КАРСТ

Карст Бзыбского массива, развиваясь в широком интервале высот от первых десятков метров до 2600 м выше уровня моря, имеет все характерные черты, присущие горному геосинклинальному карсту /17, 33, 36, 102, 143, 170, 171, 212 и др./.

Наличие мощных толщ высоко поднятых сложно дислоцированных, хорошо карстующихся известняков, блоковая тектоника, палеогеографические условия развития Западного Кавказа в плейстоцене, климат и высотная зональность, обусловившие интенсивность и высотное распределение современных рельефообразующих процессов, сыграли главную роль в формировании региональных особенностей карста Бзыбского массива.

Здесь представлены во всем многообразии поверхностные и подземные карстовые формы, присущие горно-карстовым областям. Они образуют сложные пространственно- генетические комплексы – типы карстового рельефа, где поверхностные и подземные формы находятся в закономерной соподчиненности, определяющей их морфологию и генезис.

Высотная зональность горного карста

Проявление в горном карсте высотной зональности, позволяет выделить его низко-, средне- и высокогорно-карстовые зоны /32, 36/.

Для высокогорного карста характерны, по разным авторам, следующие диапазоны высот: свыше 3000 м /172, 213, 226/, 1300-2000 м /245/, 2000-3300 м /240/.

Его типичными чертами являются:

• Исключительная роль нивальной коррозии в развитии карста;
• Время проявления нивальной коррозии ограничено поздней весной-летом;
• Широкое распространение гляциально-нивальных, современных и древних форм, на которых формируются наложенные карстовые формы;
• Взаимосвязь гляциальных, нивальных и коррозионных процессов;
• Интенсивная трещиноватость, причем зияющие трещины, колодцы и шахты забиты снегом /36/.

Такие черты типичны для карста Бзыбского массива, развитого в интервале высот от 2600 до 1900 м.

Среднегорный карст отмечается на высотах 500-1500 м /213/, от 600-1000 м до 2000- 3000 м /126/, 600-1300 м /245/,1000-2500 /215/, 2000-3000 м /166/.

Для среднегорного карста характерно:

• Отсутствие современных гляциальных и реликтовых древнеледниковых форм;
• По-прежнему интенсивно проявляется нивальная коррозия. В отличие от высокогорного карста она наблюдается зимой (при оттепелях), весной и заканчивается в первой половине лета;
• В растворении известняков активно участвует биологическая коррозия;
• Из карстовых форм преобладают карры, воронки, котловины.

На Бзыбском массиве среднегорный карст развит в диапазоне высот от 1900 до 700 м.

Низкогорный карст характеризуют высоты: не более 700 м /245/, ниже 600-1000 м /126/, до 1000 м /215/, до 1000-2000 м /166/.

Для него свойственно:

• Неполное проявление основных условий развития карста /167/;
• Развитие коррозионно-суффозионных форм;
• Наличие нижних частей карстовых гидрогеологических систем (пещер- источников);
• Образование кластокарстовых форм.

На Бзыбском массиве низкогорный карст приурочен к нижним частям макросклонов, Дурипшскому плато, речным террасам и развивается на высотах от 700 до 300 м.

С разными высотными зонами горного карста Бзыбского массива связаны и определенные поверхностные и подземные формы карстового рельефа, которые будут более подробно рассмотрены в следующих главах.

Поверхностные карстовые формы

В отечественной и зарубежной карстологической литературе существует большое количество подходов к выделению поверхностных карстовых форм.

Карстовые формы – это формы, развитые в растворимых породах, и формы, генетически связанные с ними, но формирующиеся в отложениях, перекрывающих или прилегающих к карстующимся /167/. Основным классификационным признаком здесь является геологический фактор. Он же использован при разделении поверхностных карстовых форм по приуроченности к разным литологическим типам пород – известнякам, гипсам, галоидам, кластитам и т.д. /37,139/.

Широко используется объединение всех форм рельефа, развитых на растворимых породах, в группу карстовых по признаку участия в их формировании или моделировании коррозионного процесса /37, 139/. Здесь во главу угла ставится генетический фактор, где карстовым процессом (а следовательно и карстовой формой) признается любой рельефообразующий процесс, на который оказывала непосредственное или даже опосредованное влияние коррозия. При этом выделяются коррозионные, коррозионно- суффозионные, коррозионно-эрозионные, коррозионно-гравитационные, нивально- коррозионные и некоторые другие карстовые формы. Такой подход используется и при характеристике подземных карстовых форм /68, 139/. Кроме того, существуют попытки классификации поверхностных карстовых форм по гидродинамическим зонам и по положению в рельефе /129, 139/, по морфометрии /69, 139/.

Однако, несмотря на многообразие классификационных схем и признаков, лежащих в их основе, все они конкретизируются, в общем, в одних и тех же формах карстового рельефа, реально существующих в природе. Карстовые процессы, взаимодействуя с растворимыми породами, формируют элементарные поверхности. Отличаясь генетическим разнообразием, они создают довольно ограниченный набор форм рельефа: карры, поноры, воронки, котловины, карстовые рвы, карстовые долины, полья, карстовые останцы.

На Бзыбском массиве встречены и закартированы все вышеперечисленные формы, за исключением польев и карстовых останцов. Кроме того, впервые описаны карстовые нивально-коррозионные арки, склоновые нивально-коррозионные воронки, коррозионно- нивальные ложбины, межпластовые карры. Из перечня карстовых форм исключено понятие понор, которое отнесено к термину общего пользования, указывающего не на конкретную форму рельефа, а на гидрогеологическую функцию того или иного поглотителя (трещины, колодцы, шахты, пещеры и т.д.). Использование терминов «шахта-понор», «пещера-понор» и др. в общепризнанных классификационных построениях /68/ подтверждают правомерность сделанного исключения.

Выделены простые и сложные карстовые формы. Простые образуются в результате сочетания элементов рельефа, сложные состоят из комбинации простых форм /16/.

Таким образом, при описании карстовых форм нами использован морфолого- генетический подход, как наиболее адекватно отражающий особенности рассматриваемых форм карстового рельефа.

Простые карстовые формы

Карры. Они относятся к микроформам карстового рельефа и являются непременным атрибутом субгоризонтальных, лишенных почвенно-растительного покрова открытых пространств высокогорных частей Бзыбского массива. В средне- и низкогорной зонах карры фрагментарны и приурочены к отдельным глыбам обвально-гравитационного происхождения или к обрывистым склонам и уступам долин постоянных и временных водотоков.

Обобщая данные, имеющиеся в карстологической литературе /7, 32, 37, 85, 122, 139, 180, 212, 217,222, 232 и др./, можно прийти к следующим выводам. Образование карров зависит от нескольких групп факторов:

1. Наличия трещин различного генезиса на поверхности известняков и корродирующего воздействия дождевых, талых, почвенных и др. вод. Так может возникать большинство видов карров, встреченных на Бзыбском массиве – бороздчатые, трещинные, стенные и межпластовые;

2. При отсутствии трещин в породе карры образуются вследствие избирательного воздействия на известняки агрессивных вод. Избирательность коррозии обусловлена:
   • особенностями самой карстующейся породы – седиментационной структурой и текстурой, анизотропностью химического состава породы, изменчивостью литологии, наличием стяжений сульфидов, кремнезема и др., условиями залегания и геометрией обнажения слоев породы, первичной неровностью поверхности обнажающихся известняков, изменением химизма и агрессивности поверхностных вод и др.;

   • топографическим положением карстующихся поверхностей – субгоризонтальным, наклонным, субвертикальным;

   • физико-географической обстановкой каррообразования – наличием снежников, регулирующих поступление талых вод, растительностью и рядом других подобных факторов. Так образуются широко представленные на Бзыбском массиве желобковые, бороздчатые, лунковые, меандрирующие, стенные и русловые карры.

Некоторые виды карров (стенные, бороздчатые, а возможно, и лунковые) могут образовываться и первым и вторым способом.

Лунковые карры по своей морфологии резко отличаются от других карровых форм. Если большинство карров, используя материнскую трещину или морфологию водного микропотока, имеют линейно вытянутую асимметричную форму, то морфометрия лунковых карров тяготеет к симметрии шара или цилиндра. Они представлены лунками различных очертаний. Могут иметь стаканоподобную или цилиндрическую форму, иногда глубиной до 1,5 м. Основными причинами образования лунковых карров является коррозионное воздействие вод, застаивающихся в первичных микрозападинных понижениях поверхности. Определенный теоретический интерес представляют карры этого вида, формирующиеся при окислении стяжений пирита и развивающиеся по органическим включениям в рифогенных известняках массива. Удаление растворенного вещества из лунок, как правило, происходит путем выдувания мелкозема после высыхания насыщенной карбонатом воды. Однако, имеются указания на вынос вещества в растворенном виде через мелкие волосяные трещины /37, 139/. В глубоких лунковых каррах вынос растворенного карбоната происходит в несколько иной форме, механизм которого будет рассмотрен при характеристике межпластовых карров.

В высокогорной зоне Бзыбского хребта встречается еще один оригинальный способ формирования лунковых карров, связанный с растворяющим воздействием таломов альпийских лишайников на известняки. Имея округлое тело, лишайники в процессе своего роста растворяют известняковый субстрат и могут образовывать в нем круглые лунки, достигающие глубины до 5 см. В дальнейшем, после отмирания растения, лунковый карр развивается обычным коррозионно-дефляционным путем. Подобные микрозападинные биокарстовые формы Альпийской области описываются и зарубежными авторами /224/. В связи с этим, любопытны данные Д. Фока, материалы исследований которого приведены в ряде работ /225, 228, 230/. Из них следует, что отдельные лишайники могут растворить 14 см³ известняка в год или 100 экземпляров разрушают на 1 м² до 1400 см³/год (равнозначно величине химической денудации 1,4 мм/год). Даже если данные Д. Фока завышены, то они, тем не менее, требуют определенного переосмысления роли лишайниковой растительности в геоморфологии среднегорной и нижней части высокогорной зон, где они сплошным чехлом покрывают все открытые известняковые пространства.

Иногда на субгоризонтальных поверхностях формируются бассейноподобные, неправильной формы углубления глубиной от 3 до 10 см, описанные в западноевропейской литературе как каменицы /217/. Им также присущ коррозионно-дефляционный механизм образования.

Лунковые карры встречаются в основном на участках открытого карста средне- и высокогорных зон Бзыбского массива и не являются в общем широко распространенной формой карстового микрорельефа.

Желобковые карры широко представлены практически во всех высотных зонах массива. Они имеют вид мелких и узких желобков, часто сливающихся или бифуркирующих в нижних частях. Их глубина редко превышает 3-5 см, а длина 1 м и, в широком смысле термина, их вряд ли следует относить к формам карстового рельефа, как, аналогично, не являются формами рельефа десквамационные углубления, образованные отделившимися обломками пород. Желобковые карры правомерно рассматривать, как элемент моделирования поверхностей более крупных форм. Для Бзыбского массива их характерной чертой является приуроченность к наклонным поверхностям бороздчатых, стенных и трещинных карров. В средне- и низкогорных зонах массива они отмечались на глыбах известняка, выступающих из почвенного и травянистого покрова горных лугов. Образуются желобковые карры под воздействием тонких струек стекающих дождевых вод. Растворение происходит быстро, а воды обладают одинаковой способностью к коррозии на всем протяжении карра /217/. В связи с этим их размеры, в отличие от бороздчатых карров, к нижней части практически не увеличиваются. Вынос растворенного вещества осуществляется через устьевые части карров. Трещины в механизме роста карра и в удалении материала участия не принимают. Как справедливо отмечено Н.А. Гвоздецким /37/, желобковые карры (микрокарры) являются чисто поверхностными образованиями.

Бороздчатые карры развиты на субгоризонтальных или полого наклонных поверхностях в высоко- и среднегорных зонах массива. Их образование связано с коррозией сомкнутых трещин или неоднородных участков известняков, обусловленных литолого-структурно-текстурными или иными свойствами карстующейся породы, при условии достаточно медленного стекания с выровненных поверхностей дождевых или талых вод. В результате слияния нескольких бороздчатых карров водность протекающих в них временных потоков увеличивается, растут вниз по течению и размеры карров. На вершинных поверхностях Бзыбского массива, в районе вершин Чапара, Абац, Напра, Хипста и др. бороздчатые карры достигают огромных, для микроформ карстового рельефа, размеров. Имея глубину 3-5 м и длину до 7-10 м, они выглядят, как миниатюрные ущелья, превращая известняковую поверхность в карстовый бедленд. Пространственная приуроченность полей гигантских бороздчатых карров к экзарационным элементам рельефа и морфологические характеристики позволяют предположить их гляциально-нивальную проработку.

Стенные карры, не являясь широко распространенной карстовой формой Бзыбского массива, встречены на крутых уступах и обрывах.

В высокогорной части массива они приурочены к ригелям древних троговых долин, структурным уступам. Могут также развиваться в привходовых частях нивально- коррозионных шахт и колодцев. В среднегорье описывались на структурно-денудационных уступах и обрывах эрозионных долин, на сбросово-тектонических склонах и др.

Они образуются стекающими по субвертикальным поверхностям талыми или дождевыми водами. При формировании известнякового уступа на участке почвенно- растительного покрова (в зонах альпийских лугов и горных лесов) стенные карры образуются не только под действием углекислой коррозии. Определенную роль играет коррозия органическими гуминовыми кислотами, поступающими вместе с подпочвенными водами. Морфология стенных карров достаточно проста. Они имеют вид желобов от хорошо выраженных и глубоких (до 0,5 м) до еле заметных волнистых углублений на поверхности уступов. Длина карров сверху вниз, зависит от размеров уступа и достигает 5-7 м. Стенные карры практически не сливаются. Иногда они формируются, раскарстовывая трещины, выходящие на уступ. В этом случае, характер и частота трещин отражается на морфологии и расположении карров. В перигляциальной зоне в краевых частях офирнованных снежников, между фирном и известняковым уступом, устанавливается определенный микроклиматический и гидрологический режим, также приводящий к формированию широких с плавными очертаниями стенных карров.

Меандрирующие карры. Механизм их образования хорошо описан в специальной литературе /212, 217, 221, 224 и др./. Меандрирующие карры широко распространены в высокогорной зоне Бзыбского массива. Их расположение контролируется долгоживущими, а иногда и перелетовывающими снежниками (рис. 22). Морфология карров целиком обусловлена механизмом воздействия русловых коррозионных процессов, проявляющихся на микроуровне. Для Бзыбского хребта меандрирующие карры являются своеобразным индикатором карстовых флювиально-гляциальных процессов, тесно связанных с абляцией снежных и палеогляциальных масс.

Трещинные карры являются одной из самых распространенных карровых форм Бзыбского массива. Их образование тесно связано с раскрытой тектонической и литогенетической трещиноватостью и трещинами выветривания. Морфология и размеры карров во многом зависят от степени раскрытости и величины трещин, а также интенсивности и характера коррозии. Их размеры колеблются в широких пределах. В своих максимальных параметрах, это самые крупные карровые формы, достигающие глубины 7-10 м, ширины до 1 м при длине до 15 м. Морфометрия некоторых трещинных карров приближается к карстовым рвам.

Наиболее крупные и многочисленные трещинные карры расположены на платообразных экзарационных вершинных поверхностях Абаца, Химсула, Чапары, Хипсты и др., перевальных седловинах рек Хипста, Решевая, Аапста, ригелях древних трогов и карров. Здесь, в результате периодического смерзания льда и породы, при последующем движении ледника, возникает своеобразный эффект «разборной скалы». Ледниковая эрозия приводит к дроблению и растрескиванию (плакинг) коренных пород ложа /223/. Такой механизм гляциальной деструкции известняковой поверхности приводит к формированию трещинных карров максимальных размеров, причем (а это подтверждает правомерность сделанных выводов) карры, развивающиеся вкрест движения ледника, имеют значительно более крупные размеры, чем карры, заложенные по его течению.

Следует отметить, что это единственный тип карров, который в какой-то мере укладывается в классическую, но достаточно редко встречаемую в природе схему (так называемый генетический ряд) образования из поверхностной формы – подземной (карр – воронка – колодец - шахта) /37, 89, 105, 122, 139, 151, 167 и др./.

Межпластовые карры как отдельная карровая форма описываются нами впервые. Их образование обусловлено коррозией трещин напластования в древнегляциальной и перигляциальной зонах Бзыбского хребта. Межпластовые карры связаны, в основном, с крупно- и среднеслоистыми известняками, имеющими субгоризонтальное и пологонаклонное залегание.

Интенсивная трещиноватость и гляциальная деструкция (описанная при характеристике трещинных карров) благоприятствует переводу талых вод внутрь пластов и раскарстованию кровли и подошвы первых, а иногда, и последующих слоев известняка (рис. 19). На них формируются межпластовые карры, имеющие бороздчатую и лункообразную морфологию.

Рис. 19. Межпластовые карры (по Б.А. Вахрушеву /Дубл. и др., 1991/)

В результате нарушения межпластовой связности пород, действие гляциальных (при движении ледника), нивальных, гравитационных процессов и морозного выветривания (периодическое замерзание и оттаивание воды в межпластовых пространствах в течении даже одних суток), происходит сдвиг отдельных глыб разбитого на крупные блоки верхнего слоя известняка, с частичным их удалением. Межпластовые карры выходят на дневную поверхность. Их размеры соответствуют размерам небольших лунковых и бороздчатых карров. Подобный механизм разрушения поверхностных слоев известняков может достигать значительных масштабов, разрушая и перемещая карстующуюся породу на больших пространствах.

Раскарстование поверхностей пластовой стратификации наблюдается и в более низкогорных зонах Бзыбского массива. Здесь, на участках голого карста, основными путями проникновения поверхностных вод к межпластовым трещинам, являются трещины, бороздчатые и лунковые карры. Особенно велика роль в этом процессе лунковых карров, собирающих воду из достаточно обширных углублений. Как только лунковый карр в своем росте достигает зоны напластования, здесь возникает участок интенсивной коррозии.

В связи с расширением межпластовых пространств и вертикальных карров происходит интенсивное разрушение поверхностного слоя известняков. Отдельные блоки теряют устойчивость и опрокидываются. Возникают труднопроходимые поля карстовых камней (карстовые развалы). Размеры сдвинутых глыб значительно меньше, чем блоки межпластовых карров в высокогорье. Кроме карстовых массивов Западного Кавказа участки, подобные описанным, достаточно широко встречаются и на яйлах Горного Крыма (Караби, Чатырдаг, Бабуган, Сююрю-Кая и др.).

Русловые карры. На склонах в средней и низкогорной части Бзыбского массива широко развиты речные и овражные долины, имеющие каньонообразную морфологию с плоским известняковым дном, прерывающимся уступами. В межень русловой поток редко покрывает всю пойму. Производя эрозионно-коррозионную работу, медленно текущая, струя воды вырезает в днище слабо меандрирующую узкую щель – русловой карр (рис. 20). Размеры русловых карров могут достигать полутора метров глубины.

Рис. 20. Русловой карр в днище карстовой долины

В результате нарушения межпластовой связности пород, действие гляциальных (при Форма, подобная русловым каррам, только значительно более крупных размеров, закартирована в днище древнеледниковой долины, расположенной на Хипстинском массиве близ шахты Снежная. Ее наличие легко объяснить действием потока талых вод, концентрирующихся в центре ложа ледника при его абляции. Однако, в ряде публикаций, посвященных карстовой геоморфологии высокогорий /107/, отрицается возможность существования под ледником сосредоточенных водотоков. Это объясняется дренирующим влиянием закарстованных и трещиноватых известняков. Только вышеописанный механизм в какой-то мере описывает образование такой четко выраженной подледниковой формы (подледниковый карр), протягивающейся почти на 200 м в средней части трога, имеющей глубину до 4 м и ширину до 2-3 м.

Карстовые рвы представлены линейно вытянутыми, с крутыми бортами и выположенными обвально-осыпными аккумулятивными днищами, понижениями карстового рельефа. Развивается на гравитационно-неустойчивом и тектоническом рельефе в высокогорной, среднегорной и низкогорной зонах, на участках голого или задернованного (горно-луговой и горно-лесной высотный пояс) карста.

В основе их образования находится процесс раскрытия тектонических или гравитационных (трещин разгрузки, бортового отпора и др.) трещин и их коррозионная моделировка /37, 128, 238 и др./. Часто карстовые рвы формируются в тыловых частях крупных блоков отседания (коррозионно-гравитационные рвы) или сбросовых ступеней (коррозионно-тектонические рвы).

В пространственном распределении карстовых рвов существует определенная закономерность. Карстовые рвы могут быть связаны:

• с уступами и склонами (ригели, обрывы бортов трогов и кар) древне гляциальных форм. Здесь доминируют коррозионно-гравитационные рвы. Их размеры редко превышают средние параметры этих форм карстового рельефа (длина около 10 м, глубина 3-4 м, ширина 2-3 м);

• с уступами и обрывами резко выраженных форм Альпийского рельефа (скалистые вершины, высокие седловины, борты ущелий и др.). Коррозионно-гравитационные и коррозионно-тектонические рвы встречаются практически одинаково. Размеры могут, довольно часто, превышать их среднестатистические величины;

• с гравитационно-тектоническими и тектоническими сбросовыми формами внешних макросклонов Бзыбского массива. Преобладают рвы коррозионно-тектонического генезиса. Они часто достигают своих предельных величин. Закартированы рвы длиной до 30 м, шириной до 8 м и глубиной до 10 м. Карстовые рвы являются распространенными формами карстового рельефа средне- и высокогорной зон массива.

Карстовые воронки. Наиболее часто встречаемые карстовые формы Бзыбского массива во всех его высотных зонах, хотя их максимальное количество приходится на средне- и высокогорные зоны. Здесь развиты практически все основные виды воронок /32, 37, 75, 167, 180, 221 и др./ – коррозионные, коррозионно-гравитационные (провальные), коррозионно- суффозионные, коррозионно-эрозионные и впервые описываемые нами склоновые нивально-коррозионные воронки.

Коррозионные воронки приурочены к субгоризонтальным или полого наклонным (до 15°) поверхностям. Механизм образования воронок хорошо освещен в работах Р. Уильямса /234, 244/ и А.Б. Климчука /105-107/. Их формирование связывается с изотропией гидрогеологических свойств эпикарстовой зоны (кора выветривания известняковых массивов), неравномерной трещиноватостью и пониженной площадной водопроницаемостью в нижней блоковой зоне. Возникший фильтрационный порог препятствует нисходящему движению воды и обуславливает ее латеральное распространение к гидрогеологически активным тектоническим трещинам блоковой зоны. Вокруг водопоглощающих трещин блоковой зоны, в выше лежащей трещиноватой коре выветривания формируется депрессия карстовых вод, в пределах которой резко возрастает активность карстовой коррозии. Происходит прямое отражение гидрогеологической депрессии подземных вод в морфологии поверхности. Возникает карстовая коррозионная воронка.

При дальнейшем раскарстовании трещин в эпикарстовой зоне под днищем воронки и расширении водопоглощающей трещины в блоковой зоне, может произойти провал и образоваться коррозионно-гравитационная воронка. На дне такой воронки часто располагаются входы в вертикальные карстовые полости /107/.

В целом, признавая предложенную гипотезу поверхностного и подземного морфо- и спелеогенезов и высоко оценивая исследования выше цитируемых авторов, следует обратить внимание на принижение роли рельефа, некоторых геолого-тектонических, палео-географических и современных физико-географических факторов в рассмотрении концепции.

Размеры и форма коррозионных воронок тесно связаны с возрастом и геолого-геоморфологическими условиями их заложения. Крупные воронки (20-40 м в диаметре) формируются на участках, рельеф которых, унаследовано, развивается с эрозионного этапа. Такие воронки имеют ранне- или среднеплейстоценовый возраст и приурочены в основном к среднегорной зоне. В высокогорной зоне массива интенсивное физическое выветривание экзарационная денудация гляциального этапа развития территории обуславливают недоразвитость формирующихся здесь воронок /36, 180 и др./. Их размеры редко превышают 10-15 м в диаметре.

Максимальные размеры коррозионные воронки приобретают в верхней части горно-лесного пояса в интервале высот 1300-1800 м. Благоприятные микроклиматические условия /58, 183/, длительный период снеготаяния (в среднем вдвое продолжительней, чем на открытых местах /57/), снегозадерживающая роль лесов и высокая составляющая биологической коррозии приводят к образованию здесь гигантских воронок диаметром 100-150 м и глубиной 40-50 м. Подобные коррозионные воронки, закартированы, в верхней части лесного пояса южных склонов Хипстинского массива, междуречья рек Ыгри и Хипсты, в районе урочища Багья и др.

В зависимости от крутизны склонов и условий залегания пород воронки могут приобретать асимметричные формы. Материалы, касающиеся морфологии карстовых воронок, имеющиеся в специальной литературе /37, 139, 151, 167, 180 и др./, в целом хорошо подтверждаются и нашими исследованиями. Однако, имеющиеся указания об уменьшении плотности воронок при увеличении крутизны склонов и их полном исчезновении при уклонах свыше 15°, не всегда соответствуют условиям карстового морфогенеза в горно-карстовых областях.

В высокогорной зоне Бзыбского массива сочетание коррозионно-нивального процесса и интенсивного физического выветривания приводит к возникновению своеобразных карстовых воронок, формирующихся на склонах значительной крутизны (до 30-40°). Они описываются нами как склоновые нивально-коррозионные воронки высокогорий. Их образование наглядно представлено на рисунке 21.

Рис. 21. Стадии образования склоновой нивально-коррозионной воронки.
1 – известняки; 2 – снежник; 3 – коллювиальные отложения; 4 – раскарстованные трещины; 5 – направления стока талых вод и перемещения коллювиального материала. Стадии I-IV – см. в тексте

На первой стадии, используя первичную неровность поверхности, формируется снежник. При достаточно больших размерах и времени таяния, в его верхней части возникает вначале невысокий, а затем и более крупный забойный уступ морозного выветривания. На второй стадии обломочный материал разрушающегося уступа, скатываясь и соскальзывая по поверхности снежника, формирует у его подножья нивально- гравитационный аккумулятивный вал. По мере роста вала увеличивается его снегозадерживающая роль. Масса снежника в последующие годы возрастает – усиливаются и нивально-коррозионные процессы. Уступ в тыловой части снежника превращается в борт воронки, на днище и склонах активно действуют коррозионные процессы. На 3-й и 4-й стадиях этот процесс идет нарастающими темпами, что приводит к оформлению и росту склоновой нивально-коррозионной воронки. Размеры воронок колеблются от 5 до 15 м в диаметре, при глубине 2-5 м. Они отмечены на крутых юго-западных склонах вершин Напра, Чапара, Абац, Хипстинского массива и др.

Карстовые воронки этого вида играют определенную рельефообразующую роль, усиливая резкий альпийский характер карстовых высокогорий.

Крупнообломочный глыбовый материал нивального вала склоновых воронок служит иногда источником возникновения так называемых «бороздящих» или «плывущих» глыб.

Повышенное увлажнение почвенно-грунтового слоя ниже снежника предопределяет особый режим сезонного и суточного промерзания-протаивания под крупными глыбами, находящимися на крутых задернованных склонах, который и способствует их медленному (до 10 см/год) движению вниз /175/.

«Плывущие» глыбы, достаточно обычное явления для высокогорий Бзыбского массива. Помимо нивальных валов они могут возникать у подножья высоких уступов. Иногда «плывущие» глыбы в конце своего пути образуют (там, где склон выполаживается) скопления – псевдотеррасы, вытянутые на определенной высоте вдоль склона. Задерживая большие массы снега, они способствуют усиленному закарстованию этих участков.

Коррозионно-суффозионные воронки. Имеют неширокое распространение на Бзыбском массиве. Они связаны с участками покрытого или задернованного карста с мощным почвенным покровом.

В низкогорье воронки этого типа встречены на поверхности кластокарстового Дурипшского плато и коррелятных ему речных террас (плато Гном). Воронки приурочены к глинистой коре выветривания карбонатных конгломератов и имеют конусовидную и блюдцеобразную форму.

В среднегорье они весьма редки и имеют место на аккумулятивных днищах крупных карстовых рвов и коррозионных воронок. Их размеры незначительны.

Более широко коррозионно-суффозионные воронки представлены в высокогорье. По характеру распространения и некоторым морфолого-генетическим показателям их можно подразделить на три группы: воронки в аккумулятивно-остаточных отложениях карстовых котловин; в глинисто-валунных породах моренного происхождения троговых поздне-плейстоценовых долин; в обвально-осыпных шлейфах подножий крутых склонов. Вместе с коррозионно-суффозионными воронками тесно соседствуют воронки коррозионно-эрозионного генезиса. Для их существования достаточно существования периодического концентрированного поверхностного стока на малопроницаемых поверхностях (морены, глинисто-песчаные днища котловин и др.), который, поглощаясь в поноры коррозионных или корозионно-суффозионных воронок, превращает их в коррозионно-эрозионные формы (рис. 22).

Рис. 22. Образование эрозионно-коррозионных воронок.
I – в карстовой котловине путем преобразования коррозионно-суффозионной воронки; II – в древнегляциальной долине при поступлении временного водотока в коррозионную воронку с поверхности донной морены

Карстовые арки. Являются достаточно редким элементом карстового рельефа. Однако, обладая некоторой долей экзотичности, они, как правило, не остаются без внимания со стороны исследователей при описании карстовых областей. В связи с этим, их географическое распределение, генезис и морфология хорошо освещены в карстологической литературе /38, 82, 83, 122, 139, 141, 236, 237, 241 и др./.

По общему мнению, арки образуются в результате уничтожения различными агентами денудации (эрозией, гравитацией и др.) подземных карстовых (чаще субгоризонтальных) форм эрозионно-коррозионного генезиса. То есть, за арками признается флювиальное происхождение, причем они являются конечной стадией деструкции пещерной формы: карстовый туннель – мост – арка. Изредка встречаются указания на формирование арок на узких привершинных скалистых гребнях под воздействием процессов физического выветривания /59/.

В высокогорной зоне Бзыбского массива нами задокументированы карстовые арки нивально-коррозионного происхождения. Они могут образовываться на определенной стадии развития склоновой нивально-коррозионной воронки (рис. 23).

Рис. 23. Стадии образования нивально-коррозионной арки
Условные обозначения см. на рис. 21

На 1-й стадии талые воды, поглощаясь трещинами в ее нижнем по склону борту, оказывают значительное коррозионное воздействие на их стенки. Происходит усиленное карстование скальной перемычки между двумя соседними склоновыми воронками. На 2-й и 3-й стадиях этот процесс усиливается. Снежник, расположенный в нижней воронке, формирует в скальной перемычке морозозабойную нишу, растущую навстречу нивально-коррозионной нише верхнего снежника. Завершают образование арки вывалы обломков известняков, скатывающихся вниз по поверхности снежника. Морфологически изученные нивально-коррозионные арки представляли собой неправильной формы, с неровными стенами отверстия в перемычках между воронками. Их размеры достигали двух с половиной метров высоты и 2-х метров ширины. Сквозной проход может иметь в длину от 3 до 7 метров.

Нивально-коррозионные ложбины являются переходными образованиями между простыми и сложными формами. Они могут образовываться двумя путями:

• Закладываясь вдоль тектонических нарушений, пересекающих склон, нивально- коррозионные воронки образуют цепочки из 3-6 форм. Развиваясь так, как представлено на рисунке 23, они могут пройти стадию аркообразования. Арки и перемычки между воронками разрушаются, и на месте цепочки воронок и их перемычек образуется нивально- коррозионная ложбина с неровным продольным профилем. Как отрицательная форма рельефа она по-прежнему служит местом аккумуляции снежных масс, что обеспечивает ее дальнейшую нивально-коррозионную проработку.

• Нивально-коррозионные ложбины могут образовываться в основании снежников, имеющих вытянутую вниз по склону морфологию. Такие снежники частое явление на склонах высокогорной зоны Бзыбского массива. Талые воды, стекающие из года в год между снегом и породой, создают, здесь активную зону химической денудации – формируется нивально-коррозионная ложбина с пологим продольным профилем.

На зрелых стадиях развития обоих типов ложбин, некоторое участие в их росте могут принимать и эрозионные процессы, особенно во время резкого усиления (погодного) температурной абляции.

Длина нивально-коррозионных ложбин может достигать 100-200 м и лимитироваться лишь длиной склона, на котором они формируются. Нивально-коррозионные ложбины в ряде случаев являются постоянными путями схода снежных лавин, накапливающих в их основании обломочный материал лавинных валов. Описанные ложбины являются морфологическим аналогом эрозионно-нивальных ложбин, широко распространенных в средне- и, особенно, высокогорных системах /91/.

В горно-карстовых регионах на первый план в их образовании вместо эрозии и лавинной денудации выходит нивальная коррозия.

Сложные карстовые формы

Карстовые котловины широко развиты в высокогорной зоне Бзыбского хребта, тогда как в низко- и среднегорной зоне они встречаются редко. Карстовые котловины, в отличие от воронок, являются сложными полигенетическими формами карстового рельефа, в образовании которых могут принимать участие ряд экзогенных процессов и форм. То есть различия между воронками и котловинами устанавливается не по морфометрическим показателям (больше определенного диаметра, соотношение глубины и диаметра и т.д.), а на генетическом уровне.

Карстовые котловины могут формироваться несколькими путями:

Разрастание одной воронки и превращение ее в котловину. Это достаточно обычный итог эволюции карстовой воронки /32, 180, 202 и др./. Одиночная воронка, формирующаяся в условиях благоприятных для ее развития (повышенная трещиноватость известняков, большое количество осадков и т.д.), может достигнуть значительных размеров (до 200-300 м). Днище выполаживается, борта теряют крутизну. На дне накапливаются глинисто-дресвяные отложения. На бортах и в днище развиваются более мелкие карстовые (воронки), суффозионные (воронки, западины), эрозионные (мелкие овраги) и другие формы. Под их воздействие крупная воронка преобразуется в котловину со сложной морфологией и микрорельефом. Возникает большая (диаметром от 300 до 500 м) карстовая котловина коррозионного генезиса. Такие воронки приурочены к чистым верхнеюрским и барремским известнякам средней и нижней части высокогорья Бзыбского массива.

Если исходная воронка развита на литологически неоднородных или с большим количеством нерастворимого остатка известняках, то она может преобразоваться в котловину, не достигая крупных размеров. Интенсивное накопление остаточных отложений, а, в некоторых случаях, и поступление глинисто-песчанистых и даже валунных осадков близлежащих участков (участки развития покровных некарстующихся пород, глинисто-валунных отложений морен и др.), угнетает развитие коррозионной воронки и она может превратиться в небольшую карстовую котловину с комплексом вышеперечисленных форм. Подобные котловины имеют место на воланжин-готеривских известняках в районе урочища Багья, Хипстинского массива, междуречья Ыгри и Хипсты (рис. 22, I). Таким образом, в ряде случаев карстовые котловины этого генезиса, могут значительно уступать в своих размерах карстовым воронкам.

Аналогичным путем могут образовываться и коррозионно-суффозионные котловины, выступая в данном случае как конечный этап преобразования карстовой воронки этого генезиса. Подобные котловины встречены в области развития кластокарстовых плато (Дурипш, Гном) и речных террас рек Хипста и Аапста.

Слияние в процессе роста двух или более карстовых воронок. Большинство авторов, изучавших поверхностные карстовые формы, указывают на такую возможность. При этом отмечается, что образующиеся котловины обладают неправильной формой /139/ и достигают огромных размеров (до 1 км и более, /180 и др./). Некоторые исследователи склонны считать их переходной формой от котловин к польям /32, 37, 122, 139, 180 и др./. Распространение таких котловин тесно связано с распространением карстовых воронок. Они встречаются на всей территории Бзыбского массива.

Преобразование эрозионной формы. Речные или овражные долины, вследствие расширения поноров в их днищах, могут терять русловой сток и распадаться на ряд замкнутых депрессий – котловин. Переформирование долин может зайти так далеко, что древне-эрозионная форма реконструируется только по перемычкам между котловинами или их плановым рисунком при геоморфологической съемке.

В карстологической практике имеет место затруднение в диагностике котловин, образовавшихся вторым и третьим способами. Это происходит вследствие того, что воронки в горно-карстовых областях нередко закладываются вдоль тектонических нарушений, образуя цепочки. Разрастаясь, такие воронки преобразуются в цепочки замкнутых котловин. Возникают формы, имеющие конвергентное сходство с карстовыми котловинами, формирующимися при распаде древнеэрозионной сети. Чаще всего исследователи указывают на возможность слияния воронок, упуская из поля зрения способ преобразования эрозионных долин /32, 37, 139, 180, 202 и др./. При этом искажается генетическая суть карстовой формы. Котловина, образованная при слиянии воронок, имеет коррозионное или коррозионно-суффозионное происхождение, а возникшая на месте речной долины – эрозионно-коррозионное или эрозионно-суффозионное. Кроме того, затрудняются палеогеографические реконструкции карстовых областей, что может привести к утрате при описании целого этапа (эрозионного) развития территории.

Унаследованное развитие палеогляциальных форм. Одной из особенностей гляциально-нивального рельефа, сближающего его с карстовым, следует считать широкое развитие замкнутых отрицательных форм. Такие котловины имеют место в днищах ледниковых палеокар, древних троговых долин, на водораздельных пространствах, занятых в плейстоцене ледниковыми шапками. Их происхождение обусловлено активным локальным проявлением экзарационных процессов. Коррозия также способствует формированию ваннового рельефа /212,217/. Она сменяет во времени гляциальное развитие ледниковых депрессий, образуя унаследовано формирующиеся с конца плейстоцена нивально- коррозионные и нивально-гляциальные котловины. Котловины описанного генезиса достигают размеров до 300 м в диаметре при глубине до 70-80 м. Их форма во многом обусловлена морфологией древнеледниковой долины или гляциального кара. На склонах и днище котловин накапливаются осыпные шлейфы и моренные отложения.

Огромную роль в образовании и распределении воронок и котловин в средне- и высокогорье Бзыбского массива играют нивальные процессы. Талые воды не только усиливают рост карстовой формы, но и воздействуют на ее морфологию. Неравномерное стаивание снега в разных частях воронки или котловины предопределяет их асимметрию.

Карстовые котловины провального генезиса, отмечаемые многими авторами как достаточно распространенные формы карстового рельефа, на Бзыбском массиве не встречены.

Карстовые долины. Возникают в результате преобразования речной или овражной долины. На Бзыбском массиве распространены долины двух генетических типов: коррозионные и коррозионно-суффозионные /16/. Первые формируются на месте эрозионных долин, в областях голого и задернованного карста, вторые – покрытого. Основными факторами образования карстовых долин являются коррозионное расширение поглощающих поноров в их днищах и утрата активного руслового стока.

Для карстовых долин средне- и высокогорной частей Бзыбского массива характерно чередование участков с временным русловым стоком и карстовых воронок, развитых у поглощающих поноров.

На Бзыбском массиве карстовые долины во многих случаях могут трактоваться как реликты эрозионного этапа развития территории. На конечной стадии преобразования карстовые, бывшие эрозионные долины, распадаются на цепи карстовых котловин и воронок. карстовые долины могут достигать длины полутора километров, образуя широкие, линейные понижения в карстовом рельефе с наложенными воронками и котловинами

Карстовые долины являются важнейшей формой карстового рельефа и подлежат обязательному изучению и картированию при общем геоморфологическом изучении горных территорий. Они могут достаточно четко, даже на количественном уровне, показывать соотношение карстовых, гляциальных и эрозионных форм, отражающих стадийность развития карстового рельефа. Однако, в карстологической литературе карстовым долинам отводится незаслуженно мало внимания. Зачастую, они вообще опускаются из перечня поверхностных карстовых форм /32, 37, 139, 180 и др./.

Подземные карстовые формы

История исследования. Авторы не ставили перед собой цель восстановить полную историю исследований карста района. Они хотели лишь показать, как развивались спелеологические исследования Бзыбского массива и кто внес наибольший вклад в открытие его карстовых полостей.

Ш.Я. Кипиани и З.К. Тинтилозов /231/ выделяют шесть этапов спелеологического изучения Грузии. Досоветский период включает 2 этапа (до ХIХ в., ХIХ в. – 1920 г.), на которых исследования легкодоступных пещер Дурипшского плато и подножья южного склона Бзыбского массива носили случайный характер. Советский период включает 4 этапа. На трех первых этапах (1921-1940 гг., 1941-1945 гг., 1946-1957 гг.) проводятся исследования только легкодоступных пещер, в которых участвуют географы (Н.А Гвоздецкий, Б.Н. Иванов, Ш.Я. Кипиани, Л.И. Маруашвили, и др.), биологи (Я.А. Бирштейн, В.Г. Лопашов, Д.Г. Харитонов и др.), археологи (Г.К. Ниорадзе, Л.Н. Соловьев, Д.М. Тушабрамишвили и др.). В эти годы появились первые публикации о небольших пещерах Дурипшского плато /32/.

Четвертый этап охватывает 1958-1992 гг. В 1958 г. была создана Лаборатория карстологии и спелеологии Института Географии им. Вахушти АН Грузинской ССР. К спелеологическим исследованиям начали привлекать туристов и альпинистов. Среди 63 изученных в первые годы пещер и шахт нет ни одной, находящейся на Бзыбском массиве. Отмечено только, что там имеются ледяные колодцы /144/. Позднее З.К. Тинтилозов отмечает, что массив "находится в неблагоприятных для карстообразования климатических условиях" /179/. На площади около 550 км² здесь зафиксировано всего 6 горизонтальных и 7 вертикальных полостей суммарной длиной 387 м и глубиной 353 м. В кадастре карстовых пещер Грузии /103/ упомянуто всего 11 полостей массива (табл. 8). Больше половины из них не имеют планов и разрезов, что обесценивает имеющуюся информацию.

Таблица 8

Карстовые полости Бзыбского массива и Дурипшского плато, включенные в кадастр пещер Грузии /103/

№	Кадастровый номер	Название	Тип	Длина, м	Глубина, м	Наличие плана
1	19	Хацирдзихи	пещера	30	-	+
2	20	Хацирдзихи	шахта	-	70	+
3	21	Асадзхиурская	шахта	-	80	-
4	133	Мчишта	пещера	?	?	-
5	134	Арихо	шахта	-	60	+
6	135	Арсидзахо	колодец	-	15	+
7	136	Хораги	колодец	-	35	-
8	137	Чаги	шахта	-	95	-
9	139	Б. Гарпская	пещера	42	-	+
10	140	Ахду	шахта	-	80	-
11	141	М. Гарпская	пещера	25	-	-

В монографии /180/, являющейся обобщением всех накопленных материалов, З.К. Тинтилозов объединяет Гагрский и Бзыбский массивы в один спелеологический район. Вместе с Дурипшским районом в них насчитывается всего 24 пещеры длиной 4,2 км, 45 колодцев и шахт глубиной 2,6 км. Упоминания о нескольких пещерах и шахтах Бзыбского массива и Дурипшского плато имеются в работах Н.А. Гвоздецкого /34/, Б.А. Гергедава /45, 46/, Р. Джанашвили /61/, Л.И. Маруашвили и З.К. Тинтилозова /144/, З.К. Тинтилозова /177, 178, 181/, К.Г. Цикаришвили /197/.

С 1971 г. к изучению Бзыбского массива приступили спелеологи разных городов и районов страны. Представления о темпах их исследований и настойчивости, которая привела к открытию сотен новых карстовых полостей, дает таблица 9 (учтены лишь те мероприятия, которые оформлялись по существующим правилам). В отдельных из них принимало участие до 150 человек, некоторые экспедиции продолжались 2-3 месяца. В большинстве случаев они проводились на общественных началах, без государственной дотации.

Таблица 9

Ход открытия и исследования крупных карстовых полостей Бзыбского массива (по /23/ с дополнениями)

Год, месяц	Объект (глубина, м)	Организация	Руководитель
1971. 08	Снежная (-300), Камнепадная (-150)	МГУ	Зверев М.М.
1971. 11	Снежная (-450)	МГУ	Зверев М.М.
1972. 07	Шацхоцринская (-180), Химсульская (-120)	Томск	Чуйков В.Д.
1972. 07	Снежная (-720)	МГУ	Зверев М.М.
1973. 07	Снежная (-720)	МГУ	Зверев М.М.
1973. 07	Чипширинская-1 (-117)	Томск	Чуйков В.Д.
1974. 07	Снежная (-720)	Всесоюзная сборная	Илюхин В.В.
1975. 07	Чипширинская-2 (-140), Жога (-110), Ледяная (-130), Пилугская (-100)	Томск	Леринман В.Л.
1976. 11	Студенческая (-140)	Красноярск	Улыбин А.
1977. 07	Не в коня корм (-155), Сувенир (-150)	МГУ	Ноздрачев М.Н.
1977. 08	Снежная (-780)	Москва	Морозов А.И.
1977. 11	Студенческая (-300)	Красноярск	Семиченко В.
1978. 08	Снежная (-965)	Москва	Усиков Д.А.
1979. 06	Сувенир (-300)	Москва	Козлов В.
1979. 07	Снежная (-1230)	Москва	Усиков Д.А.
1979. 08	Снежная (-1000)	Всесоюзная сборная	Падалко О.В.
1979. 08	Багьянская (-160)	Томск	Шурыгин А.Н.
1979. 08	Меженного (-180)	МГУ	Шакир Ю.А.
1979. 11	Сувенир (-430)	Москва	Козлов В.
1979. 11	В. Пантюхина (-250)	Крым	Пантюхин Г.С.
1979.11	Студенческая (-350)	Красноярск	Анисов Р.
1979. 10 – 1980. 02	Снежная (-1320)	Москва	Морозов А.И.
1980. 02	Меженного (-230)	МГУ	Ноздрачев М.Н.
1980. 05	Меженного (-320)	МГУ	Чеботарев Н.Г.
1980. 07	Снежная (-1300, зал Метростроя)	Москва	Усиков Д.А.
1980. 07	ТК-80 (-160), Чапарская (-119), Радужная (-160), Пилугская (-140)	Томск	Чуйков В.Д.
1980. 08	Студенческая (-370), Напра (-500)	Красноярск	Мельников В.Л., Зилиев З.З.
1980. 08	Белорусская (-102)	Минск	Вальков М.В.
1980. 08	Меженного (-490)	МГУ	Шакир Ю.А.
1980. 09	В. Пантюхина (-410)	Крым	Пантюхин Г.С.
1980. 11 – 1981. 02	Снежная (притоки)	Москва	Морозов А.И.
1981. 02	Меженного (-510)	МГУ	Михалин А.В.
1981. 07	Весенняя (-215)	Томск	Шурыгин А.И.
1981. 08	Напра (-970), Ноктюрн (-450), Пионерская (-160)	Сборная	Мельников В.Л.
1981. 08	Снежная (-1340)	Москва	Немченко Т.А.
1981. 08	Меженного (-570)	МГУ	Косоруков Ю.
1981. 10	В. Пантюхина (-600)	Крым	Пантюхин Г.С.
1981. 12 – 1982. 01	Снежная (притоки)	Москва	Морозов А.И.
1982. 04	Меженного (притоки)	МГУ	Марченко М.А.
1982. 07	Алексинского (-350)	МГУ	Михалин А.В.
1982. 07	Графский провал (-145), Капризная (-175)	Томск	Горовцев В.И.
1982. 08	Бзыбский массив, поисковая, 150 чел.	Сборная	Мельников В.Л.
1982. 09	Хипстинский массив, семинар ВТП, 50 чел.	Москва	Чеботарев Н.Г.
1982. 09	Ижевская (-105)	Ижевск	Морозов А.И.
1982. 09	Весенняя (-400), Изабелла (-235)	Томск	Шурыгин А.Н.
1982. 10	В. Пантюхина (-650)	Пермь	?
1982. 10	Белорусская (-240)	Минск	?
1983. 02	Снежная	Сборная	Резван В.Д.
1983. 02	Алексинского (-410)	МГУ	Михалин А.В.
1983. 06	Напра (-935)	Красноярск	Залиев З.З.
1983. 08	Поисковая, 89 чел.	Сборная	Ковалев Ю.И.
1983. 08	Форельная (-100)	Москва	Снетков Е.Ю.
1983. 11	Меженного-Снежная (-1370)	Ленинград	Демченко В.Я.
1983. 11	Пионерская (-700)	Красноярск	?
1983. 11	Алексинского (-450)	МГУ	Войдаков Е.
1984. 01	Пионерская (-750)	Красноярск, Томск	Залиев З.З.
1984. 01	Форельная (-250)	Москва	Снетков Е.Ю.
1984. 08	Поисковая, 25 чел.	Красноярск	Залиев З.З.
1984. 08	Форельная (-410)	Москва	Снетков Е.Ю.
1984. 08	Форельная (-650)	Сборная	?
1984. 10	Форельная (-720)	Красноярск, Томск	Плотников В.Н.
1985. 01	Форельная (-740)	Москва	Снетков Е.Ю.
1985. 07	Бзыбский массив, поисковая, 35 чел.	Сборная	Плотников В.Н.
1985. 07	Украинский семинар ВТП	Сборная	Пантюхин Г.С
1985. 08	Аджимчигринская (длина 1100)	Одесса	Суховей Л.Н.
1986. 01	Мчишта, входной сифон (150/-45)	Всесоюзная сборная	Миненков П.В.
1986. 07-08	Графский провал (-600)	Томск	Косицин В.Л.
1986. 08	Вулкан (-300)	МГУ	Чеботарев Н.Г.
1986. 08	Снежная (трассирование), семинар ВТП	Сборная	Резван В.Д.
1986. 08	В. Пантюхина (-900)	Украина	Пантюхин Г.С
1987. 01	Мчишта (длина 500)	Всесоюзная сборная	Миненков П.В.
1987. 07-08	Графский провал (-700)	Томск	Чуйков В.Д.
1987. 08	В. Пантюхина (-1465)	Сборная	Пантюхин Г.С
1987. 08	Надежда (-250)	Красноярск	Савина В.Ф.
1988. 01	Мчишта (длина 1500)	Всесоюзная сборная	Киселев В.Э.
1988. 01	Весенняя (-480)	Тбилиси	Вилисов В.В.
1988. 07	В. Пантюхина (-1508)	Украина	Пантюхин Г.С
1988. 07	Богуминская (-150, трассирование)	Сборная	Резван В.Д.
1988. 07	Напра (трассирование)	Пермь	Козин Д.В.
1988. 07-08	Графский провал (-780)	Томск	Чуйков В.Д.
1988. 08	Каньон (трассирование)	Харьков	Коваль А.Н.
1989. 01	Мчишта (длина 3000, -68; -55)	Международная	Киселев В.Э.
1989. 02	Весенняя (-550, сифон -20)	Томск	?
1990. 02	Мчишта, С1(-63), С2(320/-48)	Сборная	Миненков П.В.
1991. 02	Мчишта, С2(350/-48), С3(300/-38)	Сборная	Миненков П.В.
1991. 07-08	Сан-сара (Жах), Абац (-514), В. Пантюхина (-600)	Международная	П. Жоливье
1993	Бзыбский массив, разведка	МГУ	Косоруков Ю.
1994. 08	Мчишта, разведка	Сборная	Нор А., Комаров В.
2000. 01	Мчишта (новые 600 м длины)	Сборная	Миненков П.В.
2000. 07-08	В. Пантюхина (-1508)	Сборная	Кузьмин Е.
2000. 07-08	Меженного, Снежная, Вулкан (-275, топосъемка)	МГУ	Косоруков Ю.

За 20 лет для изучения только крупных полостей района были проведены 84 экспедиции. Наибольший вклад в исследования района внесли спелеологи МГУ (16), Москвы (15), всесоюзные мероприятия (комплексные экспедиции, семинары ВТП и др.), спелеологи Томска (14) и Красноярска (10 экспедиций). 3 экспедиции провели Крымские, по 2 – Украинские, Минские, Пермские спелеологи, по 1 – Ленинградские, Ижевские, Одесские, Харьковские и Тбилисские. Кроме того, в 1988-1990 гг. было проведено 6 международных экспедиций (Снежная, Весенняя, Ноктюрн, Форельная, Мчишта), в которых участвовали спелеологи Болгарии, Польши, Бельгии, Франции. Серьезных исследовательских результатов (кроме работ К. Тулумджана по Мчиште) они не дали.

К сожалению, исследования карстовых полостей Бзыбского массива не были безаварийными. По сводкам, опубликованным В.Д. Резваном и В.Э. Киселевым /161-163/, почти за 20 лет (с 1973 по 1990 г.) здесь произошел 31 несчастный случай; 22 из них привели к травмам различной тяжести (ушибы, сотрясение мозга, переломы, ранения, баротравмы), 9 – к летальному исходу. 3 человека (А. Морозов, А. Кореневский, А. Преображенский) погибли под лавиной на подходе к шахте Меженного в 1985 г.; 2 (Ю. Зубеня, А. Лонипов) – вследствие падения камня в шахтах Студенческая в 1977 и Снежная в 1988 г.; (А. Михалин и спелеолог из Керчи) – вследствие обрыва веревки в шахтах Алексинского в 1983 и В. Пантюхина – в 1989 г.; 1 (О. Копчинский) – вследствие зависания на веревке и переохлаждения в шахте Богуминская в 1988 г.; 1 (А. Кашлев) – вследствие асфиксии в сифоне в пещере-источнике Мчишта в 1988 г.

Несмотря на то, что спелеологи в своём большинстве не являются специалистами- карстологами или даже вообще научными работниками, ими опубликовано довольно много статей и тезисов докладов на разных совещаниях, закрепляющих приоритет первооткрывателей. По западной части района (собственно Бзыбский массив) это статьи В.Д. Чуйкова с соавторами /203-205/, Н. А. Шуригина и др. /211/, И. Вагнера /242/, В. Е. Дмитриева и др. /64/, В. В. Вилисова и др. /18/, 3.3. Залиева /86/, М. И. Иванова /89/, В. А. Комарова /117/, П. В. Миненкова /147/; по восточной (Хипстинский массив) – В. В. Галактионова и др. /27/, М. М. Зверева /88/, Н. А. Коврижних и др. /109/, Г. В. Людковского и др. /130-132/, М. Ю. ??оротаева и др. /119/, Б. Р. Мавлюдова /138/, Н. Г. Чеботарёва и др. /201/, А. В. Бизюкина и др. /216/; по Дурипшскому плато – Л. А. Суховея /173/.

К сожалению, далеко не по всем экспедициям имеются отчёты и публикации. Поэтому их результаты, также, как и материалы исследований «диких» групп, потеряны для науки^[1].

Первую попытку спасти ценные материалы, полученные спортсменами-спелеологами, и ввести их в научную литературу предприняли В.Н. Дублянский и В.В. Илюхин /72/. В сводке о крупнейших (длиннее 5 км и глубже 200 м) полостях СССР приведены планы, разрезы и описания 5 полостей Бзыбского массива: Снежной, Напры, Студенческой, Сувенира, Багьянской. В 80-е гг. Секция спелеологи АН СССР выступила инициатором сбора и публикации информации о крупных полостях СССР (длиннее 500 м, глубже 100 м). В третьем томе «Кадастра» /77/ приведены данные уже о 47 крупных шахтах Бзыбского массива. Одновременно в Лаборатории карстоведения и спелеологии СГУ был подготовлен кадастр всех карстовых полостей Бзыбского массива, по которым удалось собрать информацию. Всего в него включено 380 полостей. Наиболее обширный блок информации представили томские спелеологи (В.Д. Чуйков). Кадастр не опубликован, но передан для использования в Институт Географии им. Вахушти и в Томскую комиссию спелеотуризма. Доступ к нему в Симферополе получили практически все заинтересованные лица (в 1985-1990 гг. выдано более 50 справок). В 1987-1990 гг. продолжалось пополнение этих кадастров и 01.01.1991 г. в Генеральном кадастре по Бзыбскому массиву числится 401 полость, по Дурипшскому плато – 24 полости, а в кадастре крупных полостей, соответственно, 55 и 1 полость. После 1992 г. исследования на Бзыбском массиве носили спорадический характер и данные о них отсутствуют.

Генеральный кадастр по Бзыбскому массиву является той информационной базой, на которой построен настоящий раздел. Авторы стараются не повторять кадастровые описания, а синтезировать данные. Описания даются только для наиболее интересных и важных групп полостей.

Особенности распределения карстовых полостей разных морфогенетических классов. При анализе морфологии и морфометрии пещер и шахт Бзыбского массива была использована классификация, предложенная для Горного Крыма /68/. Согласно ей все полости массива по генезису подразделены на 3 класса: коррозионно-гравитационный, нивально-коррозионный и коррозионно-эрозионный. В последнем классе выделены типы: пещеры-поноры, шахты-поноры, вскрытые пещеры и пещеры-источники. Некоторые трудности возникли при определении генетической принадлежности отдельных полостей. В Крыму классифицирование производилось непосредственно в поле, где можно было уточнить многие важные детали заложения и питания полостей. По Бзыбскому массиву авторы проводили эту операцию на основании анализа планов, разрезов, весьма скудных описаний и приблизительной топографической привязки полостей к элементам карстового мезорельефа. Поэтому возможны некоторые ошибки, которые, впрочем, по закону больших чисел при рассмотрении блока материалов по всему массиву, должны уравновешивать друг друга.

В Генеральном кадастре карстовых полостей Бзыбского массива числится 401 полость. Представление об их количестве и морфометрических показателях дает таблица 11. Суммарная протяженность их составляет 77,5 км, глубина – 23,6 км, площадь – 142,8 тыс. м², объем – 2477,3 тыс. м³. При этом 25% от суммарной протяженности, 6% – от глубины, 44% – от площади и 70% – от объема приходится на долю системы Снежная, объединяющая шахты-поноры Снежная-Меженного. Включение в расчеты Снежной, а также крупнейшей коррозионно-гравитационной шахты Чача и пещеры- источника Ленинградской существенно смещает средние значения (например, по объему – вместо средней 2530 м³ получается явно завышенное значение 10200 м³). Поэтому они исключены из статистических расчетов как артефакты, имеющие малую вероятность появления /68/. Средняя плотность карстовых полостей на Бзыбском массиве составляет 0,7 формы на 1 км², а густота – 140,9 м/км². Первая цифра несколько меньше, чем в Горном Крыму (0,9), вторая – в 3,7 раза выше. Это свидетельствует о том, что хотя плотность подземных карстовых форм в Крыму и больше, но их морфометрические характеристики значительно уступают полостям Бзыбского массива. Это один из показателей региональных различий процессов карстования в Крыму и на Кавказе.

Таблица 10

Морфометрические характеристики карстовых полостей Бзыбского массива и Дурипшского плато

Класс и тип полости	Коли- чество, шт.	Суммарные				Средние				Коэффициент вариации (Сv)
		L, м	H, м	S, тыс.м²	V, тыс.м³	L, м	H, м	S, м²	V, м³	L	H	S	V
Бзыбский массив
КГ	4	302	133	0,2	2,2	60	27	45	440	0,93	0,37	1,28	1,24
НК	162	5880	3975	6,3	76,5	36	25	40	480	0,81	0,63	1,60	1,55
КЭ	232	45979	17753	58,2	586,6	198	77	250	2530	-	-	-	-
Пещера- понор	28	1789	694	3,7	23,7	64	25	135	840	0,86	1,07	1,03	1,52
Шахта- понор	165	37963	15989	40,9	475,2	229	95	245	2860	11,70	1,83	3,16	2,50
Вскрытая пещера	25	3735	930	9,5	78,8	150	37	380	3150	1,47	1,13	1,39	1,43
Пещера- источник	14	2492	140	4,1	8,9	178	10	290	640	2,17	1,44	1,45	1,15
Всего без артефактов	398	52161	21861	64,7	665,3	-	-	-	-	-	-	-	-
Сумма	401	77511	23601	142,8	2477,3	-	-	-	-	-	-	-	-
Дурипшское плато
Шахта- понор	8	640	305	2,1	9,7	80	38	270	1220	0,51	0,37	1,30	1,00
Вскрытая пещера	10	2370	265	8,4	48,3	260	26	840	4830	0,50	0,54	0,54	1,08
Пещера-источник	6	1910	50	8,2	22,7	320	10	1370	3790	0,58	1,00	1,60	1,90
Сумма	24	4920	620	18,7	80,7	-	-	-	-	-	-	-	-

Характеристики: L – протяженность, H – глубина, S – площадь, V – объем; полости: КГ – коррозионно-гравитационные, НК – нивально-коррозионные, КЭ – коррозионно-эрозионные

Анализ таблицы свидетельствует, что на долю коррозионно-гравитационных полостей (2% от общего числа) приходится по 1%, на долю нивально-коррозионных полостей (40% от общего числа) – в среднем по 13%. На долю коррозионно-эрозионных полостей (58% от общего числа) – в среднем по 86% суммарной протяженности, глубины, площади и объема. По количеству на Бзыбском массиве преобладают шахты-поноры (41%) и нивально- коррозионные колодцы и шахты (40%). Наибольшие средние размеры по протяженности (229 м) и глубине (96 м) имеют шахты-поноры, по площади (380 м²) и объему (3150 м³) – вскрытые пещеры. Наименьшие средние размеры по протяженности (10 м) и площади (135 м²) имеют пещеры-поноры, по глубине (10 м) и объему (640 м³) – пещеры- источники.

Вариация средних значений по всем параметрам увеличивается от коррозионно- гравитационных (в среднем 0,95) через нивально-коррозионные (1,11) к коррозионно- эрозионным полостям (в среднем 2,18). Среди последних наибольшую вариацию имеют все морфометрические показатели шахт-поноров (от 1,83 по глубине до 11,7 по протяженности). Изложенное свидетельствует о сильной канализованности подземного стока в пределах массива и о том, что наибольший прирост карстовой пустотности происходит в верхней части массива.

Представление о распределении полостей по высоте местности дает рисунок 24. Больше всего их на абсолютной высоте 2200-2400 м (по 60% коррозионно-гравитационных и нивально- коррозионных, 39% коррозионно-эрозионных полостей всех типов, кроме пещер-источников). Примерное равенство площадей разных высотных ступеней Бзыбского массива, отмеченное нами ранее, свидетельствует о том, что эти высоты наиболее благоприятны для питания подземных вод района, в особенности за счет талого снега. Большинство пещер-источников (80%) находится на высоте около 600 м. Выше, на отметках 1800-2300 м обнаружены только их реликты.

Рис. 24. Распределение карстовых полостей Бзыбского массива по высоте.
Полости: а – коррозионно-гравитационные; б – нивально-коррозионные; в, г – коррозионно-эрозионные (в – пещеры и шахты-поноры, вскрытые пещеры, г – пещеры- источники)

Полости Дурипшского плато находятся на абсолютной высоте от 50 до 235 м. Заложены они в среднечетвертичных (50%), нижнечетвертичных (40%) и верхнеплиоценовых- нижнечетвертичных конгломератах. Из 24 известных полостей преобладают вскрытые пещеры (42%), несколько меньше шахт-поноров (32%) и пещер-источников (26%). Представление об их размерах дает таблица 11. Наибольшую среднюю протяженность имеют пещеры-источнки (320 м), глубину – шахты-поноры (38 м), площадь – пещеры-источники (1370 м²), объем – вскрытые пещеры (4830 м³). Это объясняется выносом обвальных масс, разрушающихся как эрозионным, так и коррозионным путем.

Значительный интерес представляет распределение карстовых полостей массива по уклону и степени горизонтальной расчлененности рельефа. Использовав построения З.К. Тинтилозова /181/ и дополнив их данными о размещении карстовых полостей (рис. 25, 26), авторы получили следующие материалы. Максимальная плотность полостей наблюдается при уклонах поверхности 0-15° (1,50 шт/км², 52% их общего числа). При увеличении уклонов их количество быстро снижается: 16-25° – 0,56; 26-35° – 0,12; более 35° – 0,01 шт/км². По расчлененности наблюдается обратная зависимость. Наибольшая плотность полостей отмечена при минимальном расчленении 0-0,5 км/км² (1,38 шт/км², 53% их общего числа). С увеличением горизонтальной расчлененности количество полостей сперва уменьшается: 0,6-1,5 км/км² – 0,57; 1,6-2,5 и 2,6-3,5 км/км² – по 0,24; 3,6-4,5 км/км² – 0,12 шт/км², а затем возрастает: более 4,6 км/км² – 0,27. Это объясняется появлением в крутых бортах речных долин пещер-источников.

Рис. 25. Карта уклонов поверхности Бзыбского массива (по /187/, с дополнениями авторов).
Уклоны, град.: 1 – 0-15; 2 – 16-25; 3 – 26-35; 4 – более 35; 5 – карстовые полости (одной точке может соответствовать несколько полостей)

Рис. 26. Горизонтальная расчлененность Бзыбского массива (по /187/, с дополнениями авторов).
Расчлененность, км/км²: 1 – 0,0-0,5; 2 – 0,6-1,5; 3 – 1,6-2,5; 4 – 2,6-3,5; 5 – 3,6-4,5; 6 – 4,6-6,0; 7 – более 6,0; 8 – карстовые полости (одной точке может соответствовать несколько полостей)

По возрасту вмещающих пород все карстовые полости массива распределяются почти одинаково (рис. 27). Около 60% полостей всех классов заложено в барремских и около 25% – в верхнеюрских известняках. Довольно много коррозионно-эрозионных полостей (15%) выявлено в верхнемеловых известняках.

Рис. 27. Распределение карстовых полостей Бзыбского массива в отложениях разного возраста.
Полости: а – коррозионно-гравитационные; б – нивально-коррозионные; в – коррозионно-эрозионные

По морфометрическим показателям распределения карстовых полостей также близки между собой (рис. 28). Все они относятся к логнормальным с большей или меньшей левосторонней асимметрией. По протяженности и глубине среди коррозионно-гравитационных и нивально-коррозионных полостей преобладают колодцы и шахты размерами до 20 м. Для коррозионно-эрозионных преобладающей является протяженность 20-40 м (30%), а глубина – до 20 м (33%). По площади и по объему резко преобладают полости до 200 м² (75-80%) и до 200 м³ (35-60%). Вместе с тем, довольно много коррозионно-эрозионных полостей с объемом более 2000 м³ (20%).

Рис. 28. Распределение карстовых полостей Бзыбского массива по протяженности (А, м), глубине (Б, м), площади (В, м²) и объему (Г, м³).
Полости: а – коррозионно-гравитационные; б – нивально-коррозионные; в – коррозионно-эрозионные

По направлениям заложения полости района распространены довольно своеобразно (рис. 29). Для каждого из выделенных водосборов (см. раздел «Новые представления…») выявляются свои динамопары, на долю которых приходится статистически достоверное количество измерений, превышающее односигмовый предел. Для западного водосбора (№ 3, 1,8 км; С_v = 0,67) это 40-50° и 300-310°; для южного (№ 5, 21,8 км; С_v = 0,53) – 50-60° и 270-280°; для центрального (№ 6, 15,4 км; С_v = 0,40) – 30-40°, 60-70°, 280-290° и 300-310°; для Дурипшского плато (3,4 км; С_v = 0,98) – 40-50° и 0-10°. Близки и вторые по частоте встречаемости динамопары (в большинстве случаев – 0-10° и 350-360°, реже – 30-40° и 320-330°). Таким образом, подтверждается сделанный ранее вывод о том, что в пределах района наибольшее карстологическое и гидрогеологическое значение имеют динамопары кавказского (30-40 и 300- 310°0) и субмеридионального (350-100 и 270-280°) направлений.

Рис. 29. Направления ходов карстовых полостей, расположенных на разных водосборах Бзыбского массива и на Дурипшском плато (ДП)

Морфология карстовых полостей. Полости коррозионно-гравитационного класса локализуются в прибровочной зоне плато и крутых склонов древних троговых долин. Они представлены трещинными колодцами, шахтами и пещерами, заложенными по трещинам бортового отпора, часто располагающимися кулисообразно (рис. 35). Обычно имеют щелевидную форму (клин, сужающийся кверху или книзу), иногда состоят из системы трещинных ходов, разобщенных глыбовыми навалами. Судя по имеющимся описаниям /90/ самой крупной полостью этого класса является шахта Чача на междуречье Ыгри-Хипста (глубина 300 м).

Полости нивально-коррозионного класса по морфологии подразделяются на конусовидный (12%), цилиндрический (31%), щелевидный (33%) и сложный (24%) типы (рис. 36). В первых трех случаях развитие полостей происходит за счет попадания снега внутрь полости зимой и его стаивания летом. Когда полость достигает предельной глубины (она зависит от диаметра и ориентировки входа по отношению к преобладающим ветрам), снег на дне перестает стаивать летом и офирновывается. Свежий снег, стаивая на поверхности фирна, образует в нем промоины, а в их основании начинают расти небольшие ответвления пещерных ходов. Так образуются корневидные подтипы полостей. Сложный тип нивально-коррозионных полостей имеет иной генезис. Это узкие колодцы и шахты причудливой конфигурации, которые формируются при таянии снега на поверхности – под структурными уступами, на карровых полях и пр. Такие полости имеют специфический микроклимат. Воздух в них обычно значительно теплее, чем в полостях первых трех типов, представляющих собою «холодные мешки». С высотой их средняя плотность несколько увеличивается – на 1600-1800 м она составляет в среднем 0,26, 1800-2000 м – 0,67, 2000-2200 м – 0,85, 2200-2400 м – 0,89 шт/км². Полости этого класса по расположению, глубине и форме испытывают четкую зависимость от оледенения. 65% полостей представлено колодцами (глубина более 20 м), которые заложились после основной стадии оледенения и не были переработаны ледником. Более крупные полости, напротив, носят следы гляциальной переработки входов. На это справедливо указывал и З.К. Тинтилозов /180, 181/. Кривая распределения нивально-коррозионных полостей по глубине в целом почти совпадает с аналогичной кривой для Горного Крыма (λ-критерий 0,31). Отличия имеются только в его верхней части: из-за разницы высот и климатических условий в Крыму меньше полостей глубиной до 10 м (на 9%) и больше – глубиной 10-20 м (на 18%).

Полости коррозионно-эрозионного класса, как и в других карстовых районах, наиболее разнообразны и представляют большой научный, спортивный и экскурсионный интерес /72/. К ним относятся глубочайшие карстовые полости Мира, в том числе, шахты В. Пантюхина и Снежная. На Бзыбском массиве полости этого класса представлены всеми типами: пещеры-поноры, шахты-поноры, вскрытые пещеры, пещеры-источники (рис. 37).

Пещеры-поноры представляют собой полости-поглотители. Они располагаются в древних трогах и на элементах гидрографической сети плато и склонов. Часто бывают заполнены снегом и льдом. Морфологически довольно однообразны, закладываясь или по трещинам напластования, или по тектоническим трещинам.

Шахты-поноры также имеют функции поглотителя, но морфологически весьма разнообразны, так как используют в основном вертикальную тектоническую трещиноватость или зоны дробления близ разрывных нарушений. Имеют каскадное или спиральное строение, причем высота каскадов колеблется в широких пределах от 5-10 до 200 м (шахта В. Пантюхина, Снежная и др.). Субгоризонтальные участки тяготеют к центральным частям тектонических блоков, а вертикальные – к зонам межблоковых контактов.

Вскрытые пещеры состоят из входного ствола диаметром от 2 до 20 м и глубиной от 5 до 50 м, и вскрытой им более древней галереи. Морфологически они весьма разнообразны, так как возможны самые разные варианты вскрытия (денудационный, коррозионный, эрозионный, гляциальный и пр.).

Пещеры-источники на Бзыбском массиве довольно редки. В нижнем поясе склонов известно несколько обводненных пещер, имеющих небольшие размеры. Особняком стоит пещера-источник Мчишта, исследования которой стали возможны только после успешного преодоления с аквалангом протяженного входного сифона. Ее описание будет приведено ниже. На плато и в верхнем ярусе склонов имеются только реликтовые пещеры-источники, давно покинутые водой и переработанные другими агентами (в основном – снегом).

В заключение следует сделать важное замечание. В целом морфогенетическая классификация, предложенная одним из авторов для Горного Крыма /68/, удовлетворительно работает в средневысотных карстовых массивах Кавказа (Алек, Ахцу и др., /75/), а также, как показывают приведенные выше материалы – на высокогорье. Последние исследования /105 и др./ внесли в нее существенные коррективы. Было доказано, что в приповерхностной зоне карстовых массивов может происходить концентрация стока за счет изменения модуля трещиноватости по глубине. При этом формирование карстовых полостей начинается не в зонах сосредоточения поверхностного стока (пещеры- и шахты-поноры), а иногда – в совершенно противоположных условиях – под карровыми полями, на выровненных участках склонов и пр. Затем эти полости вскрываются провалом свода и происходит моделирование их входных частей нивальными процессами, морозным выветриванием и пр. Признавая справедливость выявленных механизмов, авторы, к сожалению, не могли использовать эту концепцию при обобщении имеющихся материалов. Видимо, среди коррозионно-эрозионных полостей (пещер- и шахт-поноров) следует различать полости-поноры, получающие или получавшие инфлюационный сток постоянных или временных поверхностных водотоков и как следствие, тяготеющих к современной или древней гидрографической сети, и полости-поноры, питающиеся за счет концентрации и перераспределения (подземной инфлюации) вод на границе трещиноватой зоны коры выветривания известняковых пород и более монолитной внутренней части карстового массива. Такие полости имеют четкую приуроченность к гидрогеологически активным тектоническим нарушениям, отводящим подземные воды внутрь массива /105/. Имея данные только о планах и разрезах карстовых полостей, невозможно сделать выводы о деталях истории их образования. Очевидно, что многие из шахт-поноров и, в особенности, вскрытых полостей, образовались в соответствии со схемой А.Б. Климчука. Вероятно, значительно больше полостей вскрыто провалами свода. В этом направлении нужны дополнительные полевые исследования.

Коррозионно-эрозионные полости Дурипшского и Отхарского плато морфологически довольно просты (рис. 30). Пещеры-поноры и шахты-поноры начинаются на поверхности плато со дна провальных и суффозионных воронок в толще покровных четвертичных глин. Со дна воронки или колодца начинается извилистая субгоризонтальная галерея, по которой течет водоток. В отдельных случаях этот водоток врезается в подстилающие коренные отложения(палеогеновые или неогеновые глины) и тогда галерея приобретает более сложное поперечное сечение. Вскрытые пещеры представляют собой субгоризонтальную галерею, вскрытую провалом свода. Размеры провала могут быть различными – от десятков сантиметров до десятков метров в диаметре. Пещеры-источники представляют собой выводные каналы подземных водотоков, разгружающихся в рр. Хипста и Гудау. Иногда формируются полости, определить принадлежность которых к тому или иному типу невозможно. Например, Нижняя Лыхненская пещера – это пещера-понор в верхней части, вскрытая пещера в средней и пещера-источник в нижней. При вскрытии единая полость может распадаться на две отдельные пещеры. Именно поэтому в литературе имеются большие противоречия в описаниях. Например, пещера Куркури описывается как Тваанарху, а часть ее – как Школьная.

Рис. 30. Коррозионно-эрозионные полости Дурипшского плато.
Типы полостей: А – пещера-понор, Б – шахта-понор, В - вскрытая пещера, Г – пещера-источник

Морфологические особенности пещер плато детально описали Б.А. Гергедава /44-46/, З.К. Тинтилозов /178, 180/ и другие исследователи. В последние предвоенные годы много сделали в изучении пещер района одесские спелеологи /173/.

Крупные коррозионно-эрозионные полости. Наибольший научный и спортивный интерес представляют крупные (протяженность более 500 м, глубина более 100 м) полости. На Бзыбском массиве известно 55 таких полостей. Описания 39 из них приведены в III томе Кадастра крупных карстовых полостей СССР /77/. Чтобы не повторять его, в настоящем разделе даются описания только наиболее крупных систем, дренирующих отдельные водосборы Бзыбского массива, а для остальных крупных полостей приводятся их уменьшенные планы и разрезы. Все полости группируются по водосборам (рис. 61). Принципы их выделения рассматриваются ниже.

В пределах северного (№2), северо-восточного (№1) и юго-западного (№4) водосборов крупных карстовых полостей нет.

Западный водосбор (№3) имеет площадь 42 км² и охватывает вершинную поверхность и склоны массива от вершины Абац до Бзыби (рис. 1). В его пределах известно 7 крупных полостей (табл. 11, рис. 31).

Таблица 12

Морфометрическая характеристика крупных полостей западного водосбора

Кадастровый номер	Название полости	Протяжен- ность, м	Глубина, м	Площадь, м²	Объем, м³	Высота входа, м	Возраст пород	Тип полости
31-3	В. Пантюхина	5530	1508	14300	28000	1825	K1br	Шахта- понор
50-21	Богуминская	800	450	2500	20400	2025	K1br	Шахта- понор
49-1	Багьянская	370	210	800	5400	1750	K1br	Шахта- понор
31-7	Тавберидзе	200	160	20	4000	1800	K1br	Шахта- понор
30-1	Юнона	580	155	1500	6000	1550	K1br	Пещера- понор
49-6	Надежда	130	115	25	3000	1710	K1br	Шахта- понор
30-7	Стахановская	118	108	50	4800	1550	K1br	Шахта- понор

Рис. 31. Разрезы крупных полостей западного водосбора (кроме В. Пантюхина).
1 – Тавберидзе, 2 – Богуминская, 3 – Надежда, 4 – Стахановская, 5 – Багьянская, 6 – Юнона

Наиболее крупной по всем параметрам является самая глубокая полость СНГ – В. Пантюхина. Вход в нее располагается в небольшой воронке на дне раскарстованной долины, протянувшейся на 1300 м параллельно северному борту массива и трогу Багья. Расстояние до бровки – 700 м, до дна трога – 800 м. Судя по особенностям морфологии долины и отложениям на дне, в ней не было четвертичного оледенения, но существовал постоянный сток, который поддерживало таяние снежников.

Шахта-понор В. Пантюхина начинается наклонным ходом, который на глубине 30 м принимает боковой отвершек (рис. 32). В 200 м от входа располагается 107-метровая шахта, со дна которой начинается каскад вертикальных стволов колодцев и шахт: 44, 32, 22, 24, 18, 16, 20, 25, 28, 28, 55, 11, 21, 27 и 33 м. Каскад заложен в барремских известняках в приразрывной зоне крупного субмеридионального нарушения. В плане он образует сложную спираль из колодцев и шахт, отделенных друг от друга небольшими наклонными площадками длиной 3-5 м, а в нижней части – короткими (25-40 м) галереями. В основании каскада, на глубине 600 м находится протяженная 750-метровая субгоризонтальная галерея с небольшими колодцами на дне. Она заложена в валанжин-готеривских мергелистых известняках и в плане образует несколько колен. В галерею открываются 3 боковых хода. Наиболее крупные из них – Глиняный и Гелектитовый имеют протяженность до 100 м. В средней части галереи имеется глиняный сифон, перед которым образуется небольшое слабопроточное озеро. После 27- метровой шахты ход продолжается и через 200 м обрывается в шахту «Слава Севастополю» (29 и 11 м), со дна которой начинается 100-метровая наклонная галерея, где обычно оборудуется базовый лагерь («Пермская база», глубина 760 м). Галерея открывается в каскад колодцев и шахт с глубинами 34, 8, 15, 84, 63, 13 м (Большой колодец), а затем 6, 11, 9, 7, 5, 9, 12, 10, 12,19, 12, 33, 8, 9, 7, 14, 14 м. Эти колодцы заложены в кимеридж-титонских известняках и также образуют в плане сложную спираль, приуроченную к зоне дробления вдоль второго субмеридионального нарушения, ограничивающего блок шахты с востока. Расстояние между этими нарушениями 560 м Они четко прослеживаются в рельефе по седлам на водораздельных гребнях, цепочкам воронок, эскарпам. Со дна каскада на глубине 1300 м начинается субгоризонтальный ход, ориентированный параллельно основной галерее. Два его слепых отвершка протяженностью 75 и 150 м, заканчиваются сифонами, а основной наклонный ход открывается в протяженную(675 м), широкую (до 15 м) и высокую (до 18 м) галерею Артура Григоряна, на глубине 1445 м кончающуюся сифоном. С развилки на глубине 1420 м начинается восходящий ход Скорпион, утыкающийся в сифон на глубине1395 м, и нисходящий Крымский ход. В 200 м от развилки находится последнее разветвление системы: на запад уходит основной, нисходящий ход Песчаный каньон, через 130 м кончающийся сифоном на глубине 1508 м, на восток – восходящий Сталактитовый ход, через 310 м кончающийся двумя сифонами на глубине 1425 м. Эта часть полости уже заложена в оксфордских песчанистых известняках.

Рис. 32. План (А) и проекция на плоскость 1-1¹; (Б) шахты-понора В. Пантюхина (по материалам Керченской комиссии спелеотуризма, переработано авторами)
1 – вход, 2 – 107-метровая шахта, 3 – первый каскад колодцев, 4 – «уровень 600», 5 – Большой колодец, 6 – галерея Григоряна, 7 – ход Скорпион, 8 – Крымский ход, 9 – Сталактитовый ход, 10 – Песчаный каньон; 11 – уровень затопления в паводок (на разрезе)

Общая протяженность системы по данным топографической съемки, выполненной керченскими (рук. В. Рыбкин) и симферопольскими спелеологами (рук. В. Кузнецов)^[2], составляет 5530 м, глубина – 1508 м, площадь – 14300 м², объем – 280000 м³. Опыт с окрашиванием воды в шахте-поноре Богуминская (вход находится в 400 м к юго-востоку от самой дальней восточной точки шахты В. Пантюхина) показал, что краска проходит через систему (появляется на глубине около 600 м) и выходит на поверхность в источниках против Голубого озера (100 м.в.у.м.). При высоте входа в Богуминскую 2025 м, это дает глубину дренажа 1925 м.

Характерной особенностью системы В. Пантюхина является ее слабая обводненность. Фактически на полную глубину в ней нет крупных водотоков. Имеются только небольшие ручьи, уходящие в сифоны или питающиеся из них. После довольно сильных ливней на поверхности шахта также обводняется слабо. Но вся нижняя часть полости может подтапливаться за счет поступления воды со смежных и достаточно удаленных водосборов. Зафиксированный подъем уровня воды достигает 125 м.

Пять крупных полостей водосбора представляют собой довольно простые по морфологии шахты-поноры (рис. 31). Самая крупная из них, шахта Багьянская, располагается на водоразделе между долиной с шахтой В. Пантюхина и трогом Багья. Она пройдена почти на 450 м, однако топосъемкой обеспечена только ее верхняя часть. Пещера-понор Юнона представляет собой щелевидную наклонную галерею с небольшими внутренними колодцами и залоподобными расширениями. По ней протекает небольшой ручей. Уклон полости почти совпадает с уклоном поверхности.

Южный водосбор (№ 5) имеет площадь 163 км² и охватывает вершинную поверхность массива между вершинами Абац-Чибжагра-Напра и его южный склон до Калдахварского сброса (включая поверхностный водосбор р. Ыгри). В пределах водосбора известно 26 крупных полостей (табл. 12, рис. 33, 34). Часть из них располагается в эрозионной сети, расчленяющей вершинную поверхность массива (ТК–80/160, Графский провал, Радужная, Чапарская, Шацхоцринская, Оркус, Чипширинская, Донецкая), часть – на южном склоне массива. Это, в основном, шахты-поноры, имеющие самую разнообразную морфологию. В первом приближении их можно подразделить на 4 типа: стволовые (12%), стволовые с расширением или боковыми ходами (28%), каскадные (44%), наклонные (16%).

Таблица 12

Морфологическая характеристика крупных полостей Южного водосбора

Кадастровый номер	Название полости	Протяжен- ность, м	Глубина, м	Площадь, м²	Объем, м³	Высота входа, м	Тип полости
68-1	Напра	3170	970	8200	41000	2350	Шахта-понор
84-1	Пионерская	1700	815	4900	65000	1500	Шахта-понор
	Графский провал	1750	770	4400	44000	2310	Шахта-понор
68-8	Форельная	1500	740	3000	42000	1900	Шахта-понор
67-2	Весенняя	2000	550	950	10000	1650	Шахта-понор
65-1	Ноктюрн	1460	462	1870	7000	1960	Шахта-понор
68-2	Студенческая	785	350	2000	16625	2000	Шахта-понор
67-5	Изабелла	510	245	1100	10000	1700	Шахта-понор
101-7	Белорусская	300	210	300	45000	800	Шахта-понор
52-7	Шацхоцринская	585	181	950	7700	2200	Вскрытая пещера
67-3	Капризная	200	175	25	4500	1700	Шахта-понор
118-1	Мчишта	4200	153	46000	380000	70	Пещера-источник
51-6	Радужная	350	160	265	2200	2100	Шахта-понор
50-18	ТК-80/160	205	160	120	6000	2100	Шахта-понор
70-7	Чипширская	480	150	210	8300	2100	Шахта-понор
51-64	Оркус	185	150	80	6000	2175	Шахта-понор
89-8	Пилугская	360	140	400	2600	1700	Шахта-понор
67-11	Черногорская	265	140	400	4000	1950	Шахта-понор
51-83	Чапарская	250	125	20	2100	2100	Шахта-понор
70-14	Жога	350	120	560	10730	2100	Шахта-понор
69-15	Сибирская	230	120	150	1900	2200	Шахта-понор
52-34	Чипширинская	180	117	140	1600	2250	Шахта-понор
51-65	Донецкая	170	110	550	4900	2000	Шахта-понор
67-12	Енисейская	260	102	620	1360	2000	Шахта-понор
84-5	82-102	110	102	25	7340	1600	Шахта-понор
67-10	НКСС 83/1	152	100	285	305	1580	Шахта-понор

Рис. 33. Разрезы крупных полостей южного водосбора (кроме Мчишты).
1 – НКСС-83/1, 2 – 82-102, 3 – Енисейская, 4 – Донецкая, 5 – Жога, 6 – Сибирская, 7 – Чапарская, 8 – Чипширинская, 9 – Пилугская, 10 – Черногорская, 11 – Оркус, 12 – Чипширская, 13 – ТК-80/160, 14 – Радужная, 15 – Капризная, 16 – Шацхоцринская, 17 – Белорусская, 18 – Изабелла, 19 – Студенческая

Рис. 34. Разрезы крупных полостей южного водосбора (кроме Мчишты).
1 – Ноктюрн, 2 – Весенняя, 3 – Форельная, 4 – Графский провал, 5 – Пионерская, 6 – Напра

Наиболее характерным примером стволовой полости является шахта ТК-80/160 (рис. 33). Она представляет собой прямоствольную шахту овального сечения с размерами 10х5 м. Свободный пролет 150 м. Небольшие уступы имеются на глубине 15 и 130 м. С глубины 110 м через окно можно попасть в параллельный колодец. На дне имеются обвально-осыпные отложения, глина. В нишах на стенах – отдельные натеки.

Стволовые полости с расширением представляет шахта НКСС-83/1 (рис. 33). Она состоит из слабо наклонного ствола, на глубине 70 м расширяющейся в зал размерами 15 х 20 м. С его дна начинается колодец, выводящий в нижний зал с наклонным полом, покрытым глыбовым навалом.

Наиболее широко представлены каскадные полости, состоящие из чередующихся вертикальных и наклонных участков разной протяженности. В геологическом отношении наибольший интерес представляют шахты Напра и Форельная.

Вход в шахту Напра (рис. 34) располагается в 20 м от вершины того же названия, в воронке. До глубины 190 м полость представляет собой систему пересекающихся вертикальных закарстованных трещин, заваленных глыбами и покрытых глиной. Далее они переходят в систему колодцев с узкими соединительными ходами, имеющую уже более четкие следы проработки текущими водами. На глубине 450-630 м имеет несколько нисходящих ветвей, кончающихся на глубине 590, 610, 630 м. С глубины 870 м начинается наклонная часть полости. В шахте имеются ручьи на разных уровнях, несколько сифонов, а в нижней части – поток с расходом до 50 л/с. Опытом с окрашиванием доказана связь полости с пещерой-источником Мчишта. Вторичные отложения представлены обвально-гравитационными, остаточными, водными механическими и водными хемогенными (покровные натеки, гуры, пещерный жемчуг, геликтиты) образованиями.

Полость формировалась без питающего водосбора, по схеме, предложенной А.Б. Климчуком /105/. Детальная геологическая съемка, выполненная на поверхности сотрудниками СГУ, показала, что полость заложена в ядре антиклинальной структуры, сложенной верхнеюрскими известняками, разбитыми тектоническими трещинами двух основных направлений: 40 и 310°, 0 и 90° /77/.

Вход в шахту Форельная (рис. 34) располагается в нижней части эскарпа, отчленяющего от моноклинали южного склона массива тектонический блок «Крепость». Полость состоит из четырех морфологически различных участков. Верхний (в диапазоне глубин 0…-200 м) состоит из каскада колодцев, заложенных в зоне дробления между северным блоком и блоком «Крепость». Средний представляет собой извилистый узкий меандр протяженностью свыше 400 м. Он проработан в пределах блока «Крепость» и располагается на отметках –200…-250 м. Третий участок заложен в южной зоне дробления и представляет собой 400-метровую вертикальную щель, местами расширяющуюся в небольшие залы или перекрытую глыбовыми навалами. Четвертый участок – наклонные ходы, заложенные в пределах южного блока параллельно плоскости сместителя.

Примером наклонной полости может служить шахта-понор Пионерская (рис. 34). Она находится в борту небольшой карстовой воронки. Начинается колодцем глубиной 16 м. До глубины 330 м следует серия колодцев, каскадов и уступов глубиной 15, 25, 40, 10, 35, 15, 45, 20, 65, 10, 10 м, разделенных небольшими по глубине узкими ходами. С глубины 330 м появляется постоянный ручей. Вертикальные участки сменяются протяженными меандрами, разделенными шахтами 20, 40 и 20 м. Самый протяженный меандр (1300 м) находится на глубине 450 м. Он кончается 50-метровым колодцем, за которым продолжаются извилистые ходы. На глубине 600 м находится небольшой зал с озером. Далее следует узкий, круто наклонный ход протяженностью 130 м и широкий 40-метровый колодец. Со дна его начинается серия чередующихся наклонных ходов и небольших уступов, кончающихся на глубине 815 м непроходимой обводненной щелью. Геологическая съемка, выполненная над полостью отрядом СГУ, показала, что она заложена в полого падающих на юг нижнемеловых известняках, разбитых на несколько блоков. Блоки хорошо маркируют изменения углов наклона известняков на 5-10°, которые отражаются в морфологии склона и полости (горизонтальные площадки).

Кроме шахт-поноров в пределах южного водосбора известно несколько пещер-источников. Наибольший интерес представляет исследованная в 80-90 гг. с использованием акваланга пещера-источник Мчишта (рис.35). Входы в пещеру располагаются в крупноглыбовом развале в основании 100-метровой отвесной скалы, маркирующей северный фланг Калдахварского сброса. Ближняя часть основного хода в межень доступна на 20 м. Далее начинается сифонное озеро. О наличии здесь большой полости неоднократно писал З.К. Тинтилозов /180 и др./. В 1982 г. Институт геофизики АН ГССР провел полевые исследования методами ВЭЗ. «Геофизические наблюдения неопровержимо подтвердили наличие на глубине 50-70 м от поверхности заполненных водой и воздухом гигантских полостей» /189, с.35/.

Рис. 35. План и развертки по линиям 1-1¹, 2-2¹ и 3-3¹ пещеры-источника Мчишта (по данным Красноярской комиссии спелеотуризма)

Входной сифон общей протяженностью 340 м состоит из двух колен. Первое, начинающееся из главного хода, имеет длину 100 м при глубине –45 м. В плане сифон имеет сложную конфигурацию с боковыми ответвлениями и воздушными куполами. Ширина первого колена около 3 м, второго – от 10 до 50 м. В правом ответвлении имеется подводный колодец, начинающийся на глубине 20 м от поверхности воды, в котором французский спелеолог Кл. Тулумжан погрузился на –73 м, не достигнув дна. Следующее правое ответвление приводит в объемный лабиринт протяженностью около 1 км. Отдельные его купола поднимаются на 80 м выше уровня входа, подходя близко к поверхности. Здесь широко развиты глыбовые навалы, имеются натеки. В крайней восточной части лабиринта располагается третий сифон (длина 120 м, глубина –20 м, имеется продолжение).

Основная часть полости начинается в левом ответвлении входного сифона. Она представляет собой протяженную (1400 м), широкую (5-20 м) и высокую (5-16 м) галерею, местами принимающую короткие боковые притоки, поднимающиеся на 20-50 м выше уровня входа, либо распадающуюся на серию параллельных ходов-колец меньшего сечения. На дне галереи имеется глыбовый навал, отдельные озера. Наиболее перспективны два боковых притока субмеридионального простирания. Первый из них протяженностью 220 м на отметке +50 м кончается сифоном (пройден до –15 м, есть продолжение). Второй, начинающийся на дне 20-метрового колодца, продолжается в виде коленообразной галереи до глубины 48 м. Его протяженность 320 м, имеется продолжение.

Общая протяженность пещеры 4200 м (в том числе 780 м сифонов), амплитуда 153 м (-73…+80 м), площадь 46000 м², объем 380000 м³. Исследования полости выполняли в основном красноярские спелеоподводники (рук. П. Миненков). В работах принимали участие спелеологи многих городов СНГ и дальнего зарубежья (Нор, 1995). Описание по плану и разрезу, предоставленному П. Миненковым, выполнил В.Н. Дублянский. Геологические условия заложения пещеры рассмотрены ниже.

Центральный водосбор (№ 6) имеет площадь 157 км² и охватывает значительную часть бассейна р. Хипста, а также смежных бассейнов рр. Решевая и Аапста. Из него выделяются три водосбора второго порядка, питающие источник Бат (6а, 53 км²), систему Снежная-Меженного (6б, 26 км²) и остальную часть бассейна Хипсты (6в, 88 км²).

В пределах водосбора известно 15 полостей (табл. 13). Еще 6 полостей глубиной от 100 до 400 м, пока не имеют планов и описаний (Башко – 400 м, ЛКТ – 270 м, Плакучая – 140 м, Загадка – 120 м, Крокодил – 180 м, Новосибирская – 100 м). Нет полных данных и по шахтам-понорам Алексинского (-465 м), Вулкан (-300 м) и Чача (-300 м).

Таблица 13

Морфометрическая характеристика крупных полостей Центрального водосбора

Кадастровый номер	Название полости	Протяжен- ность, м	Глубина, м	Площадь, м²	Объем, м³	Высота входа, м	Тип полости
6 а
41-1	Алексинского	800	465	-	-	2500	Шахта-понор
57-1	Вернисаж	275	172	300	4270	2450	Шахта-понор
35-1	КРЭ 16-82	300	160	600	9000	2200	Шахта-понор
54-19	Химсульская	150	120	170	630	2200	Шахта-понор
6 б
93-9	Снежная-Меженного	19000	1370	100000	1,6 млн.	2000	Шахта-понор
23-15	Сувенир	950	430	1800	15000	1700	Шахта-понор
109-2	Каньон-Самохват	350	320	500	-	1100	Шахта-понор
92-2	Вулкан	-	300	-	-	2350	Шахта-понор
109-3	Ветерок	330	270	410	830	1200	Шахта-понор
93-16	Не в коня корм	200	155	90	10000	1900	Шахта-понор
92-3	Ижевская	125	112	30	2700	2400	Шахта-понор
92-1	Глухая	160	112	70	390	1750	Шахта-понор
6 в
89-15	Чача	320	300	-	-	1200	Кг*
58-3	Камнепадная	205	145	40	5500	2200	Шахта-понор
89-14	НСЭ 81-110	160	110	120	9000	1800	Шахта-понор

* Кг – коррозионно-гравитационная шахта

Большинство полостей района имеет каскадный и стволовой облик (рис. 36). Наибольший интерес среди одиночных полостей представляют шахты-поноры Сувенир и Каньон-Самохват.

Рис. 36. Разрезы крупных полостей центрального водосбора (кроме Снежной- Меженного).
1 – НСЭ 81-110, 2 – Ижевская, 3 – Глухая, 4 – Химсульская, 5 – Камнепадная, 6 – Не в коня корм, 7 – КРЭ-16-82, 8 – Вернисаж, 9 – Ветерок, 10 – Каньон-Самохват, 11 – Сувенир, Алексинского

Шахта Сувенир располагается в борту моренно-подпрудной озерной котловины в основании отрога хребта Раздельного, на котором находится вход в шахту Снежная. До глубины 135 м она состоит из каскада внутренних колодцев глубиной от 6 до 30 м, разделенных узкими трещинными ходами. Один из них выводит в свод 24-метрового колодца, со дна которого начинается 30-метровый колодец. Отсюда через 83-метровую обводненную или 100-метровую сухую шахту можно попасть в обвальный зал. Щели между глыбами выводят к тупиковым колодцам и залам на глубине 430 м. Связь полости с системой Снежной не доказана, хотя сомнений не вызывает.

Шахта Каньон-Самохват находится в тальвеге сухого водотока, берущего начало на плато Хипстинского массива. Она заложена по трещинам 0 и 180°, представляя собой комбинацию входной 100-метровой и внутренней 220-метровой шахты (рис. 36). В верхней и нижней частях ее имеются глыбовые навалы, покрывающие расклиненные между стенами полости скальные блоки. На дне имеется сифонное озерцо, преодолеть которое с аквалангом не удалось. На глубине около 300 м в основной ствол шахты Каньон открывается каскад колодцев, пройденный в 1989 г. спелеологами МГУ из находящейся неподалеку шахты Самохват. Окрашивание показало, что система Каньон-Самохват имеет связь с системой Снежная-Меженного.

Система Снежная-Меженного (рис. 37) без сомнений, является наиболее интересным объектом в пределах центрального водосбора. Она располагается на южном склоне хребта Раздельного и дренирует почти все плато Хипстинского массива. В настоящее время известны два входа в систему: через шахту-понор Снежная и шахту-понор Меженного.

Рис. 37. План (А) и проекции на плоскости 1-1¹ и 2-2¹ (Б) системы Снежная- Меженного.
1 – вход в шахту-понор Меженного, 2 – ручей Невский, 3 – соединение, 4 – вход в шахту-понор Снежная, 4а – вход в шахту-понор Сувенир, 5 – Большой зал, 6 – Университетский зал, 7 – ручей Водопадный, 8 – Верхняя река, 9 – зал Надежды, 10 – ручей Новый; залы: 11 – Победы, 12 – Дольмен, 13 – VII завала, 14 – Гремящий, 15 – Усикова, 16 – Глиняный, 17 – ИГАН, 18 – Икс, 19 – Пенелопы

Вход в Снежную находится в нижней части слепой долины, расположенной на борту одного из контрфорсов хребта Раздельного. Он представляет собой воронку диаметром 30 х 50м с крутыми бортами, переходящую во входной зал, заполненный снегом. Со дна его начинается каскад колодцев, забитых снегом и фирновым льдом, выводящий в Большой зал на глубине 200 м. Он имеет площадь около 5500 м² (табл. 14) и также покрыт снегом и льдом. Это самое глубокорасположенное местонахождение снега и льда, известное в СНГ. Узкий проход приводит к Малому залу, за которым начинается лабиринт, состоящий из трещинных ходов, соединенных колодцами 12, 23 и 15 м. 20-метровый колодец открывается в 160-метровый Большой колодец, на дне которого располагается Университетский зал (3000 м²). Через глыбовый навал на его дне можно проникнуть на глубину 525 м к ручью Водопадному. Он течет по глубокой расщелине шириной 1,5-2,0 м, несколько раз пропадает в глыбовых навалах и на глубине около 700 м впадает в подземную реку (Старая река). Ход, идущий вверх по ручью (протяженность около 1 км), выходит в основание шахты.

Таблица 14

Морфометрические показатели наиболее крупных залов системы Снежная /138/

Зал	Перепад высот от входа, м	Длина, м	Ширина, м	Высота, м	Площадь, тыс. м²	Объем, тыс. м³
Большой	200	140	90	60	5,5	200
Университетский	460	75	50	100	3	100
Надежды	640	135	45	25	4	80
Победы	650	110	30	30	2	30
Анфилада 1	630	140	50	15	6,4	70
Анфилада 2	630	75	40	20	2,1	30
Верхней реки (нижний)	540	60	20	20	0,6	10
Верхней реки (верхний)	480	90	30	25	1,5	40
Дольмена	730	120	-	25	-	20
VII завала №1	840	60	20	15	-	10
VII завала №2	850	-	-	-	-	20
Гремящий	900	60	-	-	-	10
Усикова	980	40	18	35	0,6	20
Глиняный	1000	60	-	20	-	10
ИГАН	1150	45	20	25	0,55	15
Икс	1300	220	70	50	11	250
Всего					37,25	915

К Старой реке можно попасть и через шахту-понор Меженного. Вход в нее располагается в тальвеге временного водотока на склоне хребта Раздельного, в 1,25 км к северо-востоку от входа в Снежную. Современного водосбора полость не имеет и постоянный водоток начинается с глубины 160 м. Вертикальная часть полости представляет собой каскад из 28 колодцев глубиной 5-30 м, соединенных короткими горизонтальными ходами. С глубины 380 м начинается узкая (0,5-1,0 м) наклонная галерея, через 50-80 м прерывающаяся колодцами глубиной до 15 м. На глубине около 500 м она входит в более крупную полость, принимающую в этой точке правый приток протяженностью 520 м, кончающийся сифоном. После слияния начинается наклонный ход шириной до 4 м, прерывающийся глыбовыми навалами. На глубине 535 м он принимает слева значительный приток (протяженность более 500 м), а затем – еще более крупный приток – ручей Невский (протяженность около 1000 м). На участке от развилки до соединения с Верхней рекой шахты Снежной (расстояние по прямой 1 км) галерея неоднократно распадается на два параллельных хода. Местами она образует залоподобные расширения (зал Юпитера и др.).

Старая река образуется в результате слияния водотока, поступающего из шахты Меженного и ручья Водопадного. Через 160 м она исчезает под завалом, который долгое время преодолеть не удавалось. После открытия под завалом огромных обвальных залов Анфилада 1, 2, Надежды и Победы (табл. 14), принимающих несколько притоков (в том числе – ручей Новый протяженность более 900 м), удалось обойти завал и снова выйти на реку. Она течет в узкой (2-4 м), но высокой галерее, занимая почти все ее ложе, а местами образуя проточные озера глубиной более 2 м. На участке от зала Победы до зала Дольмена она принимает один правый (ручей Заблуждения, около 500 м) и два безымянных левых (более 1 км и около 500 м) притока. Зал Дольмена расположен на глубине 770 м. Его дно загромождено огромными глыбами известняка. Далее подземная река протекает в широкой и высокой (потолки обычно не просматриваются) галерее, местами расширяющейся в залы (VII завала, Гремящий, Усикова, Глиняный, ИГАН, Пенелопы, Икс; табл. 14). Самое сложное препятствие на этом участке полости – водопады (Рекордный с высотой падения 25 м на глубине 940 м, Озерный – около 20 м на 1010 м, Олимпийский – общая высота каскада более 30 м на 1270 м и др.). Нелегким является и обход глыбовых завалов, мощность которых в нижней части полости превышает 120 м.

Общая протяженность системы Снежная-Меженного превышает 19 км (по /216/ - 20 км), глубина достигает 1370 м (-1335 м от входа в Снежную, +35 м – с учетом более высокого положения входа Меженного). Площадь полости 63,0 тыс. м² (оценка), объем – 1,74 млн. м³ (оценка /138/).

Относительно морфометрических характеристик системы Снежная-Меженного, также как и других крупных полостей массива, необходимо сделать несколько замечаний. Их кондиционная съемка (отвечающая принятому за рубежом классу точности) остается трудноразрешимой проблемой. В системе Снежная гидронивелирование, дающее при правильной организации работ и хорошей тарировке приборов лучшие результаты (ошибка до 2%), до дна не проводилось. Для определения глубины полости использовались микробарометры /130/, что, по мнению первооткрывателей, обеспечивает малую величину ошибки измерений. К сожалению, при этом сохраняется группа ошибок, возникновение которых связано с резкими колебаниями величины барической ступени. Специальные работы, выполненные в пещерах и шахтах Крыма, показали, что на протяжении суток она может меняться почти в 3 раза – от 7,1 до 20,6 м/мм. рт. ст. /79/. Поэтому данные о глубине систем Снежной и В. Пантюхина следует считать предварительными.

Относительно геологических условий заложения системы Снежная пока тоже нет единого мнения. Одни исследователи считают, что верхняя ее часть заложена в массивных и толстослоистых известняках баррема, а нижняя – в намывных брекчиях неокома; другие – что более крутые участки полости заложены в "голубых конгломератах" (?); третьи допускают, что брекчии – это отложения древних полостей, по которым развивается современная полость /130, 138/. Авторы выполнили ряд геологических пересечений массива. По их просьбе харьковские спелеологи-геологи отобрали послойные пробы пород почти всего разреза нижнего мела района. Конгломераты в разрезе отсутствуют. В средней части разреза имеется неотсортированная брекчия мощностью до 12 м, сформировавшаяся при подводном размыве /192/. В этих же условиях сформировались прослои брекчиевидных и конгломератовидных известняков, которые под землей неспециалисту легко принять за брекчии и конгломераты. «Голубые конгломераты», описанные А.И. Морозовым, это какириты и катаклазиты приразрывных зон, которые часто имеют фиолетово-серый оттенок. Таким образом, верхняя часть системы Снежной заложена в чистых толстослоистых, местами – брекчиевидных или конгломератовидных известняках и в продуктах их разрушения в зонах дробления; нижняя часть системы использует в основном трещины напластования в толще слоистых известняков, местами переходящих в доломитовую брекчию.

О большом значении тектонических нарушений в формировании как общего плана системы, так и отдельных деталей ее морфологии упоминают все первооткрыватели /130, 138/. Они указывают, что наиболее распространены нарушения с простиранием 130-310°. Они контролируют систему залов от Анфилады до Победы. Ширина зоны дробления достигает 10 м. Более мелкие нарушения с зонами дробления и милонитизации «оформляют» потолки залов. Полевыми отрядами СГУ выполнена геологическая и геоморфологическая съемка участка над Снежной (/79/, рис. 38). Южный макросклон хребта Раздельного разбит серией тектонических нарушений общекавказского (130-310°) и субмеридионального направлений. Эти нарушения и их динамопары (40-600 и 90-270°) обуславливают заложение поверхностных форм рельефа (эскарпы, эрозионные формы) и связанных с ними подземных коррозионно-эрозионных систем. Входные части системы заложены близ разрывных нарушений, используя брекчированные зоны. Субгоризонтальный участок от шахты Меженного до зала Победы контролируется разрывом общекавказского простирания. Ниже полость использует динамопары, имеющие субмеридиональное и субширотное простирание, а внутри блоков, между крупными нарушениями – системы трещин скалывания. Более молодые боковые притоки системы используют в основном трещины скалывания.

Рис. 38. Карстолого-геоморфологическая карта участка Бзыбского массива в районе системы Снежная-Меженного.
1 – поверхности сбросовых тектонических ступеней; 2 – тектонические нарушения, выраженные в рельефе в виде обрывов и уступов; 3 – денудационно-тектонический макросклон хребта; 4 – плиоценовая поверхность выравнивания; 5 – современные поверхности нивально-карстовых ложбин; 6 – позднеплейстоцен-голоценовые коррозионно- гравитационные склоны скалистых вершин и водоразделов; 7 – коррозионно-экзарационные поверхности позднеплейстоценовой ледниковой долины; 8 – карстово-эрозионные современные поверхности долин временных водотоков; 9 – эрозионно-карстовые позднеплейстоценовые поверхности карстовых долин; 10 – современные суффозионные карстовые воронки; 11 – позднеплейстоцен-голоценовые коррозионно-суффозионные карстовые воронки; 12 – подземные карстовые полости (проекция на поверхность); 13 – поверхности глинисто-валунных стадиальных морен; 14 – песчано-глинистые днища осушенных моренно-подпрудных озер; 15 – тектонические нарушения; 16 – направления поверхностного стока; 17 – поглощение поверхностного стока: а – в забитые обломочным материалом трещины, б – в зияющие трещины, в – в карстовые полости; 18 – входы в коррозионно-эрозионные шахты-поноры: 1 – Меженного, 2 – Сувенир, 3 – Снежная; 19 – отдельные вершины

При совместном анализе морфологии поверхностных и подземных образований получают объяснение меандры и водопады между залами Гремящий и Глиняный, Ревущим каскадом и залом Икс. Они соответствуют субгоризонтальным ступеням в рельефе, образованным опущенными известняковыми блоками. Большой интерес представляет связь многих галерей системы со стадиальными моренами и моренно-подпрудными озерами, где длительное время сохранялись хорошие условия поглощения сосредоточенного стока талых, агрессивных вод.

В пределах юго-восточного водосбора (№ 7) есть одна крупная карстовая полость – пещера-источник Ленинградская (рис. 47). Вход в нее находится на южном, обрывистом склоне г. Акугра, на высоте 1765 м. Заложение полости и поверхностных форм рельефа (гидрографическая сеть, простирание структурных уступов и пр.) контролирует региональный сброс, отделяющий моноклинальный Хипстинский блок от Акугринского блока, для которого характерно субгоризонтальное залегание известняков. По данным первооткрывателей (Ленинградская секция спелеологии) пещера имеет протяженность 1920 м, амплитуду 70 м (+15, -55 м), площадь 4800 м², объем 35 тыс. м³. По исследованиям Д.А. Усикова длина пещеры достигает 5 км, однако, данные топосъемки не предоставлены.

Основная часть полости представляет собой слабо наклонную меандрирующую галерею, по которой протекает водоток, уходящий в сифон. Опытами с окрашиванием установлено, что он разгружается частично через небольшую пещеру ЛСС-240, находящуюся на высоте 1660 м, частично – через источники, питающие р. Дзбажа на высоте 1600 и 1530 м. Это делает очень маловероятной связь между пещерами Ленинградская и Снежная, северо-восточные притоки которых пройдены до отметок 1460-1600 м. Галерея с подземной рекой соединяется со входной галереей 40-метровой шахтой, в стенах которой берут начало два хода, фактически являющиеся этажами пещеры (рис. 47). Пещера образована в основном талыми водами снежников, имеющими температуру под землей 0,2-0,5°С. В полости имеются водные хемогенные (сталактиты, сталагмиты, коры, кристаллы), обвальные и водные механические отложения /77/. Полость нуждается в дальнейших комплексных исследованиях.

Микроклимат карстовых полостей

В опубликованной литературе сведений о микроклимате карстовых полостей Бзыбского массива очень мало /197/. Это в основном разрозненные данные о температуре, влажности и скорости движения воздуха в шахте-поноре Снежная /127, 130, 134/. Несколько больше сведений приводится в отчетах спелеологических групп и материалах экспедиций СГУ, где имеются данные по отдельным замерам, выполненным в теплый период в разных карстовых полостях. Авторами обобщены и систематизированы все имеющиеся в настоящее время материалы.

Температура воздуха. Как известно /68 и др./, в любой карстовой полости можно выделить привходовую («уравнивающую») и глубинную («нейтральную») зоны. Микроклиматическим «паспортом» полости являются сведения по «нейтральной» зоне. Между температурой воздуха в ней и высотой заложения полости имеется тесная связь (r = –0,91 ± 0,06), описываемая уравнением

X = –0,004Y + 10,4.

Для полости, имеющей во входной части значительные скопления льда, характерна несколько более низкая (в среднем на 1,6°С) температура (рис. 39). Сказанное подтверждается распределением температур воздуха по глубине в шахте-поноре Снежная (/127/, рис.49). До глубины 360 м в ней отмечены существенные (убывающие) различия между температурой воздуха теплого и холодного периодов. Дальше она уравнивается и с глубиной возрастает (градиент 0,58°С/100 м). На поверхности градиент увеличения температуры воздуха с высотой в среднем составляет 0,47°С/100 м /214/.

Рис. 39. Ход температуры (А, °С) и абсолютной влажности (Б, мм. рт. ст.) в «нейтральной» части карстовых полостей Бзыбского массива в зависимости от высоты местности.
Полости: а – без льда и снега во входной части, б – со снегом и льдом

Температура воды. Водотоки озера и капель на разной глубине от поверхности (и на разной высоте) имеют температуру от 0,2 до 12,0°С. Сведения об изменениях температуры вниз по подземному потоку имеются только для шахты-понора Снежная. Летом 1979 г. она возрастала с 3,5°С на глубине 400 м до 5,4°С на глубине 1000 м (градиент 0,32°/100 м). Высказано предположение, что основная причина этого – гравитационный разогрев воды, характеризующийся градиентом 0,23°/100 м /130/.

Влажность воздуха. Относительная влажность воздуха в «нейтральной части» карстовых полостей близка к 100%. Абсолютная влажность зависит от высоты местности (r = –0,99 ± 0,02) и описывается уравнением

X = –0,003Y + 11,0.

Для полостей, имеющих скопления льда и снега во входной части, она более низкая (в среднем на 1,2 мм.рт.ст., рис. 49). Уравнивание абсолютной влажности теплого и холодного периодов в Снежной происходит на глубине 150 м (рис. 49). Затем наблюдается ее нарастание с градиентом 0,21 мм.рт.ст./100 м. На поверхности он составляет 0,34 мм.рт.ст./100 м /214/.

Движение воздуха. В зависимости от морфологии полости Бзыбского массива характеризуются статическим (полости типа «холодный» или «теплый мешок») или динамическим режимом (полости с несколькими входами или с трещинными связями с поверхностью). По первым фактических данных очень мало. В полостях «холодный мешок» на протяжении всего года сохраняется температура, ниже чем на поверхности земли. Движение воздуха в них почти незаметно и происходит в основном за счет теплообмена со стенками. В динамических полостях обычно наблюдается знакопеременная тяга: в теплый сезон – нисходящая, в холодный – восходящая. Интенсивность ее зависит от размеров, глубины и морфологии полости. В ряде крупных шахт-поноров отмечается «опрокидывание» тяги по отношению к сезонному распределению, либо формирование на протяжении всего года устойчивой однонаправленной тяги. Объяснения этому феномену, отмеченному А.Б. Климчуком и на смежном массиве Арабика, пока не найдено. В литературе имеются отрывочные сведения только о движении воздуха в шахте-поноре Снежная. До глубины 450 м в ней наблюдается нисходящее движение воздуха на протяжении всего года, в остальной части – обычное сезонное. Скорость движения воздуха в разных частях полости достигает 3,7 (верх) – 1,0 (низ) м/с, а расход воздушного потока – 7,7 м³/с /130/. По другим данным /131/ на глубине 630 м зафиксирована скорость 5 м/с, а расход воздушного потока в теплый период – до 50 м°3;/с. Последняя цифра вызывает сомнения.

Авторы цитированных работ объясняют аномалии в направлениях воздушных потоков системы Снежная наличием нескольких входов в нее, расположенных на разных уровнях. Кроме этого следует учитывать и охлаждающее влияние мощных снежно-ледовых скоплений в Большом зале. Это создает постоянный приток холодного воздуха и определяет преобладающее направление его движения на протяжении всего года. В зависимости от состояния снежно-ледовой толщи (наличие водобойных колодцев, характера примыкания к стенкам и пр.), которое меняются на протяжении года, возможно возникновение периодических путей движения воздуха. Так, Б.Р. Мавлюдов /135/ описал интенсивный воздухоприток в галерею на глубине 104 м из канала в снегу. Его температура (в теплый период) 0,1°С и влажность 4,6 мм. рт. ст. Этот воздухоприток снижает температуру и влажность воздуха в основном ходе.

Cведения о микроклимате карстовых полостей Бзыбского массива положены в основу расчета количества формирующейся в нем конденсационной влаги. Тепловой баланс Бзыбского массива пока не изучен. Имеются только самые общие соображения о его структуре /131/ и о том, что ход абляции подземного снега и льда должен в значительной мере определяться процессами испарения-конденсации /127/.

Отрывочные сведения о микроклимате карстовых полостей Дурипшского плато приводятся в работах А.Б. Гергедава /44/, Ш.Я. Кипиани и др. /103/, З.К. Тинтилозо??а /177, 178, 180/, К.Д. Цикаришвили /197, 198/. Температура воздуха в пещерах района колеблется от 10,7 до 15,1°С (в среднем 13,7°С, С_v = 0,10). В шахте Дурипшская глубиной 45 м отмечена самая низкая для этой высотной зоны (235 м) температура (5,5°С), что объясняется ее морфологией (“холодный мешок”). Относительная влажность воздуха во всех карстовых полостях плато близка к предельной (98-99%). Температура воды составляет в среднем 13,6°С (С_v = 0,05), что свидетельствует об отсутствии подтока более холодных вод с Бзыбского массива (среднегодовая температура воздуха на плато по данным за 1957-1975 гг. 13,5°С). Лишь в шахте Дурипшская-Водяная встречен поток с более низкой температурой (3,8°С).

Отложения карстовых полостей

На Бзыбском массиве развито большинство из известных типов отложений карстовых полостей /180/. Их изученность весьма неравномерна, так как специально они не исследовались. Наиболее изучены отложения шахты-понора Снежная /127, 130-138 и др./.

Остаточные отложения присутствуют в большинстве полостей, но выделить их в чистом виде практически невозможно. Это нерастворимый остаток вмещающих пород, содержащийся в среднем в количествах до 2,5%. В Снежной в Цветочном зале на глубине 550 м имеются скопления белого порошка толщиной до 20 см, "состоящего из продуктов разрушения эксудативных образований; его состав близок к составу вмещающих пород, т.е. появление этого материала связано с внутрипещерным выветриванием" /130, с.437/. Это сообщение требует проверки.

Обвальные отложения. Термогравитационные отложения развиты в донной части многих неглубоких нивально-коррозионных колодцев и шахт, а также у входов в горизонтальные полости с южной экспозицией входов. В Снежной они развиты до глубины 200 м. Представлены в основном щебнем известняка, который накапливается на полках, в толще и на поверхности снега и льда. Обвально-гравитационные отложения известны на субгоризонтальных участках пещер-поноров и вскрытых пещер. Представлены они обломками вмещающих пород размерностью от щебенки до глыб. Провально-гравитационные отложения известны в крупных полостях, в особенности – в Снежной. Они имеют мощность от 100 (конечный завал) и даже 140 м (завал в верхнем течении подземной реки). Объем отдельных глыб достигает 1000 м³, а общий объем - 0,8 млн. м³ /138/. Более половины их сосредоточено в интервале глубин от 460 до 700 м, что обусловлено литолого-тектоническими условиями заложения полости. Обломочный материал имеет рыхлую упаковку, между глыбами образуются пустоты причудливых очертаний. Некоторые завалы могут иметь сейсмогенную природу /127/.

Водные механические отложения. В пределах массива обводненных пещер-источников и вскрытых пещер немного. Поэтому водные механические отложения, представляющие собой продукт деятельности подземных водотоков, изучены слабо. В Снежной они представлены валунами, галькой, гравием (русло подземной реки), галькой, гравием, песком (озеровидные расширения), глинистым и алевритовым материалом (паводочные отложения на глыбовых отложениях). Они имеют в основном карбонатный состав, хотя встречается и кремневая галька. Окатанные обломки породы часто покрыты пленкой окислов марганца и железа. До глубины 280 м известны древние водные механические отложения. Размытые аллювиальные отложения мощностью до 1 м обнаружены на дне Большого зала, озерные отложения – на дне Кораллитового колодца. Древние аллювиальные и озерные отложения мощностью 15 м, некогда полностью заполнявшие галерею, обнаружены на глубине 280 м /138/. Гравийно-глинистые отложения небольшой мощности известны во многих шахтах-понорах массива, а также в пещерах-источниках Мчиш и Лахардзых (в пос. Хопи).

Водные хемогенные отложения. В связи с особенностями гидрогеологии и гидрохимии Бзыбского массива (мощная зона вертикальной циркуляции, низкая температура и минерализация подземных вод) хемогенные отложения не получили широкого развития, хотя в единичных экземплярах встречаются во многих полостях коррозионно-эрозионного класса. Небольшие сталактиты, сталагмиты, коры известны во всех крупных полостях и на любых глубинах от поверхности. В Снежной они обычно располагаются в нишах (или в поясе ниш) на высоте 5-60 м над рекой. Здесь же часто образуются небольшие, периодически проточные ванночки. На их стенах имеются различные субаквальные образования. В ванночке на ледяном каскаде зала Гвоздецкого (глубина 96 м) обнаружена кальцитовая пленка. Проточные гуры известны в боковых притоках многих полостей, а также в пещерах-источниках (Лахардзых).

В Снежной известны кристалликтиты и кораллиты, растущие из водных пленок и замещающие друг друга при увеличении водопритока. Кристалликтиты обнаружены на глубине 50 м в трещине на южной стене входного колодца. Они получают широкое развитие в Вертикальном лабиринте, а также – в верхней части завала Университетского зала. Наиболее крупные дендритные образования имеются в Цветочном ходе (650 м), где их высота достигает 12-20 см. Кораллиты зафиксированы в основном на участке от Малого зала до подземной реки. Кристалликтиты имеют в основном кальцитовый, реже – арагонитовый /130/ состав. В Цветочном зале встречены обильные отложения гидромагнезита в виде белых творожистых выделений (лунное молоко) и эфемерных многослойных образований, напоминающих пирожное-безе. Растут они на потолке, достигая размеров 2-3 см. Осыпаясь, образуют отложения рыхлого гидромагнезита на полу хода. В полости много гипсовых агрегатов. В виде антолитов они отмечены на поверхности глыбовых завалов ниже 600 м, а также на стенах залов над ними. Гипсовые корки до 2-3 мм толщины обнаружены на Глиняном завале, а гипсовые цветы небольших размеров – на стенах многих притоков подземной реки (ручьи Новый, Водопадный и др.). Отложения гипса всегда образуют четко очерченные скопления, обычно локализующиеся в наиболее сухих, иногда хорошо проветриваемых участках полости.

Водные хемогенные отложения массива нуждаются в специальном изучении с использованием современных методик.

Коррелятные поверхностные отложения по причинам, указанным выше, для района не характерны. Основные источники района практически не формируют отложений известковых туфов. Они отмечены лишь на некоторых выходах малодебитных периодических источников (притоки Аапсты и Хипсты). Зато практически повсеместно выше границы леса распространен продукт ближнего массопереноса: щебенка известняка, сцементированная карбонатным цементом в довольно крепкую брекчию. Она образует скопления в тальвегах и на бортах древних долин как на плато, так и на склонах массива. Брекчия встречена также в долине левого притока Хипсты, берущего начало из-под вершины того же названия. По нашим наблюдениям она формируется под снежниками, которые «выглаживают» склон, уплотняют продукты выветривания, забивают промежутки между обломками глинистым материалом и цементируют их карбонатными отложениями. После таяния снега глинистый материал высыхает и частично выносится, а брекчия приобретает кавернозность. По литературным данным /220/ такие образования свойственны для перигляциальной зоны карстовых массивов.

Криогенные отложения. Перелетовывающие скопления снега и льда встречены в 120 полостях массива (30% их общего числа). По мнению Б.Р. Мавлюдова /133/, наиболее благополучные условия для их формирования существуют выше границы леса, где возможно пополнение запасов снега при метелевом переносе и сходе небольших лавин с бортов поверхностных форм рельефа. По нашим данным, определенную роль играет и ориентировка входов в полости. 40% полостей со снегом имеет длинные оси, вытянутые в направлениях 70-90°, 22% – 0-10°, по 14% – 30-40° и 320-340°. Преобладающее количество полостей со льдом заложено по трещинам меридионального (60%) и широтного (25%) простирания.

В большинстве случаев скопления снега имеют мощность, не превышающую 10 м. Однако, известны шахты, в которых она достигает 20 (кадастровый номер 93-1), 30 (93-9), 35 (53-1), 50 (53-12) и даже 80 м (52-7). Можно выделить следующие типовые ситуации накопления снега.

Рис. 40. Типовые ситуации накопления снега (А-Г) и образования льда (Д-З) в карстовых полостях Бзыбского массива.
а – снег, б – лед. Объяснения см. в тексте

– Снег накапливается на дне нивально-коррозионного колодца (глубина до 20 м) или шахты (глубина более 20 м), имеющих конусовидную (рис. 40 А) или щелевидную (рис. 40 Б) форму. Летом происходит его постепенное таяние. Глубина полости является функцией от размеров входа или его ориентировки по отношению к преобладающим ветрам /68/.

– Снег поступает во вскрытую пещеру через вход, образованный в результате провала кровли полости. Под ним образуется снежный конус, объем которого зависит от размеров входа. Снег может попадать при этом на любую глубину от поверхности, а форма конуса зависит от уклона пола (рис. 40 В).

– Снег поступает в шахту-понор. Глубина проникновения зависит от размеров входа и конфигурации полости. При частичном стаивании могут возникать снежные «пробки» (рис. 40 Г).

Образование льда часто происходит в статических полостях, представляющих собой «холодный мешок» (рис. 40 Д, Е). Если объем снега, поступающего зимой в полость, сравнительно невелик, то весной, при таянии снега на поверхности и при выпадении жидких осадков в ей образуется только конжеляционный лед на сводах и стенах (сталактиты, коры) и на полах (сталагмиты, рис. 40 Д). Если снега поступает много, то происходит офирнование его нижней части. Так на дне завала возникает лед метаморфического типа (рис. 40 Е).

В динамических полостях лед образуется в сужениях, где за счет увеличения скорости воздушного потока происходит его охлаждение (а также снижается давление). Конжеляционный лед намерзает на стены шахт (рис. 40 Ж), образует коры, сталактиты, сталагмиты, льды водоемов в горизонтальных пещерах (рис. 40 З). Во всех случаях на поверхности охлажденных горных пород и на льду возможно образование сублимационных форм (иней, изморозь, кристаллы).

На Бзыбском массиве наиболее распространены полости разновидностей А и Б (по 32,5%). Затем следуют полости типа В (19%), Г и Ж (по 7%), Д (5%), З и Е (по 3,5%).

Особое положение среди полостей Бзыбского массива со снегом и льдом занимает шахта- понор Снежная. Ее высотное положение (вход находится на высоте около 2000 м) и морфология верхней части («песочные часы»: большой зал с широким входом – пережим – Большой зал с высоким куполом) способствуют накоплению и сохранению большого количества снега и льда. На эту особенность полости, определившую ее название, обратили внимание еще первые исследователи /27, 88/. В дальнейшем снежно-ледовые отложения были детально изучены карстово-гляциологической экспедицией Института Географии АН СССР /133-137/. Приведенное ниже описание составлено в основном по этим материалам.

Рис. 41. Разрез через входную часть шахты-понора Снежная (А, проекция на плоскость 160-340°), план и разрезы Большого зала (Б, /133/, упрощенно).
Фирн и лед: 1 – слагающие конус на плане, 2 – под навесами зала и на разрезах; 3 – граница конуса и изолинии его поверхности, м; 4 – колодцы во льду и их глубина; 5 – ледяные сталагмиты; 6 – места интенсивной капели; 7 – направления временных водотоков и места их поглощения; 8 – временные озера; 9 – рыхлые и обломочные отложения разного генезиса

Пещерные снег, фирн и лед в Снежной развиты до глубины 200 м (рис. 41 А). На этом участке можно выделить области питания, транзита и накопления снега.

Областью питания является входная шахта глубиной 40 м, имеющая площадь по верхнему краю около 2000 м², и прилегающие к ней склоны контрфорса хребта Раздельный. Общая площадь снегосбора составляет около 5000 м². Снег поступает в шахту непосредственно, а также сносится туда метелями и микролавинами. Общее количество попадающего в шахту снега может превышать 10 тыс. м³.

Областью транзита является 130-метровая шахта, заложенная на разной глубине по трещинам 285, 80, 10, 335 и 310° и образующая объемную спираль с преобладанием вертикальных и крутонаклонных участков (проективная длина шахты составляет всего 60 м). Ее ширина по короткой оси колеблется от 2 до 7 м, а по длинной – от 6 до 20 м. Конфигурация шахты в разные годы меняется, так как на разной глубине появляются и исчезают скопления снега, фирна и льда. Залоподобное расширение на глубине 80 м, богатое ледяными формами (фирн, натечный лед, сталактиты, сталагмиты, колонны), получило название зала Гвоздецкого. После дождей через шахту проходит ручей, который промывает в снегу и во льду каналы. Объем снежно-ледовых накоплений в области транзита также превышает 10 тыс. м³.

Областью накопления является Большой зал, имеющий грушевидную форму (длина 140 м, максимальная ширина 60 м, высота 10-60 м, площадь 5500 м², объем 200000 м³, рис. 41 Б).Дно зала занято асимметричным фирново-ледяным конусом с площадью основания около 5000 м², высотой (над уровнем пола) 20-25 м, мощностью (в центральной, пониженной части зала) до 30 м, объемом более 50000 м³. Под одним из выводных каналов транзитной части располагается снежный конус, под другим, через который происходит сток дождевых вод, вертикальный колодец, имеющий глубину 23 м, диаметр от 14 до 7 м. Он пронизывает фирново-ледяной конус до дна. Под более мелкими питающими каналами располагается еще несколько колодцев глубиной до 5 м.

Накопление снега в Большом зале происходит с конца декабря по март, когда в области питания и транзита температура воздуха постоянно отрицательна. В летнее время, в особенности после дождей, влага поступает в Большой зал в жидком виде. На участках сильного водопритока формируются колодцы, на участках капели – мелкие лунки, которыми покрыта примерно половина поверхности конуса. Вода просачивается сквозь фирн (по наблюдениям 28.01.1980 г. ее скорость движения составляет 2 см/час), достигает льда и наращивает его мощность. Судя по количеству годичных слоев (фиксируются прослойками гумуса), возраст льда Большого зала достигает 500 лет. Поэтому вызывает удивление то, что сохранение подземного льда и снега в полостях Бзыбского массива Л.И. Маруашвили увязывает с плейстоценовым оледенением /159/.

На участках с отрицательной температурой происходит формирование конжеляционного льда. На глубине 100 м от поверхности описаны ледяные сталагмиты высотой до 2 м при диаметре до 15 см. Здесь же имеется ледопад высотой до 3 м. В Большом зале по периферии его свода имеются сталактиты, а на дне, в пределах конуса, единичные сталагмиты. Лед образует кору на стенах и глыбах известняка, а также гроздевидные формы в зоне разбрызгивания капели. Часто встречаются и сублимационные формы (кораллиты, кристаллы). Общий объем постоянного снега и льда в Снежной превышает 60 тыс. м³. Это крупнейшее скопление воды в твердой фазе, известное в карстовых полостях СНГ.

До сих пор не ясен вопрос о том, являются ли фирново-ледяные скопления Большого зала подземным ледником (т.е. свойственно ли им движение). В южной части зала в 10-15 м от края конуса расположено валообразное скопление обломков известняка. Это могут быть и моренные и обвально-осыпные отложения, скатывавшиеся по поверхности конуса в прошлом, когда он был несколько больше. В северной части конуса имеются скопления обломков известняка от 3 см до 3 м в поперечнике, аналогичные поверхностной морене ледников. Они занимают площадь около 150 м² при мощности до 1,5 м.

Очень интересный вопрос – абляция подземного льда. Морфология привходовой части Снежной создает условия для накопления в холодный период значительных запасов холода. Этому способствует как поступающий с поверхности снег, так и затекание холодного приземного воздуха. В это время наблюдается синхронный ход температур на поверхности и под землей, происходящий, правда, с убыванием их амплитуд, соответственно, с 17 до 1°С. Именно поэтому зимняя отрицательная температура (-1,5…-2,0°С) устанавливается в Большом зале позднее, чем во входной шахте. Поступление тепла в холодный период незначительно (в основном за счет замерзания воды). Тепловой поток от стен и дна зала практически отсутствует, так как на стенах несколько лет сохраняется покровный лед, а нулевая изотерма проходит на глубине 25 см от поверхности донных отложений. В теплый период положение меняется. Тепло, приносимое с поверхности водой и воздухом, устанавливает температуру в зоне транзита 0,8°С, а в зоне накопления 0,2-0,4°С. На поверхности фирново-ледового конуса она нулевая или отрицательная (-0,3°С). Это вызывает усиленное таяние льда в зоне транзита (0,7-1,7 мм/сут на участках непосредственного воздействия воды, 0,7-0,9 мм/сут на участках вихревых потоков воздуха), и несколько замедленное (0,3 мм/сут) – в зоне накопления снега. Во входной части полости с апреля по ноябрь стаивает до 25 м снега (12000 мм в слое воды), в нижнем конце входной шахты – 2 м (1000 мм), в Большом зале - 0,12 м (85 мм).

Начиная с 1971 г. отмечено значительное уменьшение количества снега и льда как в зоне транзита (на глубине 130-140 м – на 18 м), так и в зоне накопления (4-6 м). За счет таяния изменилась и конфигурация конуса. По данным топосъемок 1971 и 1980 гг. его площадь уменьшилась на 350 м², расширился 23-метровый колодец, возникли новые зоны капели и поступления снега из трещин в своде. Ускоренное таяние льда не связано с изменением погодных условий на Бзыбском массиве. В 1971 г. спелеологами МГУ был расширен проход из Большого зала вглубь полости. Это усилило турбулентный тепло- и влагообмен. Кроме того, после сильного ливня 17.08.1971 г., когда по данным ближайшей метеостанции Гагринский хребет выпало 166,1 мм осадков, были промыты новые каналы во льду транзитной зоны. Теперь дождевая вода достигает Большого зала, стекает по восточному склону конуса к его основанию и образует в северной части зала временное озеро площадью около 400 м² и глубиной 2 м. Второе озеро, площадью до 500 м², образуется в западной части зала. Усилилось и испарение снега и льда в зимнее время.

Жизнь фирново-ледового конуса в Большом зале была бы простой (зимой – накопление снега, летом – таяние), если бы снег поступал на него ежегодно. Но за 10 лет наблюдений он достигал Большого зала лишь дважды. Только после зимы 1979-1980 гг., когда в зал поступило около 100-200 м³ снега, он сохранился до следующей зимы. Непостоянное поступление снега в зал зависит от состояния подводящих каналов в зоне транзита.

Изложенные данные далеко не исчерпывают научных проблем, возникающих при изучении снежно-фирново-ледовых отложений Снежной. Гляциоспелеология как новое научное направление только начала формироваться. Основные задачи исследований на ближайшие десятилетия – это разработка классификации подземных криогенных образований, уточнение условий и закономерностей их образования и сохранения, детальное изучение массо- и энергообмена, выяснение условий существования подземного ледника, динамики его движения и пр. /127/. Все это позволяет говорить о необходимости создании в районе пещеры Снежной гляциокарстологического стационара и переводе ее в категорию памятников природы государственного значения.

Данные о величине абляции снега в Снежной подтверждаются наблюдениями томских спелеологов 24-29.07.1979 г. /246/. Абляция снежников на поверхности и в карстовых воронках составляет в среднем 10,4 см/сут, снежного конуса на глубине 15 м в одной из шахт Бзыбского массива – 0,3 мм/сут. Четкой связи между температурой воздуха и величиной абляции не выявлено. Она зависит не только от температуры, но и от влажности воздуха, увеличиваясь в дни с туманами и слабыми осадками.

Органогенные отложения. Сведений об отложениях этого типа в пределах массива немного. Костные остатки различных животных изредка встречаются в вертикальных полостях района. Специалистами они не изучались. Исключение представляет пещера Медвежья на склоне г. Брзышха (Серебряная), на левом берегу р. Бзыбь у с. Псху /15/. Она находится на высоте 900 м и заложена вдоль тектонического контакта верхнеюрских и нижнемеловых известняков. Открывается залом с широким входом. В его дальней части находится 12-метровый колодец, приводящий в другой зал. На его полу более 400 костей и несколько черепов пещерных медведей, принадлежащие не менее чем 25 особям (10 взрослых, 11 – полувзрослых, 5 – молодых). Это одно из самых крупных в СНГ скоплений костей пещерных медведей. Они попадали в колодец как в ловушку. Из-за отсутствия датирующих археологических находок определить время формирования местонахождения невозможно. Много костных остатков (более 2100 костей, принадлежащих десяти видам млекопитающих, в том числе пещерному медведю) обнаружено в пещере Мачагуа близ с. Хопи на южном склоне массива /8/.

Отложения пещер Дурипшского плато значительно менее разнообразны /34, 45-47, 103, 145, 173, 177, 178, 180/. В них отмечены обвальные (глыбы и валуны конгломератов), водные механические (песок, глина), речные и кольматационные отложения. Довольно богато представлены водные хемогенные отложения: сталактиты-трубочки (пещера Аджимчигринская), сталагмиты, коры, каскадные натеки (во многих полостях), гуры, гелектиты, имеющие длину до 25 см, оолиты и пизолиты (Верхняя Лыхненская). По свидетельству З.К. Тинтилозова /180/ это первые находки гелектитов и пещерного жемчуга в конгломератовых пещерах. Из биогенных отложений обращают на себя внимание скопления гуано летучих мышей (Бача Верхняя, Обвальная, Спортивная, Таркила, Верхняя и Нижняя Лыхненская). В пещерах Дурипшского плато (Таркила и др.) разными исследованиями обнаружены бокоплавы, ложные скорпионы, три вида пауков /61/.

Как следует из всего изложенного, отложения района нуждаются в дальнейшем специальном исследовании.

Археология и история района

Стоянки раннепалеолитического человека обнаружены только на южном склоне массива, в небольших пещерах близ сс. Калдахвара, Бармыш и Хопи /154/. Сведений о находках материальных остатков мезолита, неолита, бронзового века, раннеземледельческой и куроараксинской культуры на Бзыбском массиве нет /63/. Об использовании высокогорных пастбищ в раннем средневековье свидетельствуют остатки небольших укреплений, располагающиеся в начале троп у сс. Джирхва, Калдахвара, Хопи, а также пастушеские постройки на плато – ацангуары и жертвенники, посвященные горным духам. Они имеются в урочище Абац, в лощине Чирхмара, в урочищах Чедым и Адзапш. Особый интерес представляет жилая ацангуара близ вершины Напра, к которой пристроено с севера второе помещение меньших размеров. Все внутреннее пространство основного помещения (площадь 6 м²) заполнено железными наконечниками стрел, образовавшими слой толщиной до 40 см. Общее число стрел, принесенное в Напринское святилище за несколько столетий, превышает 15000. Среди них имеются стрелы с узким, граненым острием, предназначавшиеся для пробивания кольчуги, плоские широкоперые – для борьбы с незащищенным противником, крупные – для стрельбы по коням врага, двурогие – для охоты на птиц, конические (из отростков оленьих рогов) для охоты на пушного зверя. Кроме стрел в жертвеннике найдено около десятка грубо обработанных железных крестов, двух десятков серебряных монет, сердоликовые бусы, обломки рабочей и ритуальной глиняной посуды /22/. Судя по составу находок, Напринский жертвенник посещался с VIII по XVII век. Первые сведения о нем собрал в конце 60-х гг. ХХ в. абхазский поэт В. Анкваб.

Много ацангуаров находили и спелеологи во время работ в разных, часто труднодоступных частях массива. Упоминания о них имеются почти во всех отчетах о спелеопутешествиях.

Биоспелеологические наблюдения

Изучение животного мира массива только начато. В Снежной обнаружены паукообразные, ракообразные, насекомые, черви. С.И. Левушкин определил новый вид лжескорпиона из рода Neobisium blothrus.

В 1982-1983 гг. в Снежной под руководством А.Н. Медведева (кафедра нормальной физиологии университета Дружбы Народов, Москва) был проведен 70-дневный медико- биологический эксперимент. Медицинские наблюдения проводились в группе из 4 человек (врач, геолог, спортсмен, инженер). Методом тестирования давалась балльная оценка самочувствию, активности и настроению. Максимумы оценки пришлись на 4, 12, 18, 26, 34 и 48 дни эксперимента, минимумы – на 6, 15, 23, 28 и 38 дни. Тест «субъективная минута» показал, что после периода адаптации (примерно 20 суток) время словно замедляется – минута становится в 1,5-2,0 раза длиннее. Во время трехнедельного пребывания на дне полости производились и более специальные наблюдения: измерение температуры, количества потребленной жидкости, анализы крови и др. Система Снежной в 80-е годы стала своеобразным полигоном, на котором обрабатывались многие приемы практической спелеологии: организация и проведение длительных (2-3 месяца) спелеоэкспедиций, организация экспедиций в зимнее время, когда нет внезапных паводков под землей, система «модульного» обеспечения под землей и пр.

Далее >>

---

[1] Авторы извиняются перед участниками экспедиций, чьи опубликованные отчеты не упомянуты в приведенной выше таблице.

[2] Первый план системы, представленный симферопольскими спелеологами (рук. Г. Пантюхин), неверно ориентирован по сторонам света и неполон