В результате антропогенных воздействий сток взвеси возрос на "500 тыс.м3/год (до "1370 тыс.м3/год) по сравнению с серединой ХХ века. По мнению Н.И.Кочетова [27], сток взвеси возрос эа счет мелких (<0,2 мм) фракций при сокращении (в 2,2 раза) доли песчаных фракций. Из этого следует, что смыв делювиального чехла со склонов поэтапно обнажает подстилающие горные породы, вызывая их выветривание. Судя по данным Н.А.Битюкова (1996) [28], активизация этого процесса пока не угрожает в большинстве водосборов, но в будущем, при сохранении нынешней системы освоения, с ней придется считаться, так как при активизации процессов выветривания возрастет опасность возникновения селевых потоков, которые до сих пор наблюдались в основном на реках Туапсинского района [29]. Это в значительной мере касается и Украинских Карпат. Показатель лесистости водосборных бассейнов Западного Тянь-Шаня весьма низок (обычно не превышает нескольких процентов), при этом лесов в обычном понимании нет, обычно это арчевое редколесье, где отдельные деревца арчи рассредоточены по склонам (в пойменной зоне арча не растет). Участки относительно густых арчевников встречаются в среднегорной зоне (обычно в пределах 1400-2500м) саев, стекающих с северо-западного макросклона Кураминского хребта в Ангренскую долину (Наугарзан, Джигиристан, Лояк, Лашкерек, верховья Кочбулака, Абджазсая и др.).
Отмечено ускорение эрозии почв после лесных пожаров: дожди, прошедшие после лесных пожаров в водосборах горных рек в Греции, смыли слой почвы толщиной до 7,7 мм, тогда как до пожаров годовой смыв составлял 0,59-1,12 мм [30]. Обезлесивание склонов и неумеренный выпас скота, приводящий к вытаптыванию и разрушению почвенно-растительного покрова, усиливают смыв грунта в реки и повышает концентрацию взвешенных наносов в речных водах, чем наносит ущерб форелевому хозяйству [13]. В Карпатах на протяжении последних 2-3 столетий вследствие интенсивной и часто нерациональной деятельности человека (особенно в отрасли лесного хозяйства) было нарушено географическое равновесие горной природы, что привело к усилению некоторых стихийных явлений, которые не только нанесли ущерб многим отраслям хозяйства, но и негативно отразились на природной среде. В частности, значительно усилились явления ветроломов и ветровалов, особенно характерные для ряда ландшафтов. Неправильная вырубка лесов (полосами и отдельными гнездами) вызывает усиление сноса мелкозема и ослабление корневой системы. Вырубки леса (особенно сплошные и на обвально-осыпных склонах) и применение наземной (вместо требуемой воздушно-подвесной) тракторной трелевки древесины (при которой полностью разрушается дерново-почвенный слой), ускорили процессы выветривания, эрозии, развития оползней, осыпей, обвалов; интенсифициро-вали смыв грунта и развитие селевых явлений в середине ХХ века (они значительно облегчили образование, смыв и мобилизацию рыхлообломочного материала). Зоны зарождения, транзита и аккумуляции селей являются частями не всего селевого бассейна, а только русла и опирающихся на него бортов прилегающих склонов [31-33], то есть, они также в значительной мере определены морфометрическими характеристиками малых рек и их водосборов.
Выводы
1. Сток наносов горными реками - весьма важный с различных точек зрения фактор, изменения которого могут вызывать ряд последствий разного характера и масштаба. Заметное влияние  на образование и сток наносов могут оказывать морфометрические характеристики малых горных рек и их водосборов.
2. В конкретном створе горной реки суммарный годовой расход наносов (взвешенных и влекомых) зависит от четырех главных комплексных факторов:
1) от величины мгновенных расходов воды (Qi) - в кубической степени при больших продольных уклонах дна русла J и в квадратической степени при малых уклонах J: 2) от уклона русла (J) в степени n=1 для взвешенных наносов и в степени n больше 1 - для влекомых наносов; 3) от длительности промежутков времени действия (ti) мгновенных расходов воды Qi; 4) от величины "эрозион-ного" коэффициента Э, учитывающего: а) неравномерность стока; б) характер пород, слагающих русло; в) гранулометрический состав и механические свойства наносов, поставляемых в реку (выше данного створа) притоками, талыми и дождевыми водами, склоновыми и др. процессами; г) степень разлива реки (до выхода воды на пойму; с разной степенью затопления поймы); д) структуру ложа реки (с песчаным, с гравийно-галечным, с галечно-валунным, с врезанным скальным или иным ложем). Поскольку величины Qi, J, ti и Э зависят от влияния морфометрических характеристик малых горных рек и их водосборов, то образование и сток наносов также в значительной мере определяются этими морфометрическими характеристиками.
3. В бессточных котловинах, в озерах и в заболоченных участках русел горных рек (где скорости и наносотранспортирующая способность водных потоков понижаются почти до нуля) происходит отложение (частично или полностью) и аккумуляция основной массы наносов, сносимых с окружающих гор, не достигая главного водотока или водоприемника. Поэтому показатели озерности и заболоченности водосборных бассейнов малых рек оказывают большое влияние на величину стока наносов. Увеличение показателя оледенения территории обычно сопровождается увеличением стока взвешенных наносов вследствие перемалывания горных пород ледником.
4. Движение мелкозернистых фракций наносов слабо реагирует на изменение скорости потока. Движение крупнозернистых фракций, перемещаемых в режимах сползания, перекатывания и сальтации, зависит от гидравлики потока. В природной обстановке их транспорт по длине реки выравнивается, так что в конечном счете количество этих наносов, выносимое в устье, балансируется с обьемом их поступления с водосборов. Любые хозяйственные мероприятия, влияющие на естественную гидравлику потока или ограничивающие подвижность аллювия, способны нарушить это естественное равновесие с далеко идущими последствиями, чаще отрицательными.
5. Средняя мутность воды рек более лесистых районов значительно (в 1,3-1,4 раза) ниже, чем в подвергшихся больщей урбанизации районах с меньшими показателями лесистости территории водосборов, так как смыв делювиального чехла со склонов обнажает подстилающие горные породы, вызывая их выветривание и поступление продуктов выветривания в речную сеть.
6. Характер сочленения притоков с главным руслом реки и их распределение в речной системе влияют на продолжительность и форму волны половодья и паводков. В вытянутом бассейне с равномерным расположением притоков время добегания осадков до замыкающего створа более продолжительно и паводок имеет вытянутую форму, что уменьшает мгновенные расходы воды (Qi), но увеличивает длительность промежутков времени действия (ti) этих мгновенных расходов воды Qi, а поскодьку суммарный годовой расход наносов (взвешенных и влекомых) зависит от Qi в кубической степени, а от ti - в первой степени, то в целом - значительно уменьшает суммарный годовой расход наносов. В округлом бассейне с радиальным расположением главных притоков, наоборот, концентрация осадков в главном русле происходит быстрее и гидрограф имеет более острую форму, что значительно увеличивает суммарный годовой расход наносов. Для условий малых горных рек это правило сказывается не очень существенно, так как при длине подавляющего большинства рек в пределах первых десятков километров и скорости течения 2-4 м/с (или 7-14 км/час) паводочная волна достигает любого пункта реки за считанные часы.
7. Малая извилистость русла способствует ускорению стока наносов, поскольку на реках почти нет зон аккумуляции с пониженными скоростями течения. Извилистость большинства малых горных рек Зап. Тянь-Шаня невелика - от 1,1 до 1,2, что объяснимо прочностью коренных пород, в которых сформированы долины рек, приуроченностью многих речных долин к тектоническим разломам, а также большей частью беспойменными руслами, в которых исключено свободное меандрирование. Не очень частые излучины приурочены, как правило, к выходам прочных пород или к конусам выноса селевых потоков. Для горных рек Карпат характерна несколько большая извилистость, хотя она также невелика и редко превышает 1,3. Здесь излучины приурочены в основном к участкам чередования выходов прочных скальных пород (устойчивых к размыву водными потоками) и менее стойких пород, легче поддающихся эрозионному воздействию. В Сочинском районе Кавказа побочни в межень придают руслу извилистость в плане, а в период паводков покрываются водой и русло приобретает прямолинейный вид. Русловые деформации и сток влекомых наносов сводятся к сползанию побочней вниз по течению и в основном приурочены к паводкам.
8. Обычно повышение порядка реки сопровождается увеличением наносотранспортирующей способности реки. Средняя длина склона lскл обратнопропорциональна коэффициенту густоты речной сети Г и характеризует длину пути поверхностного склонового стекания осадков. Чем реже речная сеть (меньше Г), тем больший путь надо пройти воде по поверхности склона до русла приемного водотока. С возрастанием lскл возрастают: 1) время добегания осадков до реки; 2) количество воды, впитываемой грунтом (инфильтрация); 3) расход склонового стока, а, следовательно, и его эрозионная способность, смыв и сток твердого материала и растворенных веществ в пойму и русло реки.
9. Максимальных значений (Г=1,5-2 км/км2) коэффициент густоты речной сети достигает в наиболее богатых осадками районах - в верхних частях лесного пояса Кавказа и Карпат. На Зап. Тянь-Шане авторами обнаружены водосборные участки с Г=2,4 км/км2 и более. В Украинских Карпатах значения модулей (М) стока воды (и среднего, и максимального) и густоты речной сети Г коррелируются: чем больше Г, тем больше М (л/с с 1 км2),  Наибольшая густота речной сети - до 2 км/км2 (и наименьшая длина пути склонового добегания осадков - lскл до 0,25 км) наблюдаются в верховьях Шопурки, Мокрянки, Боржавы, Турии, Теребли, Тересвы, Белой и Черной Тисы, Прута, Черемошей и др. рек, берущих начало в наивысшей части Центральных и Внутренних Карпат.
10. Как по числу рек, так и по их суммарной длине подавляюще преобладают реки длиной до 10 км. При этом по средним морфометрическим показателям по длине рек, площади водосборных бассейнов и густоте речной сети исследованные районы Зап. Тянь-Шаня в целом близки Украинским Карпатам, различаясь лишь в отдельных водосборных бассейнах.
11. На продолжительность половодья и паводков, а также на форму их гидрографов важное значение оказывают длина и ширина водосборного бассейна. В бассейнах большой длины гидрограф более растянут, так как вода добегает дольше, чем в коротких бассейнах. Чем шире бассейн, тем больше его водосборная площадь, тем больше воды поступает в русло, тем выше уровни половодий и паводков. Судя по не очень значительному различию величин показателей степени (а=0,49 для равнинных рек и а=0,57 для горных рек) влияния длины участка реки на относительную ширину бассейна, можно сделать вывод об однотипности этой зависимости для рек Российской равнины и рек Зап. Тянь-Шаня. Значительные скачки в отклонении фактических данных от этой эмпирической зависимости вызваны в основном впадением крупных притоков. Несмотря на значительные географические отличия и региональные особенности Тянь-Шаня и Карпат, в обоих регионах, как малые длина и ширина, так и обычно узкая, вытянутая форма водосборных бассейнов горных рек способствуют быстрому нарастанию паводочной волны, заострению и повышению пиков гидрографов половодья и паводков, что в свою очередь определяет характер и интенсивность протекания и масштабы русловых и пойменных процессов и стока наносов. Примерно такое же влияние на характеристики паводков оказывают крутизна склонов и уклон водосборного бассейна. Рассматриваемые регионы отличаются сильной расчлененностью рельефа, большой крутизной склонов, большими уклонами водосборных бассейнов. В горах относительно пологие (крутизна до 10о, уклон до 0,18) поверхности встречаются только в днищах долин (поймы и террасы) и на плато. Для большей части территории уклон поверхностей склонов колеблется в пределах 0,3-1, но нередко достигает 1,5-2 и даже выше. Это способствует увеличению стока наносов и максимального стока воды, усилению поверхностного смыва и склоновой эрозии, повышению скорости стекания осадков и талых вод, увеличивает высоту паводков, интенсивность русловых процессов и масштабы их последствий.
12. Средние абсолютные высоты водосборных бассейнов малых рек на Зап. Тянь-Шане на 1000-2400м выше, чем в Карпатах и Западном Кавказе. В связи с этим, для водосборов Тянь-Шаня (особенно на участках истоков и верхнего течения) более характерны процессы высокогорного физического выветривания горных пород и нивально-гляциальные процессы, что особенно выражено в распространенности долин-курумов (с преобладанием стока воды под слоем крупнообломочного материала, при почти полном отсутствии влекомых и малом стоке взвешенных наносов), которые не характерны для Карпат и Западного Кавказа, где это выразилось в сильной залесенности водосборов малых горных рек, что, в свою очередь, в Карпатах обусловило захламление русел многих рек древесными обломками. Несмотря на столь большую разницу абсолютных высот, относительные перепады высот между водораздельными и прирусловыми территориями для регионов имеют один порядок (за редкими исключениями). Это количественно выражается в примерно близких величинах средних квадратичных отклонений (sz) высотных интервалов от средней высоты бассейнов. Сравнительно небольшие значения sz в обоих регионах содействуют увеличению высоты половодья и сокращению его продолжительности, что соответствующим образом отражается на русловых и пойменных процессах и явлениях.
13. Продольный профиль русла реки (как изменение уклона по длине реки) является одним из главных факторов, определяющих протекание русловых процессов и сток наносов. Величина уклона определяет величину скорости потока воды и наносов, энергетическую мощность потока (или произведение расхода воды на уклон), степень сопротивляемости реки внешним воздействиям на неё.
14. Перегибы и ступени, нарушающие плавность уменьшения уклонов по длине реки, обычно обусловлены тремя группами причин. 1) Неоднородность литологии коренных пород дна долины приводит (при одних и тех же гидравлических характеристиках потока) к различной скорости врезания, что приводит к образованию ступеней и перегибов в продольном профиле реки. На относительно крупных реках эти перегибы и ступени соответствуют чередованию сужений и расширений долин. 2) Поступление большого количества крупнообломочного материала из селевых притоков приводит к подпруживанию русла и местному увеличению уклона (иногда в 2-3 раза и более) на участке реки-селеприемника. 3) Локальные тектонические структуры. Скорость тектонических движений обычно уступает скорости аккумуляции наносов или вертикальной эрозии днища русла. Однако при тектоническом поднятии территории эрозия вскрывает неоднородные по прочности горные породы, что послужило причиной образования перегибов на многих реках Тянь-Шаня и Карпат.
15. Скорость течения в руслах горных участков рек составляет 2-3 м/с, при выходе в прелгорья снижается до 1,5-2 м/с, а на участках аккумуляции наносов и боковой эрозии - до 0.5-0.1 м/с. Раньше на таких участках при отложении аллювия на пойму русла рек имели возможность мигрировать и меандрировать, формируя свои поймы и террасы, а теперь этот естественный процесс ограничен дамбами, которыми в Карпатах обвалованы (для защиты от наводнений и размыва) русла многих рек; отдельные участки русел между валами переполнены аллювиальными отложениями наносов, в связи с чем, русла приподняты над уровнем пойм. Для рек, пересекающих Карпаты, характерна "четковидная" форма долин - чередование ущельных участков при пересечении хребтов с котловиноподобными расширениями между ними. Рекам, текущим вдоль хребтов, присуща более стойкая V-образная форма поперечного сечения. Многие реки имеют форму продольного профиля, подобную знаку интеграла: начальный участок с явно выраженной вогнутой формой сменяется значительным по длине участком с возросшим уклоном.
16. На Зап. Тянь-Шане уклоны русел малых рек еще больше, чем в Карпатах, местами превращая значительные участки рек в водопады и каскады. На наиболее крупных малых реках Зап. Тянь-Шаня форма продольного профиля в основном определена законом выравнивания транспортирующей способности потока: чем больше расстояние от истока, тем меньше уклон. В Укр. Карпатах этот закон соблюдается лишь на отдельных (обычно верхних) участках рек; здесь более характерна форма продольного профиля, подобная знаку интеграла: начальный участок с явно выраженной вогнутой формой сменяется значительным по длине участком с выпуклым профилем. На Зап. Тянь-Шане подобная форма профиля встречается в основном на реках, стекающих с Ангренского плато, с правого борта долины Терса, в бассейне Акбулака. Уклоны рек весьма велики, особенно на реках Тянь-Шаня и на верхних участках горных рек Карпат, где они достигают нескольких сот промилле.
17. На реках, стекающих в Черное море с юго-западного макросклона Западного Кавказа, факторами образования осыпей, которые пополняют конусы выносов в главные русла рек во время паводков и способствуют накоплению обломочного материала в русле реки, являются продукты процессов выветривания, тектоническая трещиноватость, количество осадков. При впадении горной реки в реку характерно образование мысов. В долине основной реки притоки растекаются вширь, нагромождают перед устьями конусы выноса, накрывая речные русла и поймы и оттесняя реку к противоположному склону долины. Основной поток размывает их, включая их материал в поток наносов вниз по течению. При размыве своих отложений врез регрессивно распространяется вверх по ущелью притока, а при высоком паводке этот врез снова заполняется наносами.
Русловые деформации на участках русел с развитыми аллювиальными формами сводятся к сползанию побочней вниз по течению и приурочены в основном к паводкам; в русле продолжается процесс переуглубления, транзита и аккумуляции наносов. При прохождении паводков на отдельных участках в русле реки наблюдается сильная боковая и донная эрозия; глубинные и плановые деформации русла сохраняются до следующего паводка. Главные причины, приводящие к катастрофическим наводнениям - продолжающаяся вырубка лесов в верховьях, а также накопление аллювиальных отложений в русле в нижнем течении и, хотя этот процесс и медленный, но есть тенденция к повышению уровней в реке, приводящих к затоплению прилегающих территорий. В русловом аллювии приморской зоны рек Сочинского района очень мало песчано-илистых фракций, так как в паводок их транзитом уносит к морю, а в остальное время года их поступление в реку невелико. В составе взвеси резко преобладают частицы мельче 0,05 мм - от 57% в паводки до 72% в межень. При прохождении очень мощных паводков имеет место выработка новой, более крупнозернистой отмостки, а перемещение наносов сохраняет свою структурность. При прохождении паводков русло расширяется за счет размыва поймы и часть его наносов выносится в периферийные зоны, освобождая по тальвегу более крупный материал. В последующие годы при менее мощных паводках эти наносы возвращаются в русло (за счет плановых деформаций), маскируя более крупную отмостку.
18. Основной вклад в формирование стока руслообразующих наносов в условиях Сочинского района вносят плановые деформаций русел. Перемещение наносов обычно протекает как развитие русловых излучин с поэтапным отступанием их вогнутых берегов (подмыв берегового уступа с последующим его обрушением в реку под действием собственной тяжести) и выдвижением выпуклых. Перемещение аллювия при прохождении паводков имеет четко выраженный прерывистый характер и точнее всего может быть квалифицировано как переотложение наносов. Часть их перемещается посредством сползания мезоформ с последующим отложением материала ниже по течению. Полная мощность слоя аллювия, перерабатываемого потоком, - до 4-4,5м; особенно велика глубина деформаций русла у оснований горных склонов, где галечно-валунная бомбардировка выбивает глубокие ниши, а нависающие над ними склоны сложены рыхлыми или полускальными горными породами; склон может терять устойчивость на значительном расстоянии и тогда сходят значительные оползни. В целом процесс деформации горных склонов протекает существенно медленее, чем деформация речных пойм, но за длительные промежутки времени он все же вызывает постепенное расширение речной долины.
СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ромашин В.В. Морфодинамика речных русл Сочинского района Черноморского побережья Кавказа // Тр. ЦНИИС. -Вып. 211. -М., 2002. -167с.
2. Крыленко И.В., Крыленко В.В., Дзагания Е.В. О роли физико-географических факторов в образовании и стоке твердых наносов горными реками / Деп. рук. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2005. - 74 с. -Деп. в ГНТБ Украины 3.10.2005; № 59-Ук 2005.
3. Хромовских В.С., Солоненко В.П., Жилкин В.М. и др. Сейсмогенные структуры и некоторые закономерности сейсмотектонического развития Западного Кавказа / В сб. "Современные сейсмодислоквции и их значение для сейсмического микрорайонирования". -М.: МГУ, 1977.  -с.5-14.
4. Геоэкология шельфа и берегов морей России (под ред. Н.А.Айбулатова). -М.: Ноосфера, 2001. -428с.
5. Гвархия В.К. Испарения с водной поверхности водоемов Кавказа. -Тбилиси: Сабиэта сакартвело, 1973. -136с.
6. Диденко Н.В. Землетрясения: реальность и прогнозы // Краевед Черноморья. 2002-2003, №4-5. -с..86-88.
7. Есин Н.В., Савин М.Т., Жиляев А.П. Абразионный процесс на морском берегу. -Л.: Гидрометеоиздат, 1980. -283с.
8. Черновол В.П. Проявление Юрского вулканизма в Туапсинском районе // Краевед Черноморья. 2002-2003, №4-5. -с.90-91.
9. Ходжаев А.К. Новейшая тектоника и сейсмичность Чаткало-Кураминского региона // Узб. геол. журн. -1978, -№2.
10. Ходжаев А.К. Палеосейсмология Чаткало-Кураминского региона. -Ташкент: Фан, 1985.
11. Корженевский Н.Л. Ангренская долина. -Ташкент: АН УзССР, 1963.
12. Природа УССР. Геология и полезные ископаемые. -Киев: Наукова думка, 1986. -183с.
13. Природа Українських Карпат. Ред. Геренчук К._. та _нш_. -Льв_в: Видавництво Льв_вського ун_верс., 1968. -265с.
14. Пал_єнко В.В. Геоморфолог_чн_ та геодинам_чн_ передумови виникнення екстремальних ситуац_й у Закарпатт_ //Укр. географ. журнал. -1999. - №1. -с.42-47.
15. Региональная геоморфология Кавказа. Ред. Думитрашко Н.В. -М.: Наука, 1979. -196с.
16. Муха Б.П., Гулянич Р.С., Хомин Б.Є. Ф_зико-географ_чн_ умови формування катастроф_чного паводку у верх_в'ї Дн_стра вл_тку 1997р. // Укр. географ. журнал.-1998. - №2. -с.30-35.
17. Мал_ р_чки України. Дов_дник. -Київ: Урожай, 1991. -294с.
18. Хортон Р.Е. Эрозионное развитие рек и водосборных бассейнов. -М.: ГеографГИз, 1948. -314с.
19. Алимухамедов И.Р. Гидрологическая характеристика рек бассейна Пскема. Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук. -Ташкент: ТашГУ, 1968. -24с.
20. Хакимов С.К. Русловые процессы на горных реках Западного Тянь-Шаня. Дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук. -М.: МГУ, 1992. -250с.
21. Ржаницин Н.А. Морфологические и гидрологические закономерности строения речной сети. -Л.: Гидрометеоиздат, 1960. -264с.
22. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. -М.: МГУ, 1955. -347с.
23. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. -М.: МГУ, 1979. -232с.
24. Маккавеев Н.И, Чалов Р.С. Русловые процессы. -М.: МГУ , 1986. -264с.
25. Инженерно-гидрологические изыскания р.Шепси для создания временных строительных площадок на объекте "Реконструкция 1-го тоннеля на 1896 км линии Туапсе-Адлер СКжд". Технический отчет 55-05-ГО. -Туапсе: Федеральное государственное унитарное предприятие "Туапсеберегозащита", 2005. -28с.
26. Рахманов В.В. Водоохранная роль лесов. -М.: Гослесбумиздат, 1962. -235с.
27. Кочетов Н.И. К оценке влияния антропогенного фактора на структуру стока взвешенных наносов Черноморских рек Краснодарского края // Сб. "Актуаль. вопр. экологии и охр. прир. водных систем и сопредельных террит." Ч. 2. -Краснодар, 1995. -с.47-49.
28. Битюков Н.А. Гидрологическая роль горных лесов Северо-Западного Кавказа. Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. докт. геогр. наук. --М.: МГУ, 1996. -54с.
29. Ворошилов В.И. Селевые явления и методы борьбы с ними в условиях Черноморского побережья Краснодарского края // Сб. "Доклады Сочинского отдел. Географич. общества СССР". Вып. 11. -Л.: ГМИ, 1971. -с.128-137.
30. Stefanidis P., Kotoulas K. Ускорение эрозии после лесных пожаров в Греции // Interpravent. -Berlin. -1992. -№8. -s.29-33.
31. Черноморец С.С. Селевые очаги до и после катастрофы. -М.: Научный мир, 2005. -184с.
32. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С. Морфодинамика горного бассейна после селевой катастрофы и развитие горных систем: состояние мониторинга // Материалы науч. конфер. по мониторингу. СПтб: Рус. Геогр. Общество, 2002. -с.93-99.
33. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С. Динамика бассейна р.Герхожан-Су после селевой катастрофы 2000 года // Будущее гляциосферы в условиях меняющегося климата. Тезисы докл. международ. гляциологич. симпозиума в г.Пущино, 2002. - с.12-13.