НОВЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ГЕОЛОГИИ, ГИДРОГЕОЛОГИИ, ГИДРОХИМИИ И КАРСТЕ МАССИВА

Во время карстово-спелеологических экспедиций СГУ в 1980-1989 гг. было проведено более 250 погонных километров геолого-съемочных и карстологических маршрутов. На четырех полигонах общей площадью 64 км² были выполнены крупномасштабные картографические работы (рис. 42, /71/).

Рис. 42. Схема геолого-карстологических маршрутов (а) и съемочных полигонов (б) на Бзыбском массиве в 1980-1989 гг.
Полигоны: 1 – Багья, 2 – Мчишта, 3 – Гном, 4 – Снежная

Во время полевых работ на поверхности и в карстовых полостях района периодически проводились режимные наблюдения (температура, давление, влажность воздуха, расход источников, температура воды). В сочетании с анализом полученной от спелеологов страны информации, результатами проведения индикаторных опытов, изучением карстовых полотей и литературы это позволило сформулировать новые представления по многим направлениям исследований.

Геология

Один из ключевых вопросов, определяющих дальнейшие гидрогеологические расчеты, это расчет объема карстующихся пород Бзыбского массива. Для этого необходимо иметь представления о рельефе подстилающих водоупорных отложений. Авторами впервые построена карта рельефа водоупора (рис. 43). В основу ее положены имеющиеся фактические данные о высоте выходов водоупора на поверхность и структурно-геологические представления (принцип неизменности мощностей в смежных блоках), данные по глубоким буровым скважинам в пределах Бзыбского и смежного Гагринского массивов /195/.

Рис. 43. Рельеф некарстующихся пород цоколя Бзыбского массива.
1 – выходы некарстующихся пород на поверхности; 2 – некарстующиеся породы под толщей карстующихся; 3 – тектонические нарушения штирийско-аттического возраста; 4 – изолинии высот, м

Поверхность водоупорных отложений имеет сложную, седловидную поверхность с максимумами высот в долинах рр. Бзыбь и Аапста. К югу от осевой линии она образует моноклиналь, уже на середине южного склона массива уходящую ниже нулевой отметки. В районе источника Мчишта глубина погружения водоупора может достигать 2200 м, что хорошо согласуется с данными по буровым скважинам близ Гантиади и Холодной речки. На северном склоне массива поверхность водоупора имеет более сложное строение, образуя желоба и гребни. Рассматривая совместно карту топографической поверхности массива и рельефа водоупора, можно составить карту равных мощностей карстующихся пород (рис. 44). Она меняется от 0 до 2200 м и имеет сложную конфигурацию изопахит. Это исключает прямой подсчет объема карстующихся пород методом призм. Для его определения пришлось проделать более сложные расчеты по высотным зонам (табл. 15). Объем некарстующихся пород, находящихся выше уровня моря, составляет 272,4 км³, а карстующихся пород – 441,0 км³. Последняя цифра и используется нами в дальнейших расчетах. Объем карстующихся пород, находящихся ниже уровня моря (зона замедленного водообмена), составляет 118,0 км³ (на южном склоне массива 107,0 км³, на северном – 9,0 км³).

Рис. 44. Карта равных мощностей карстующихся пород Бзыбского массива
1 – карстующиеся породы; 2 – некарстующиеся породы; 3 – изопахиты, м

Таблица 15

Объем различных высотных зон Бзыбского массива, сложенных карстующимися и некарстующимися породами

Высотные зоны, м	Площадь, км2			Заложение, км	Объем, км3
	зоны	ступени	средняя ступени		зоны	некарстующихся пород	карстующихся пород
>2600	2,6	2,6	1,3	0,02	0,03	-	0,03
2400-2600	17,8	20,4	11,5	0,2	2,3	-	2,3
2200-2400	29,9	50,3	35,4	0,2	7,08	-	7,08
2000-2200	35,6	85,9	68,1	0,2	13,61	0,03	13,58
1800-2000	52,6	138,5	112,2	0,2	22,44	0,2	22,24
1600-1800	50,8	189,3	163,9	0,2	32,8	1,05	31,75
1400-1600	50,5	239,8	214,6	0,2	42,94	3,8	39,14
1200-1400	56	295,8	267,8	0,2	53,56	10,05	43,51
1000-1200	56,3	352,1	324	0,2	64,8	18,25	46,55
800-1000	55,5	407,6	379,9	0,2	75,98	27,46	48,52
600-800	61,5	469,1	438,4	0,2	87,68	38,55	49,13
400-600	38,8	507,9	488,5	0,2	97,7	49,05	48,65
200-400	25,6	533,5	520,7	0,2	104,14	57,9	46,24
0-200	16,5	550	541,7	0,2	108,34	66,06	42,28
Всего	550				713,4	272,4	441

Второе направление исследований, по которому получены принципиально новые данные – тектоническое строение массива. Детальная геолого-структурная и совмещенная с ней карстологическая съемки, подобные выполненным на карстовом массиве Алек /75/, на Бзыбском массиве, в связи с его большими размерами, не проводились. Здесь применялись методы «ключей» (троги Багья и Снежная, долина р. Хипста у плато Гном, участок у источника Мчишта и пр.), а также маршрутные наблюдения. Они проводились таким образом, чтобы иметь возможность увязать геологические наблюдения на поверхности с материалами спелеологических наблюдений.

Материалы съемочных и маршрутных наблюдений в районе шахты-понора В. Пантюхина показали, что она заложена в блоке, ограниченном двумя субмеридиональными нарушениями (рис. 45). Они четко прослеживаются в рельефе по направлениям эрозионных врезов, рядам воронок, перегибам на северной бровке массива, фитоиндикационным и прочим признакам. В приразрывных частях блоков заложены вертикальные участки полости, а в центральных наклонные, испытывающие четкий литологический (заложение галерей по пластам более растворимых) и структурный (заложение по трещинам напластования) контроль. Труднопроходимый западный склон массива также разбит серией субмеридиональных нарушений, которые хорошо прослеживаются по перегибам гребней. Карстовые полости Юнона, Стахановская, Надежда, Багьянская заложены в самой верхней части зоны вертикального движения подземных вод. Шахта-понор В. Пантюхина вскрывает ее полностью и входит в зону колебаний уровней. Разгрузка происходит в источниках на левом берегу р. Бзыбь, хотя возможен переток и в Голубое озеро (рис. 45).

Рис. 45. Схематический геолого-карстологический профиль от источника Голубое озеро до шахты-понора Богуминская.
1 – ист. Голубое озеро, 2 – ист. Бзыбский; проекции полостей: 3 – Юнона, 4 – Стахановская, 5 – Надежда, 6 – Багьянская, 7 – В. Пантюхина, 8 – Богуминская

Наблюдения у шахты В. Пантюхина нашли полное подтверждение при детальной геолого-карстологической съемке трога Багья. Несмотря на то, что трог пересекает крупный Чипширский сброс, основные элементы его мезо- и микрорельефа контролируются субмеридиональными и субширотными нарушениями.

Южный склон массива всегда считался простой моноклиналью. Геологические пересечения его показали, что это клавиатура блоков с обычным (южным), обратным (северным) и горизонтальным залеганием пластов (рис. 46), разделенных минимум одиннадцатью субширотными нарушениями. Южный склон интенсивно закарстован. На поверхности блоков с более пологим залеганием развиты цепочки воронок или даже котловин, располагающихся параллельно гребню массива; с более крутым – короткие эрозионные врезы, иногда представляющие собой вскрытые галереи полостей (в их бортах видны древние карстовые каналы, заполненные красной глиной, натеки). Каждый из блоков дренирует своя карстовая система, иногда вертикальная, иногда наклонная. Изредка отдельные полости (Пионерская) переходят из блока в блок.

Рис. 46. Схематический геолого-карстологический профиль южного склона Бзыбского массива.
Проекции полостей: 1 – Графский провал, 2 – ТК-80/160, 3 – Напра, 4 – Студенческая, 5 – Форельная, 6 – Весенняя, 7 – Пионерская, 8 – Белорусская, 9 – Мчишта

Очень интересное строение имеет участок у источника Мчишта. Здесь Бзхыбский массив по Калдахварскому сбросу граничит с Гудаутским холмогорьем. Амплитуда по сбросу превышает 1 км. Сброс сопровождает мощная зона дробления (ширина до 200 м), в которой блоки меловых известняков имеют различное залегание, чередуясь с брекчированными и милонитизированными толщами. На юге эта зона контактирует со смятыми в складки палеогеновыми отложениями, на севере – с блоком меловых известняков, имеющим северное падение (именно его южный торец образует 100-метровый обрыв над источником Мчишта). Пещера, из которой вытекает источник, на все своем протяжении, кроме двух уходящих на север сифонных ходов (рис. 46), заложена в зоне дробления. Дальнейшие перспективы ее прохождения, по мнению авторов, связаны именно с этими ходами, которые через 350-400 м должны войти в основную дрену Бзыбского массива, ориентированную параллельно Калдахварскому сбросу. Она должна располагаться на стыке двух блоков с противоположным падением известняков, где ожидается наибольшее раскрытие трещин.

Проекции на профиль разрезов карстовых полостей фиксируют палеогидрогеологические условия района. Четко видно, что сток по ним был направлен на юг. Современные направления стока (поперечное – от шахты Напра к источнику Мчишта и продольное – от системы Снежная к источнику Мчишта) установлены опытами с окрашиванием, результаты которых приведены ниже.

Съемочные работы в районе системы Снежной дали такие же результаты (рис. 46). Здесь также выявлены нарушения субмеридиональной и субширотной ориентировки, накладывающиеся на более древние динамопары «кавказского» и «антикавказского» простираний. Очень интересно геологическое строение плато Гном (рис. 47). Это участок левобережной террасы р. Хипста, сохранившейся в древней излучине ее долины. Аллювиальные отложения мощностью до 50 м покрывают неровную поверхность известняков, имеющую двойной уклон – от коренного борта к реке и вниз по течению. Их прорезают на полную мощность две балки – южная, берущая начало из-под вершины Хипста (в ее верховьях находится система Снежная-Меженного, шахты Вулкан, Каньон, Ветерок) и короткая северная. Эти балки принимают ряд притоков, на пологих склонах которых располагаются единичные карстово-суффозионные воронки. В целом плато Гном представляет собой генетический и возрастной аналог Дурипшского плато. Об этом свидетельствуют и материалы их гидрохимического опробования, приведенные ниже.

Рис. 47. План и разрезы плато Гном.
Породы: 1 – известняки. 2 – конгломераты, 3 – пески; 4 – элементы залегания; 5 – зоны тектонических нарушений; 6 – обрывы, уступы; 7 – местные водоразделы; 8 – контур платообразной поверхности; 9 – воронки; 10 – пещеры; 11 – источники; 12 – приток из системы Снежная

Несмотря на то, что коренные породы перекрыты здесь маломощным чехлом рыхлых некарстующихся отложений, через них «просвечивают» нарушения северо-восточного (изгибы ущелья р. Хипста, балка Снежной), субмеридионального и субширотного направлений (притоки балок, местные водоразделы). Основными путями подземных потоков из системы Снежная-Меженного и Каньон, судя по опытам с окрашиванием, являются субширотные нарушения, на пересечении которых с долиной р. Хипста обнаружены мощные источники. По этим же нарушениям происходит отток части подземных вод Хипстинского массива на запад, к источнику Мчишта.

Таким образом, по пяти различным участкам Бзыбского массива (блок шахты Пантюхина, трог Багья, южный склон от г. Напра до источника Мчишта, блок системы Снежная- Меженного, плато Гном) получены одинаковые результаты. Складчатые структуры «кавказского» простирания, выделенные предыдущими исследователями, осложнены более молодыми субмеридиональными и субширотными нарушениями, «выкраивающими» тектонические блоки со средними размерами 2,9 км по длинной и 1,6 км по короткой оси. Эти нарушения контролируют многие элементы макро-, мезо- и микрорельефа района. Вдоль субмеридиональных разрывов заложены участки долин рр. Бзыбь, Ыгри, Хипста, Аапста, короткие левые притоки Бзыби на ее северном склоне, а также долины ее крупных правых притоков Пшицы (меридиан Хипсты) и Бавю (меридиан Аапсты). Они обрамляют приподнятые блоки с вершинами Дзышра и Остренькая на Бзыбском, Акугра и Ахибох – на Хипстинском массивах. Субширотные нарушения контролируют заложение притоков упомянутых рек. На южном склоне массива они оформляют клавиатуру блоков, что находит отражение в ступенчатом профиле склона, заложении поверхностных и подземных форм, местах концентрации и направлениях движения подземных вод.

Внутри блоков прослеживаются более мелкие тектонические нарушения и трещины, объединяющиеся в динамопары. Сперва сформировались трещины с простиранием 130-310° и 40-220°, а также сингенетичные им трещины скалывания с простиранием 10-20 – 190-200° и 100-110 – 280-290°. При перестройке напряжений в массиве во время формирования более молодых нарушений образовались трещины с простиранием 0-180 – 90-270° и трещины скалывания с простиранием 60-70 – 240-250° и 150-160 – 330-340°. Как свидетельствует анализ заложения карстовых полостей (рис. 29), именно эти направления в основном используют карстовые полости разного генезиса. Они же являются основными путями движения подземных вод района.

Несколько меньше новых данных имеется по геологии Дурипшского плато. Спелеологические исследования и обследования бортов прорезающих его долин и балок показали, что мощность покровных глинистых отложений и подстилающих их конгломератов резко различна (от 5 до 60 м). Это позволило выдвинуть предположение о том, что рельеф поверхности конгломератов под чехлом позднечетвертичных глин должен быть довольно сложным. Высказанная гипотеза нашла подтверждение при анализе геофизических данных. При исследованиях площадки под чайную фабрику, проведенных изыскателями Грузгипропищепрома (устное сообщение А. Барского), были получены геоэлектрические характеристики разреза на глубине 10-15 и 15-35 м. Рельеф поверхности не совпадает с рельефом кровли конгломератов (рис. 58). Первый довольно простой, полого наклонный, осложненный небольшими (диаметр 10-15 м, глубина 3-5 м) суффозионными воронками, заложенными в покровных желто-бурых глинах; второй – более сложный, с куполообразными повышениями и воронкообразными понижениями диаметром до 60 м и глубиной до 9 м. Схожие данные были получены при изучении различными геофизическими методами (электро-, магнито-, сейсморазведка с заверкой бурением) площадок для строительства школы в пос. Дурипш /199/.

Таким образом, на одном из этапов формирования толщи четвертичных конгломератов в условиях открытого карста происходило формирование значительных по размерам поверхностных форм и, вероятно, связанных с ними карстовых полостей. Затем эти формы были перекрыты плащом глин и в последних начали формироваться более молодые суффозионные формы, наследующие подземный рельеф конгломератов и вскрывающие карстовые полости.

Гидрогеология

Настоящая сводка новых данных по гидрогеологии карста Бзыбского массива дается на основании современных теоретических представлений о гидрогеологии карста /73/ и накопленных авторами материалов.

Гидрогеологическое районирование. Бзыбский гидрогеологический район входит в Абхазский округ Горно-Кавказской области Крымско-Кавказской гидрогеологической провинции. В типологическом отношении это небольшой синклинально-моноклинальный континентально-цокольный массив с трещинно-каверновыми блоковыми подземными водами, имеющими центробежный сток и склоново-долинную разгрузку. Для погруженных северной и южной частей массива возможен продольный сток с подводной разгрузкой.

Формирование карстовых вод. Подземные воды Бзыбского массива имеют инфильтрационное, инфлюационное и конденсационное питание.

Инфильтрационное питание осуществляется на бессточных участках плато и склонов горного массива. Особенно интенсивно оно в пределах развития голого карста, на карровых полях.

Инфлюационное питание. Очаговая инфлюация наблюдается на плато и на склонах. Происходит она в результате поглощения талых снеговых и дождевых вод в поноры бортов и днищ карстовых воронок и эрозионных форм рельефа. Линейная инфлюация отмечена в долинах рр. Хипста, Аапста и их притоков. Она выражается в уменьшении расходов вниз по потоку, а в межень – даже в их полном поглощении. Выявленные участки инфлюационного поглощения нуждаются в более детальных исследованиях с применением методов трассирования.

Конденсационное питание. До последнего времени фактических данных о конденсационных процессах в высокогорном карсте не было. Все расчеты основывались на материалах, полученных на высотах до 1000 м (Кавказ, массив Алек) и до 1400 м (Горный Крым). В 1983 г. авторы провели режимные микроклиматические наблюдения на склонах и плато Бзыбского массива в диапазоне высот от 100 до 2400 м. Количество образующейся конденсационной влаги зависит от продолжительности процесса (Т, сут) и разности влагосодержаний поверхностного и подземного воздуха (е_пов. – е_подз.), г/м³. Установлено, что на Бзыбском массиве величина Т меняется от 140 до 220 сут, а (е_пов. – е_подз.) – от 1,8 до 2,6 г/м³, причем первая связана с высотой местности прямой, а вторая – обратной зависимостью. Совместное влияние этих величин (они входят в расчетную формулу в виде произведения) определяет сложную форму связи [Т·(е_пов. – е_подз.)] = f(H) с высотой местности /74/. Таким образом, конденсационный процесс обладает четкой высотной поясностью. Наиболее активен он на высотах 0-800 и 1200-2400 м; минимальные показатели приурочены к высотным отметкам 800-1200 м.

Для подтверждения существования конденсации в летние бездождевые периоды 1981- 1988 гг. неоднократно организовывались наблюдения за расходами малодебитных источников на склонах массива (источники близ пос. Джирхва, сс. Хопи, Отхара, Дурипш и пр.). Везде были отмечены значительные колебания расходов (на 30-50%) и температур (10-12%) воды, коррелирующиеся с изменениями температуры и влажности воздуха на поверхности. Однако доказать конденсационную природу этих источников было трудно, так как они имели большие водосборы. 17-18.07.1983 г. был проведен суточный цикл опытных работ на источнике Хацверзых /101/. Работы включали геологическую и геоморфологическую съемку района (для определения объема карбонатного блока, в котором происходит конденсация влаги), гидрогеологические и метеорологические наблюдения (ежечасные замеры расхода воды в источнике и ее температуры, замеры температуры и влажности воздуха на поверхности и в карстовой пещере, отбор проб воды на химический анализ).

Источник Хацверзых располагается в западной части Бзыбского массива, неподалеку от вершины Амжуляра, на высоте 1800 м (рис. 48). Он является основным источником водоснабжения и водопоя скота этой части массива. Источник выходит на довольно крутом (35°) северном склоне субширотной балки. От почти отвесного северного обрыва он отделен четырьмя субширотными нарушениями, которые хорошо фиксируются перегибами в рельефе и трещинами бортового отпора. С востока блок с источником ограничивает субмеридиональное нарушение. Источник вытекает из небольшой пещеры длиной 22 м и объемом 75 м³. Его расход в момент проведения наблюдений (18.07.1983) составлял 0,022 л/с.

Рис. 48. Расположение конденсационного источника Хацверзых.
А – план, Б – разрезы; 1 – отметки высот относительно источника; 2 – тектонические нарушения; 3 – карстовая пещера

Суточный цикл гидрометеорологических наблюдений выявил синхронность хода температуры и влажности воздуха на поверхности и расхода источника Хацверзых (рис. 49). Коэффициент корреляции между часовыми значениями температуры воздуха и расхода составляет 0,78 ± 0,13, а влажности воздуха и расхода 0,99 ± 0,03. Так как 12-18.07.1983 г. атмосферных осадков не было, этим доказывается конденсационное питание источника Хацверзых в межень. Четыре пробы воды на химический анализ (1.00, 13.00, 18.00, 6.00 часов) не дали полного представления о суточном ходе минерализации. Минимальным расходам (0,016 л/с) соответствует минимальная минерализация (226,5 мг/л), а максимальным (0,027 л/с) – максимальная (235,0 мг/л). Различия в минерализации отдельных проб статистически достоверны. Таким образом, натуральные наблюдения подтвердили теоретические представления о том, что на Бзыбском массиве происходят довольно интенсивные конденсационные процессы.

Рис. 49. Суточный ход температуры воздуха (t₁), воды (t₂), абсолютной влажности воздуха (е) и расхода источника Хацверзых (Q)

Количество образующейся конденсационной влаги (Q, г) можно определить из уравнения

Q = V·ε·T·(е_пов. – е_подз.)·J,

где V – общий объем карстующихся пород, м³; ε – степень трещинно-карстовой пустотности, доли единицы; Т – продолжительность периода конденсации, сут; (е_пов. – е_подз.) – разность влагосодержаний поверхностного и подземного воздуха, г/м³; J – коэффициент воздухообмена, раз/сут /68/.

Контрольный расчет для источника Хацверзых выглядит следующим образом. Источник питает прилегающий к пещере блок, имеющий в плане вид прямоугольного треугольника, со сторонами равными удвоенной длине пещеры (44 м). Отсюда площадь блока составляет 970 м², а объем (при средней мощности известняков 9 м) – 8730 м³. Суточный объем стока источника равен

Q = 8730·0,03·1·380·16 = 1592 л,

что соответствует расходу 0,018 л/с. Это вполне согласуется с замеренным расходом (расхождение 10%).

Теперь произведем расчет количества конденсационной влаги, формирующейся во всем массиве. Объем карстующихся пород разных высотных зон был определен выше (табл. 15). Величина ε, по аналогии с другими карстовыми массивами, принята равной 3% (0,03). Произведения [Т·(е_пов. – е_подз.)] для высотных зон от 0 до 1200 м можно определить из уравнения

Х = –0,21Y + 510,

а для высотных зон с 1200 до 2600 м – из уравнения

Х = 0,12Y + 150.

Коэффициент воздухообмена J, определенный в пещере Хацверзых (16 раз/сут), соответствует материалам микроклиматических наблюдений на среднегорных карстовых массивах /68/ и для высокогорного карста не может считаться завышенным.

Результаты расчетов по высотным зонам сведены в таблицу 16. Всего в пределах массива за период конденсации (в среднем 178 суток) образовалось 78145 тыс. м³ конденсационной влаги, что соответствует расходу единичного условного источника 5,1 м³/с, слою стока 140 мм, модулю стока 9,3 л/с·км³.

Таблица 16

Конденсация влаги в трещинно-карстовых коллекторах Бзыбского массива

Высотная зона, м	Площадь, км2	Объем пород (V), км3	Объем пустот (V·ε), км3	Влагосодержание [Т·(епов. – еподз)], г/м3 за 178 сут	J, раз/сут	Q, тыс. м3	Q, %
>2600	2,6	0,03	0,001	475	16	8	0,0
2400-2600	17,8	2,30	0,069	450	16	497	0,6
2200-2400	29,9	7,08	0,212	425	16	1442	1,9
2000-2200	35,6	13,58	0,407	405	16	2637	3,4
1800-2000	52,6	22,24	0,667	380	16	4065	5,2
1600-1800	50,8	31,75	0,952	356	16	5470	7,0
1400-1600	50,5	39,14	1,174	330	16	6199	7,9
1200-1400	56,0	43,51	1,305	305	16	6368	8,2
1000-1200	56,3	46,55	1,395	280	16	6254	8,0
800-1000	55,5	48,52	1,456	320	16	7455	9,5
600-800	61,5	49,13	1,474	360	16	8490	10,9
400-600	38,8	48,65	1,459	405	16	9454	12,1
200-400	25,6	46,24	1,387	445	16	9375	12,6
0-200	16,5	42,28	1,268	490	16	9941	12,7
Всего	550,0	441,0	13,227	ср. 369	ср. 16	78145	100

Для Дурипшского плато исходные данные для расчета следующие: площадь карстующихся пород – 50 км², мощность – 0,035 км, объем – 1,75 км³, коэффициент пустотности – 0,03, влагосодержание за период конденсации – 450 г/м³, коэффициент воздухообмена – 8 раз/сут. Объем конденсационного питания с учетом этих данных составляет 190 тыс. м³, что соответствует расходу единичного условного источника 12,2 л/с, слою стока 4 мм, модулю стока 0,24 л/с·км² (за период конденсации 180 суток).

Конденсационный сток играет существенную роль в питании подземных вод Бзыбского массива. Он составляет 14% от нормы осадков за период конденсации (980 мм) и 32% от нормы осадки минус испарение (437 мм). Поэтому его обязательно надо учитывать при расчете водного баланса высокогорных карстовых массивов. Возражения многих гидрогеологов о том, что в холодный период наблюдается испарение влаги и вынос ее из горного массива, компенсирующие летнюю конденсацию, некорректны. Испарение холодного периода не играет существенной роли в годовом балансе, так как влага, выносимая из трещинно-карстовых коллекторов, конденсируется на снегу или на охлажденной поверхности скал. При этом возникает «малый круговорот» воды, так как при таянии она опять поступает под землю, способствуя активному росту карстовых полостей /65/. Для районов развития низкогорного карста гидрогеологическое значение конденсации невелико.

В заключение рассмотрим, как распределяется конденсационный сток внутри теплого сезона. Средняя продолжительность периода конденсации на Бзыбском массиве составляет178 дней (коэффициент вариации для разных высотных зон 0,14). Конденсация начинается в среднем 18 апреля и кончается 12 октября. Месячные количества конденсационной влаги легко рассчитать по их сезонной сумме, пропорционально месячным значениям [Т·(е_пов. – е_подз.)]. Эти данные приведены в таблице 17. Максимальный конденсационный сток для самого жаркого месяца (VII) составляет 1,5 м³/с или, в виде модуля, 2,7 л/с·км², что близко к модулю меженного (конденсационного) стока горных карстовых районов Югославии (1,7-3,0 л/с·км²) /229/.

Таблица 17

Месячная и сезонная величина конденсации на Бзыбском массиве

Параметр		Месяцы							За сезон
		IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
Период конденсации, сут.		13	31	30	31	31	30	12	178
Разность (епов. – еподз.), г/м³		0,3	1,5	3,0	3,5	2,6	1,2	0,2	2,1
Влагосодержание, г/м³·сут		3,9	46,5	90,0	108,5	81,6	36,0	2,4	369
Конденсация	мм	2	18	33	41	31	14	1	140
	%	1,5	12,5	24,0	29,5	22,0	10,0	0,5	100

Залегание и движение карстовых вод. Карстовые воды Бзыбского массива подчиняются общим законам гидродинамической зональности, сформулированным Г.А. Максимовичем /139/. Здесь выделяются: зона вертикального движения, имеющая мощность от 50-100 (на склонах) до 1000 м (в центральной части массива); зона сезонных колебаний уровней, имеющая мощность до 200 м; зона полного насыщения (развита в нижних частях опущенных блоков на северной и южной оконечностях массива). Судя по химическому составу, минерализации и температуре подземных вод, вскрытых скважинами на глубине более 400 м от уровня эрозионных врезов, верхнюю часть зоны полного насыщения можно характеризовать как подзону активной фильтрации. Здесь возможен отток подземных вод на запад-северо-запад за пределы массива. На севере можно предполагать переток в пределы смежного массива Арабика, а возможно, и в Сочинский артезианский бассейн /75/. На юге картина более сложная. При оттоке воды вдоль Калдахварского сброса возможно ее поступление в пределы массива Арабика с дальнейшей прямой субмаринной разгрузкой. Однако возможно существование еще одного, более близкого очага разгрузки. По данным А.Б. Островского и др. /153/ долина Бзыби в предсурожское время (Q₃²) была переуглублена на 130 м, а в предголоценовую эпоху (Q₃⁴) – на 120 м. Изобата 130 м сейчас находится в 5 км к юго-западу от устья Бзыби. Сместив на это расстояние ее современный продольный профиль, получим, что в районе Калдахвара-Джирхва каньон Бзыби должен быть переуглублен как минимум, на 50-60 м. Таким образом, возможна субмаринная разгрузка подземных вод Бзыбского массива по V типу /74/ в аллювий переуглубленной долины р. Бзыбь, а затем – в Черное море. Эта гипотеза может быть проверена только бурением.

Сведений о наличии подзоны замедленной фильтрации в пределах массива пока нет, но ее существование сомнений не вызывает. Она должна охватывать нижнюю часть опущенных карбонатных блоков на глубинах 200-2000 м. Здесь возможно обнаружение термальных карстовых вод и проявлений гидротермокарста.

Карстовые воды, движущиеся в пределах двух верхних гидродинамических зон, образуют изолированные водотоки, локализующиеся в приразрывных зонах и выходящие на поверхность в виде мощных карстовых источников. Представления о направлениях и скоростях движения подземных вод массива дают семь индикаторных опытов.

Первый опыт был проведен в июле 1973 г. 3 кг флюоресцеина запущены московскими, томскими и свердловскими спелеологами в шахте Снежная. Ловушки установлены в 5 местах в бассейне р. Аапста. Выход красителя зафиксирован не был.

Второй опыт проведен ленинградскими спелеологами неделей позже. 2 кг флюоресцеина запущено в водоток пещеры Ленинградская. Краситель получен в источниках, в 700 м ниже по долине р. Дзбажа (скорость 0,5 км/сут).

Третий опыт проведен в июне 1974 г. совместно спелеологами Москвы (запуск) и карстологами Мингео УССР (установка ловушек). 18 кг флюоресцеина запущены в водоток шахты Снежная. Ловушки установлены в бассейне р. Аапста, на всех водотоках, берущих начало с Бзыбского массива между рр. Хипста и Аапста и на р. Хипста. К сожалению, большинство ловушек было сорвано неожиданным паводком, а из сохранившихся наличие красителя было зафиксировано только на р. Аапста ниже впадения ее притока р. Дзбажа. Этот результат оценивается как предварительный /73/.

Четвертый опыт был проведен в августе 1986 г. /191/, после обнаружения в 1980-1981 гг. московскими спелеологами и карстологами СГУ мощных выходов воды в левом берегу долины р. Хипста, в цоколе плато Гном. В его постановке и проведении участвовали Институт Географии им. Вахушти, Адлерская комплексная лаборатория Госстроя РСФСР, Институт Геологических наук АН УССР и СГУ. Запуск красителя в Снежной осуществили спелеологи Ленинграда и Усть-Каменогорска. Ловушки были установлены на источниках р. Хипста, на р. Аапста, в пещере Хабю и на источнике Мчишта. На Мчиште съем ловушек осуществлялся ежедневно (с 10.08 по 10.09.1986 г.), в остальных пунктах – однократно (через 2-15 дней). Обработка ловушек проводилась в ОП ИГН АН УССР на флюориметре ЛФМ-72. Особенностью проведения индикаторного опыта 1986 г. (табл. 18) явилась глубокая межень. Расход Мчишты уменьшился до 1,5 м³/с, источник на р. Хипста начал работать как поглотитель (то есть оказался эставеллой), а выходы в борту долины сместились ниже по течению. Исходя из этого опыт был проведен в двух модификациях: 12.08.1986 г. 0,5 кг родамина были запущены в поглотитель на р. Хипста, а 20.08.1986 г. 8 кг уранина в поток шахты Снежной. Родамин зафиксирован на источнике Мчишта трижды: 18.08. (25 мг/м³), 22.08. (45 мг/м³) и 26.08. (35 мг/м³). Уранин обнаружен в источнике на р. Хипста 25 и 26.08 (визуально) и 25.08 (25 мг/м³), а также в источнике Мчишта 29.08.-1.09. (140, 300 и 35 мг/м³) и 6.09 (75 мг/м³). В остальных пунктах наблюдений краситель не обнаружен.

Таблица 18

Результаты проведения индикаторного опыта 1986 г.

Место запуска или фиксации красителя	Абсолютная отметка, м	Расстояние между пунктом запуска и фиксации, км		Время прохождения красителя, сут.		Средняя скорость движения воды, км/сут
		по прямой	с учетом к-та извилистости (1,8)	родамин	уранин	родамин	уранин
Шахта Снежная	1250	-	-	-	-	-	-
Эставелла на р. Хипста	320	5,6	10,0	-	5-6	-	2,0 1,7
Источник Мчишта	70	14,0	18,2	6 10 14	9 10 14	3,0 1,8 1,3	3,1 2,8 1,3

Проведенный эксперимент показал, что западная и восточная части Бзыбского массива представляют собой карстовую водоносную систему с зоной промежуточной разгрузки в долине р. Хипста (рис. 50). Величина денивеляции системы 1930 м. Подтвердилось предположение З.К. Тинтилозова /191 и др./ о том, что область питания источника Мчишта не ограничивается прилежащими склонами массива. Прохождение уранина из шахты Снежная в источник Мчишта плотным «пакетом» (концентрация красителя 140-300 мг/м³) свидетельствует о существовании хорошо проработанных подрусловых карстовых каналов под долинами рр. Хипста и Ыгри, а наличие трех «волн» окрашивания – о существовании нескольких зон циркуляции по субширотным нарушениям, параллельных южному подножию массива. Средняя скорость прохождения красителя (1,9 км/сут) примерно такая же, как в других карстовых районах мира /73/. Скорости в верхней части системы (1,8 км/сут при уклоне 0,093) меньше, чем в нижней (2,2 км/сут при уклоне 0,014), что, вероятно, объясняется задержкой при прохождении глыбовых навалов и мощной толщи водных механических отложений в Снежной.

Рис. 50. Схема проведения индикаторных опытов на Бзыбском массиве.
1 – основные источники (Б – Бзыбский, М – Мчишта, ЭС – эставелла Снежной, Бт – Батский, Х - Хабю); 2 – места запуска красителя (Ба – Багьянская, На – Напра, Ка – Каньон-Самохват, Сн – Снежная, Ле – Ленинградская); 3 – места установки ловушек; 4 – направления движения красителя

Пятый опыт проведен в июле 1988 г. Краситель, запущенный в небольшой водоток в шахте-поноре Богуминская, пройдя через систему шахты В. Пантюхина, получен в воклюзе Бзыбский. В связи с поздним съемом ловушек (6.10.1988) определить скорость потока невозможно. Опытом доказано существование карстовой водоносной системы с денивеляцией 1900 м.

Шестой опыт провели харьковские спелеологи в августе 1988 г. Краситель, запущенный в шахте-поноре Каньон, обнаружен в источниках под плато Гном в долине р. Хипста.

Седьмой опыт был проведен в августе 1988 г. /190/. 2 кг родамина, запущенные 17.08. в шахте-поноре Напра на глубине 970 м от поверхности, обнаружены ловушками в источнике Мчишта 24-25.08., 26-27.08. и 4-5.09. (скорость прохождения 0,2-0,08 км/сут). Прохождение тремя «волнами» подтверждает представление о блоковом строении южного склона массива. Окрашиванием доказано существование водоносной системы с денивеляцией около 2300 м.

Таким образом, индикаторные опыты, проведенные на Бзыбском массиве, позволили установить значительно более сложную структуру его подземных водосборов, чем это представлялось в литературе /48-51, 95/. Возможности дальнейших исследований с использованием этого метода далеко не исчерпаны. Если на южном склоне достигнута некоторая определенность, то остаются невыясненными пути движения воды к источникам Джирхва, Бзыбский, родникам в долине р. Аапста, а также к источнику Батский, который должен дренировать значительную, самую высокогорную часть массива. Специальные эксперименты необходимы для выяснения возможных связей Бзыбского источника с Голубым озером. Наконец, имеющиеся материалы позволяют говорить о существовании разных путей движения подземных вод в межень и паводок.

Режим карстовых вод. Сведения о режиме карстовых вод Бзыбского массива ограничиваются наблюдениями спелеологов в карстовых полостях и данными о расходе источников. Наблюдения спелеологов охватывают в основном зону вертикального движения вод. Больше всего данных, к сожалению, разрозненных и неопубликованных, накоплено по водному режиму шахты Снежная /130/. Спелеологи отмечают, что ее постоянный водоток, который образуется на глубине 300-350 м от уровня главного входа, имеет среднегодовой расход около 500 л/с (меженный около 300 л/с, паводковый – более 2000 л/с). Подземная река принимает 6 крупных и более 20 мелких притоков, имеющих смешанное снегово-дождевое питание. По их представлениям, конденсация в блоке Снежной ничтожно мала, что входит в противоречие с приведенными выше данными. Если принять, что система Снежной получает сток с площади 6,7 км² /216/, то при средней мощности блока 0,5 км в нем должно формироваться около 0,6·10⁹ л конденсационной влаги, что эквивалентно расходу потока 40 л/с. Наблюдения, проведенные в холодный период, свидетельствуют о сильной капели, что может говорить о наличии «зимней» конденсации. После интенсивного снеготаяния и ливней расход подземных водотоков увеличивается в десятки-сотни раз. Их режим начинает меняться при интенсивности осадков на поверхности, превышающей 30 мм/час. При этом происходит не только быстрое увеличение расходов, но и повышение уровня подземных потоков. Величина подъема уровня зависит от морфологии полости и перед глыбовыми завалами на подземной реке составляет 5-20 м.

Очень интересные данные получены о режиме обводнения шахты-понора В. Пантюхина. Эта полость представляет собой уникальное явление среди карстовых полостей не только Бзыбского массива, но и всего мира в том отношении, что на полную глубину (1500 м) она лишена крупных подземных водотоков. Это очень облегчило ее исследования, которые по сложности уступают исследованиям Снежной, но и создало определенную атмосферу ложной безопасности среди спелеологов. Во время экспедиции в августе 1988 г. в полости произошло чрезвычайное происшествие. Четверо спелеологов из г. Симферополя (Г. Шемонаева, В. Ерастов, Е. Очкин, Е. Сандров) после прохождения шахты до дна на подъеме к базовому лагерю оказались запертыми в тупиковом Сталактитовом ходе (рис. 32). Подъем воды происходил 12 часов, тремя волнами со скоростью от 0,22 м/мин (в начале) до 0,02 м/мин (в конце). Затем уровень воды в течение 2-3 часов оставался неподвижным (колеблясь на ±1 см), после чего начал снижаться. Сперва он понизился на 1,5 м, затем снова повысился и начал снижаться с примерно постоянной скоростью 0,02 м/мин. При максимальном уровне воды (+43 м над развилкой) резко повысилось давление в куполе, где отсиживались спелеологи: изменились их голоса, воздух со свистом начал уходить в щели, которые пришлось заделывать глиной. Сифон «Глюкало» вдавило воздушной пробкой на -4…-5 м от первоначального положения. При спаде уровня в главном входе вода в нем очень медленно начала подниматься, а после понижения его на 10-12 м из сифона стала вытекать вода с расходом до 5 л/с. Истечение воды продолжалось 24 часа и прекратилось после того, как уровень воды в основном ходе упал на 40 м.

Наблюдения в основном ходе, которые вел спасательный отряд, показали, что вода в нижней части полости поднялась на 125 м от конечного сифона, что является рекордом для СНГ^[1]. Спелеологи переждали паводок в воздушном куполе, воздух в котором был сжат до 4 атм.

Режимные наблюдения проводились только на источнике Мчишта. Г.Н. Гигинейшвили /49/ на основании анализа средних месячных расходов источника за 1961-1973 гг. (табл. 19) оценивает его режим как близкий к эталонному внутригодовому распределению стока речных бассейнов Абхазии (эталонным считается внутригодовое распределение стока водотоков, формирующихся с водосборов, залегающих на таких же высотах, но сложенных некарстующимися породами). Он обращает внимание на то, что максимум расходов источника Мчишта несколько сдвинут в теплый период, что объясняется некоторой задержкой в карстовых полостях обильных талых вод. Источник и эталон имеют примерно равные коэффициенты вариации среднемесячных расходов и их отношение, близкое к единице (0,95). Причину такой близости Г.Н. Гигинейшвили видит в приблизительном равенстве вертикальной протяженности поверхностного и подземного водосборов, хотя логичнее объяснять ее низкой регулирующей способностью карстовых коллекторов /75/. По характеру внутригодового распределения стока источник Мчишта относится к III типу – режима с сохранившимся зональным характером (С_v = 0,30-0,60; отношение к фоновому 0,90-1,10).

Таблица 19

Средние месячные расходы и внутригодовое распределение стока источников Мчишта (А) и эталона (Б) /49/

Расход	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Год
А, м³с	7,56	7,50	9,62	15,0	17,3	12,0	7,38	5,86	5,80	6,17	7,73	9,40	9,30
А, %	6,8	6,7	8,6	13,3	15,4	10,6	6,6	5,3	5,2	6,2	6,9	8,4	100,0
Б, %	5,6	7,5	10,0	16,0	14,0	9,3	7,1	5,2	4,5	6,6	6,8	7,4	100,0

Многолетние данные позволяют выявить генеральные закономерности, но нивелируют местные особенности, которые лучше проявляются при анализе гидрографов источников за конкретные годы. Нами проанализированы гидрографы источника Мчишта за 1985-1986 гг. Это были сравнительно маловодные годы. Средние расходы, соответственно, составили 9,27 и 6,95 м³/с, минимальные – 1,7 (1.09.) и 2,3 (19.10.), максимальные – 41,0 (27.06.) и 39,2 (16.04.). В 1985 г. на гидрографе выделяется 17 четких пиков. 7 из них отмечены в холодный период. Ранней весной причиной увеличения расходов является выпадение осадков (до 50 мм за 1-3 дня) или повышение на 2-5°С температуры воздуха, стимулирующее снеготаяние; поздней осенью – исключительно выпадение осадков. В теплый период отмечено 10 пиков расходов. Они начинают повышаться с 10.04 (устойчивый переход температуры воздуха через 0°С). Повышенные расходы наблюдаются до 17.05. На этом фоне формируются небольшие местные пики, хорошо коррелирующиеся с ходом температур (r = 0,86 ± 0,12). Остальные пики коррелируются по времени с выпадением осадков. Полная корреляция с расходами отсутствует, так как величина инфильтрационного питания зависит не только от количества выпавших осадков, но и от их продолжительности, определяющей степень промоченности почв. Четыре пика отмечены в интервале времени, когда атмосферных осадков на Гагринском массиве (по которому используются метеоданные) не было. В 1986 г. на гидрографе выделяется 12 пиков, 5 из которых прошли в холодный, 7 – в теплый период. Закономерности их формирования такие же, как и в 1985 г.

Пики паводков часто имеют сложную форму (наложение друг на друга дождевых осадков или наложение ливней на снеготаяние). Нами выбраны 4 типовых паводка (11-16.01.1985, 30.09-5.10.1985, 4-9.05.1986, 23-29.10.1986), имеющих наиболее характерную высоту, продолжительность и генезис (рис. 51). Для большего из них рассчитана осредненная кривая спада, которая аппроксимируется уравнением

Q = 26e^{-0,27 t},

где Q – среднесуточный расход, м³/с, t – время от начала паводка, сут (первый день считается нулевым). Таким образом, изменения расходов источника Мчишта в паводок хорошо описываются экспоненциальной моделью /73/. Большую информацию можно получить, если использовать полулогарифмическую модель (lg Q, t), предложенную А. Манженом /235/. На графике по всем четырем кривым, которые в этой системе координат изображаются ломанной линией, четко выделяются три типа питания источника во время паводка (рис. 51). Тип А (трещинно-каверновое питание, самые крутые участки прямых) характеризуется притоком воды в основном из каверн (крупных полостей); тип Б (каверново-трещинное питание, более пологие участки прямых), характеризуется притоком из трещинных систем и полостей; тип В (трещинно-поровое питание, самые пологие участки), характеризуется поступлением воды только из трещин и пор. Расчет по площади гидрографа, ограниченной прямой данного наклона, свидетельствует, что на долю трещинно-кавернового и каверново-трещинного типов питания приходится 94% объема стока (в том числе на крупные полости – 16%).

Рис. 51. Кривые спада паводков источника Мчишта в нормальном (I) и полулогарифмическом (II) масштабах.
Типы питания: А – трещинно-каверновое, Б – каверново-трещинное, В – трещинно- поровое

Максимальный зафиксированный расход источника Мчишта составляет 197,0 м³/с (15.11.1983). В это время почти 100% стока проходит через крупные полости. Минимальный – 0,50 м³/с (1.09.-19.09.1969). В этот период источник получает воду за счет трещинно-поровых коллекторов. К сожалению, более детальный анализ расходов источника Мчишта затруднен. Этому препятствует, прежде всего, отсутствие метеостанций в пределах Бзыбского массива.

Режим источников и подземных водотоков Дурипшского плато практически не изучен. Однако имеются упоминания о том, что многие полости района после ливней быстро подтапливаются, а некоторые из них даже полностью затапливаются водой. Об этом же свидетельствуют примазки глины с травой, листвой, обломками древесной растительности на стенах и сводах пещер.

Водный баланс. Накопленные данные и новые представления и геологии и гидрогеологии Бзыбского массива позволяют вернуться к расчету его водного баланса. Лучшим путем определения его отдельных элементов в условиях недостатка информации является расчет средневзвешенных по высоте местности значений /75/. Рассмотрим методы определения каждого из элементов водного баланса и результаты расчетов (табл. 6).

Атмосферные осадки (Х) для разных высотных зон определены по кривой связи, предложенной Л.А. Владимировым /19, 21/. Средневзвешенная величина составляет 2430 мм.

Конденсация (К) для разных высотных зон определена по уравнениям связи [T·(е_пов. – е_подз.)] = f(H). Средневзвешенная величина составляет 140 мм.

Испарение (Z). Исходные данные получены по эмпирическим формулам Будыко, Константинова, Тарка, Мхитаряна, Шихлинского. Средневзвешенная величина – 780 мм.

Сток (Y). Величина общего стока получена из уравнения водного баланса:

Y = X + K – Z = 2430 + 140 – 780 = 1790 мм,

что соответствует расходу 31,3 м³/с, объему стока 0,98·10⁹ м³; модулю стока 56,8 л/с·км², коэффициенту стока 0,74.

По Дурипшскому плато аналогичное уравнение записывается в виде:

Y = 1844 + 4 – 830 = 1018 мм,

что соответствует расходу 1,6 м³/с, объему стока 50,9·10⁶ м³, модулю стока 32,1 л/с·км², коэффициенту стока 0,55.

Расчет водного баланса Бзыбского массива, произведенный по метеорологическим данным, дал величину модуля стока 56,9 л/с·км². Эта цифра хорошо увязывается с представлениями Л.А. Владимирова /21/, который оценил модуль стока южного склона Западного Кавказа в 52,6 л/с·км² (из них 13,8 – подземный и 38,8 – поверхностный сток). Попробуем сопоставить эти данные с материалами гидрометрических наблюдений. Несмотря на их неполноту, в справочнике «Ресурсы…» /165/ содержатся сведения, представляющие такую возможность.

Река Бзыбь имеет расход (м³/с): выше впадения р. Решевая – 26,3, ниже – 29,0; выше впадения р. Бавю – 31,8, ниже – 45,5; выше впадения р. Гега – 59,8, ниже – 88,0; у с. Джирхва – 94,5; у с. Калдахвара – 95,6 м³/с. По этим данным легко определить прирост расхода на данном участке, отнеся его к конкретному притоку (р. Решевая – 2,7; р. Бавю – 13,7; р. Гега – 28,2 м³/с) либо к участку долины между створами. В последнем случае приток с Бзыбского массива принимается равным половине прироста. Определить поверхностную и подземную составляющие в этом случае невозможно. Кроме того, имеются данные прямых замеров по рр. Мчишта (9,3 м³/с), Хипста у выхода на некарстующиеся породы (8,95 м³/с) и Аапста у с. Хабю (6,13 м³/с). Первые две величины включаются в расчеты целиком. Р. Аапста получает сток из источника Хабю (примерно 3,0 м³/с) и с левобережных водосборов, относящихся уже к Гумишхинскому массиву. Отняв от расхода р. Аапста расход источника Хабю и разделив остаток пополам, получим вероятный расход р. Аапста, обеспечиваемый водосборами Бзыбского массива. Он составляет 1,5 м³/с. Ниже с. Ачандара р. Аапста принимает приток Дохбарта, частично питающийся с Бзыбского массива. При ее полном расходе у устья 2,13 м³/с на долю карстующихся пород приходится не менее 1,0 м³/с. Таким образом, суммарный сток с массива в р. Аапста составляет 2,5 м³/с.

Все изложенное позволяет заполнить колонку расходов в таблице 20. Суммарный сток с Бзыбского массива, полученный таким способом, составляет 35,75 м³/с, что при модуле стока 52,6 л/с·км² соответствует площади водосбора 628,4 км². Расхождение с фактической проективной площадью (550 км²) составляет 6,6%, что, учитывая сделанные допущения, вполне приемлемо.

Теперь исправим расчетные площади питания для каждого водосбора. Сохранив неизменными площади №1, 5, 6 и полученные по прямым замерам расходы, внесем коррективы в остальные площади (пропорционально их размерам). Выделенные на основании таблицы 21 с учетом геолого-структурной обстановки и результатов опытов с окрашиванием водосборы отражают реальное суммарное распределение поверхностного и подземного стока массива. В пределах отдельных водосборов возможна их дифференциация. Например, в пределах водосбора № 3 (рис. 61) можно выделить области питания источника Бзыбский (а, 22 км²), поверхностных водотоков, формирующихся во вскрытом эрозией ядре Бзыбской антиклинали (б, 13 км²) и источника Джирхва (в, 8 км²). Из водосбора № 8 можно вычленить площадь питания источника Батский (а, 53 км²) и источника из системы Снежная (26 км²). При этом следует иметь ввиду, что в межень и паводок пути движения подземных вод массива, как показали опыты с окрашиванием, могут существенно меняться. Однако в целом приведенные данные значительно уточняют представления, имеющиеся в литературе.

Таблица 20

Расходы и площади питания основных водосборов Бзыбского массива

№	Водосбор	Расход, м³/с	Площадь, км²
			Расчетная	Исправленная
1	р. Решевая	2,70	47,5	47
2	р. Решевая – р. Гега	8,50	149,4	94
3	р. Гега – с. Джирхва	3,25	57,1	42
4	с. Джирхва – с. Калдахвара	0,55	9,7	7
5	р. Мчишта	9,30	163,4	163
6	р. Хипста	8,95	157,3	157
7	р. Аапста	2,50	44,0	40
Всего		35,75	628,4	550

Гидрологи и карстологи неоднократно отмечали, что сток и карстовые процессы в горах Кавказа характеризуются четкой зональностью /20, 188, 214/. Очевидно, следует говорить не о зональности, а о высотной поясности. Расчет водного баланса Бзыбского массива, выполненный по высотным зонам, свидетельствует о том, что сверху вниз происходит уменьшение модуля стока с 91,5 до 30,5 л/с·км² (табл. 21). Средний модуль стока массива составляет 56,8 л/с·км².

Таблица 21

Высотная поясность элементов водного баланса на Бзыбском массиве

Диапазон высот, м	Осадки, мм	Конденсация, мм	Испарение, мм	Сток, мм	Модуль стока, л/с·км²
>>2600	3350	11	480	2881	91,5
2400-2600	3300	13	510	2803	90,0
2200-2400	3170	13	580	2623	83,3
2000-2200	3020	8	650	2378	35,5
1800-2000	2890	10	710	2190	69,5
1600-1800	2720	10	740	1990	63,5
1400-1600	2570	11	780	1801	57,1
1200-1400	2400	8	810	1598	50,7
1000-1200	2220	7	825	1402	44,5
800-1000	2080	7	860	1227	35,5
600-800	1920	8	875	1057	33,5
400-600	1820	9	890	939	13,9
200-400	1800	12	910	902	28,6
0-200	1880	13	930	963	30,6
Среднее	2430	140	780	1790	56,8

Гидрохимия

Изучение гидрохимии Бзыбского массива было начато в 50-е гг. ХХ в., когда стали проводиться наблюдения на карстовом источнике Мчишта /49/. В дальнейшем продолжался спорадический отбор проб из различных источников района, который проводили сотрудники Института им. Вахушти АН ГССР, Адлерской комплексной лаборатории Госстроя СССР, СГУ, Гидрометслужбы. В кадастре химических анализов карстовых вод Кавказа, который ведется в лаборатории карстоведения и спелеологии СГУ, собрано более 400 разновременных химических анализов из 41 водопункта (рис. 52). Их количество по каждому водопункту колеблется от единичных проб до 157 (табл. 22). Собранные данные позволяют дать несколько более подробную гидрохимическую характеристику Бзыбского массива, чем имеющаяся в литературе /97/.

Рис. 52. Схема размещения основных водопунктов Бзыбского массива и Дурипшского плато.
Наименования водопунктов см. табл. 22. а – источники, б – поверхностные водотоки, в – карстовые полости, г – скважины

Таблица 22

Средние гидрохимические характеристики водопроявлений Бзыбского массива и Дурипшского плато

Номер и место отбора пробы	Коли- чество анали- зов	Темпе- ратура воды, °С	рН	Расход, л/с	Содержание ионов, мг/экв					Хими- ческий состав	Мине- рали- зация, мг/л
					НСО3-	SO4-2	Cl-	Ca+2	Mg+2
1. Руч. Лагерный	4	17,9	7,5	20	2,75	0,12	0,11	1,69	0,93	ГМК	245,4
2. Руч. Багья	2	20,7	8,0	50	3,85	0,13	0,06	1,85	1,55	ГМК	309,1
3. Руч.-3	3	17,8	7,5	1,5	4,25	-	0,11	1,50	2,23	ГКМ	354,8
4. Руч.-4	2	17,0	7,6	11,5	4,18	-	0,13	1,65	1,85	ГКМ	315,7
5. Ист. из-под скалы	1	7,1	7,6	0,2	2,49	-	0,12	1,52	0,42	ГНК	195,2
6. Ист. Бзыбский	8	7,5	7,3	3000	1,80	-	0,16	1,51	0,31	ГК	189,2
7. Ист. Голубое озеро	25	7,6	7,4	2000	2,78	0,16	0,19	2,32	0,50	ГК	212,5
8. Ист. На подъеме	2	8,9	8,2	1,5	4,18	0,22	0,09	2,65	1,30	ГМК	347,4
9. Ист. У коша	1	8,7	8,1	0,01	4,40	0,08	0,06	2,20	0,80	ГМК	363,5
10. Ист. Хацверзых	4	8,4	8,1	0,02	2,77	0,09	0,09	2,51	0,38	ГК	232,8
11. Ист. Джирхва	8	11,5	7,3	570	2,57	0,08	0,14	1,93	0,64	ГМК	215,8
12. Ист. Калдахвара	3	15,5	7,1	6,5	3,76	0,30	0,17	2,63	1,06	ГМК	330,1
13. Р. Бзыбь	4	10,5	8,5	96000	1,35	0,22	0,22	1,16	0,47	ГМК	131,6
14. Ист. Мчишта	157	9,6	7,4	9500	2,35	0,16	0,10	1,57	0,70	ГМК	206,8
15. Шахта Белорусская	2	7,0	7,0	-	2,82	0,29	0,16	1,55	1,05	ГНМК	172,1
16. Ист. Отхара	5	11,3	7,5	27	3,50	0,27	0,16	2,75	0,71	ГК	258,6
17. Шахта Графский провал	2	7,0	7,0	-	2,37	-	0,10	0,80	0,10	ГНК	199,2
18. р. Ыгри	3	12,5	7,6	550	2,52	0,29	0,09	1,74	0,99	ГМК	202,8
19. Ист. Хопи	2	11,8	7,7	3,0	3,11	0,07	0,10	2,53	0,49	ГК	258,7
20. р. Бат (исток)	7	5,8	7,1	3000	2,27	0,38	0,08	1,50	0,50	ГНК	213,0
21. Ист. Батский	1	4,5	7,1	5800	2,00	-	0,20	0,90	0,60	ГМНК	170,5
22. Р. Хипста (исток)	3	4,8	7,2	200	6,65	0,21	0,12	1,37	1,33	ГМК	227,0
23. Р. Тванба	13	11,8	7,2	450	2,73	0,06	0,12	1,72	0,68	ГМК	168,0
24. Правые притоки Хипсты	15	10,6	7,4	400	2,64	0,44	0,16	1,45	1,39	ГМК	220,0
25. Скважина 1	1	11,0	6,9	-	2,68	1,20	0,36	3,00	1,20	СГМК	311,7
26. р. Хыр	1	12,6	7,1	2000	2,04	0,12	0,08	1,20	0,80	ГМК	172,3
27. Шахта Снежная	14	6,5	7,6	3000	2,16	0,31	0,08	1,60	0,36	ГНК	163,0
28. Ист. Плато Гном	10	12,6	7,5	10	2,31	0,24	0,13	1,40	0,37	ГНК	225,0
29. Ист. На пасеке	2	11,8	7,9	-	3,64	0,04	0,15	1,38	1,99	ГКМ	286,8
30. Р. Хипста	5	11,4	8,1	16000	2,18	0,47	0,24	1,30	0,90	ГНМК	223,9
31. Ист. Дурипшского плато	17	13,7	7,6	-	2,67	0,34	0,20	1,70	1,16	ГМК	256,7
32. р. Дохбарта	1	14,2	8,5	-	3,10	0,34	0,10	1,50	0,80	ГМНК	277,9
33. Пещера Ленинградская	8	7,0	8,1	-	1,80	0,06	0,10	0,85	0,96	ГКМ	150,4
34. Р. Аапста	5	12,5	7,8	800	2,13	0,46	0,14	1,47	0,74	ГМК	192,8
35. Ист. Водопад	3	8,2	8,5	13,0	2,59	0,76	0,07	2,37	0,50	СГК	264,4
36. Р. Дзбажа	2	10,3	8,5	300	1,95	0,31	0,09	1,25	0,56	ГНМК	177,2
37. Пешера Хабю	3	10,5	8,5	2000	2,59	0,20	0,12	1,89	0,53	ГК	205,3
38. Скважина 2	2	21,5	8,5	-	3,49	0,47	0,13	1,44	1,92	ГНКМ	328,6
39. Левые притоки Аапсты	4	14,2	8,1	400	3,15	0,24	0,07	2,59	0,52	ГК	265,8
40. Правые притоки Аапсты	5	12,7	8,3	400	3,18	0,26	0,22	2,60	0,26	ГНК	288,0
41. Р. Аапста	2	11,6	8,5	4000	2,35	0,26	0,07	1,55	0,74	ГМК	215,0
Атмосферные осадки	37	-	6,5	-	0,46	0,11	0,11	0,21	0,01	ГКН	44,0
Лед в полостях	2	-	7,4	-	2,96	0,04	0,04	2,16	0,60	ГМК	220,2

Принятые сокращения: Р. – река, руч. – ручей, ист. – источник.

Атмосферные осадки. Формирование химического состава поверхностных и подземных вод начинается с выпадения атмосферных осадков. До последнего времени сведения об их химизме на Бзыбском массиве отсутствовали. В 1981-1988 гг. были отобраны серии проб близ вершины Хипста (11 шт), на плато Бзыбского массива (2 шт) и в районе источника Мчишта (24 шт). Для осадков, выпадающих в жидком виде, характерна средняя минерализация 36,0 мг/л (С_v = 0,19) при сульфатно-гидрокарбонатном натриево-кальциевом составе^[1]. При прохождении через кроны деревьев отмечается уменьшение карбонатности раствора за счет повышения содержания хлоридов и сульфатов. Сказанное подтверждает основные выводы А.А. Колодяжной /116/. Твердые осадки имеют среднюю минерализацию 51,9 мг/л (С_v = 0,66) и специфический ХСГКН состав. Кислотность (рН), как правило, на 0,4-0,6 единиц ниже, чем для жидкой среды.

В районе исследования выявлено 10 гидрохимических типов атмосферных осадков, что зависит от их вида, интенсивности и условий формирования (направление ветра). Однако статистически достоверные различия между минерализацией и содержанием отдельных компонентов жидких и твердых гидрометеоров отсутствуют (λ-критерий менее 1,63). Это дает основания в дальнейшем рассматривать все анализы атмосферных вод, вне зависимости от их вида и места отбора, как одну генеральную совокупность. Средняя проба атмосферных осадков имеет минерализацию 44,0 мг/л, ГКН состав и рН 6,5.

Подземные водотоки в карстовых полостях массива опробовались редко. Имеются единичные анализы из шахт-поноров Графский провал, Бе??орусская, пещер Ленинградская и Хабю. Больше всего материалов накоплено по шахте-понору Снежная (табл. 22). По данным 14 разновременных анализов, отобранных в привходовой части, на глубине 200-300, 700-800 и более 1000 м от поверхности, а также в источнике в долине р. Хипста, до глубины 700 м в шахте происходит увеличение минерализации подземных потоков с 58 до 311 мг/л. Затем, в результате отложения карбонатного материала, происходит ее снижение до 180-170 мг/л. Таким образом, в высокогорном карсте Кавказа отмечаются те же закономерности, что и в среднегорном /75/. По составу преобладают воды ГК (44%), ГНК (28%) типов. Реже встречаются воды ГМК и ГКМ типов (по 14%). По химизму подземных водотоков необходимо накопление фактических данных.

Лед карстовых полостей характеризуется всего двумя анализами. Они имеют различную минерализацию (130-300 мг/л), ГМК состав, рН 7,4.

Источники массива имеют в основном конденсационное и инфильтрационное питание, что подтверждается гидрометрическими наблюдениями. Конденсационные воды в момент образования имеют нулевую минерализацию, но быстро увеличивают ее уже на первых десятках метров фильтрации. Средняя проба конденсационных вод имеет минерализацию 186,6 мг/л (С_v = 0,15), ГК состав, рН 7,5. Статистически достоверные отличия между этими пробами подтверждает значение Н-критерия.

Опробованные источники образуют 4 группы. Первая группа располагается на левом берегу р. Бзыбь от впадения Геги до выхода на некарстующиеся породы. Наибольший интерес представляют выходы подземных вод против Голубого озера, объединяемые нами под общим названием Бзыбский источник. Он отличается устойчивой минерализацией (189,2 мг/л; С_v = 0,03), температурой (7,5°С; С_v = 0,02) и рН (7,3; С_v = 0,02). Преобладают воды ГК (66%) и ГМК (34%) состава. Не исключено, что Бзыбский источник на левом берегу Бзыби является дериватом восходящего источника Голубое озеро на правом берегу, который дренирует значительную часть массива Арабика. Некоторая разница в химическом составе не может служить решающим аргументом, так как источники имеют различные водосборные бассейны. Окончательный ответ на этот вопрос может дать только специально поставленный эксперимент с окрашиванием.

На левом берегу долины Бзыби у впадения р. Гега имеются еще два крупных выхода подземных вод. В связи с труднодоступностью они не опробованы. Еще один крупный источник этой группы – Джирхва. Для него характерны довольно значительные изменения минерализации (160-236 мг/л, C_v=0,13), температуры (8,5-13,0°C, C_v = 0,24) и рН (7,1-8,1, C_v = 0,13), что, вероятно, связано с отбором проб не у головки источника, а ниже водопада. Химический состав в основном ГМК (50%), иногда ГК (38%) и ГНК (12%). Средний расход составляет 0,57 м³/с, расчетная минерализация – 215,6 мг/л, состав – ГМК, температура – 11,5°C, рН – 7,3. Остальные источники этой группы малодебитные. Наибольший интерес представляет конденсационный источник Хацверзых. Он имеет минерализацию 232,8 мг/л, ГК состав, температуру 8,4°C, средний расход 0,02 л/с. Кроме источников на западном склоне Бзыбского массива расположено несколько периодических водотоков, имеющих смешанное снегово-дождевое и подземное питание (ручьи Лагерный, Багья и пр.). Для них характерна довольно высокая минерализация (245-350 мг/л), температура (17,0-20,7°C) и рН (7,5-8,0), зависящие от условий формирования стока, времени и места отбора проб.

Вторую группу образуют источники, расположенные непосредственно на южном склоне Бзыбского массива. Большинство из них малодебитно и питает небольшие периодические водотоки. Они имеют несколько повышенную минерализацию (более 250 мг/л), температуру (более 14,0°C) и рН (более 8,0). Сведений об их химическом составе немного. Особняком стоит здесь огромный источник Мчишта, дренирующий значительную часть Бзыбского массива и образующий окраинную реку того же названия /140/. Особенности его гидрохимии будут рассмотрены ниже. Здесь отметим только, что по данным 157 анализов он имеет среднюю минерализацию 205,8 мг/л, ГМК состав, температуру 9,6°C и рН 7,4 (табл. 22).

Третью группу образуют источники и временные водотоки, питающие р. Хипста. Она является одним из немногих примеров внутренних рек карстовых массивов /140/, которые не только не уменьшают, но, напротив, увеличивают свой сток в его пределах, еще до выхода на некарстующиеся отложения. В связи со сложностью формирования гидрохимического режима р. Хипста рассмотрим его более подробно.

В верховьях р. Хипста сток формируют два ее основных притока: собственно Хипста и Бат, а также мощный источник в низовьях р. Бат. Собственно Хипста берет начало из небольшого источника под перевалом (именно он указывается в справочнике «Ресурсы…» /165/ как основной исток). Остальные притоки имеют снегово-дождевое питание. Для Хипсты характерна средняя минерализация 227 мг/л (C_v = 0,05), ГМК состав, расход 0,2 м³/с, температура 4,8°C. Р. Бат берет начало после слияния нескольких притоков, питающихся подземными водами и за счет таяния снега лавинных конусов. Их минерализация колеблется от 151,7 до 295,6 мг/л (C_v = 0,24). Состав в основном ГНК (70%), в двух случаях (по 15%) ГМК и ГК. Расчетная минерализация 213,0 мг/л при ГНК составе, расход 3,0 м³/с, температура 5,8°C. Источник Батский располагается примерно в 1 км выше слияния Хипсты и Бата, в долине последнего. Минерализация 170,5 мг/л, состав ГМНК, расход 5,8 м³/с, температура 4,5°C. После слияния этих трех водотоков р. Хипста имеет минерализацию 185,6 мг/л, состав ГНК, расход 9,0 м³/с, температуру 5,0°C.

До высоты 800 м р. Хипста принимает крупный левый приток Тванба и ряд небольших правых притоков. Приток Тванба берет начало из-под перевального гребня, разделяющего бассейны рр. Хипста и Решевая. Имеет разветвленную сеть притоков разных размеров и источников питания (снеговое и снегово-дождевое – из-под северных обрывов Хипсты, родниковое – из-под водораздельного гребня). Имеет минерализацию 152,7-244,7 мг/л (C_v = 0,15), состав ГМК – 35%, ГНК – 35%, ГК – 30%. Расчетная минерализация составила 165,0 мг/л, расход – 0,45 м³/с, температура 11,8°C. Правобережные притоки берут начало на поросших лесом склонах долины Хипсты, имеют протяженность 1-2 км и расход от 0,02 до 0,2 м³/с. Их минерализация (220,0 мг/л, C_v = 0,13) и химический состав (ГМК – 33%; ГКМ – 27%; СГН – 20%; ГНК – 13%; ГМ – 7%) довольно устойчивы. Расчетный расход (как сумма всех притоков) 0,4 м³/с, минерализация – 245,0 мг/л, состав ГМК, температура 10,6°C. После приема этих притоков р. Хипста имеет расчетные параметры: минерализация 188,6 мг/л, состав ГМК, расход 9,85 м³/с, температура 5,5°C.

На участке ниже отметки 800 м и до с. Дурипш р. Хипста принимает крупный правобережный приток Хыр и два левобережных притока: из шахты-понора Снежная (эставелла) и из балок левого борта долины, дренирующих плато Гном. Р. Хыр имеет минерализацию 172,3 мг/л, состав – ГМК, расход 2,0 м³/с, температуру 12,6°C. Источник, дренирующий Снежную, – минерализацию 163,0 мг/л, состав ГНК, расход 3,0 м³/с, температуру 6,5°C.

На плато Гном поверхностные водотоки и источники имеют минерализацию от 138,6 до 290,1 мг/л (C_v = 0,21) при преобладающем ГНК (50%) и ГК (25%) составе. Реже встречаются воды ГКМ (12%) и СНК (12%) типов. Расчетная минерализация составляет 225 мг/л, состав ГНК, расход 0,01 м³/с, температура 12,6°C. Река Хипста после приема этих трех притоков имеет расчетную минерализацию 182,5 мг/л, состав ГМК, расход 14,8 м³/с, температуру 6,6°C.

Р. Ыгри – последний крупный приток, который принимает р. Хипста перед выходом на некарстующиеся породы. Она берет начало на высоте 2200 м в результате слияния многочисленных мелких ручьев, питаемых талыми водами. Имеет расчетную минерализацию 202,8 мг/л, ГМК состав, расход 0,65 м³/с, температуру 12,5°C.

На замыкающем створе (контакт карстующихся и некарстующихся пород) р. Хипста имеет минерализацию 128-265 мг/л, (расчетная 183,5 мг/л), состав ГМК, температуру 6,9°C.

Изменения гидрохимических показателей в бассейне р. Хипста иллюстрирует рисунок 53, на котором показана структура гидрографической сети реки. В верхнем течении расход реки возрастает от 0,1 до 9,0 м³/с, затем остается практически постоянным (что свидетельствует о наличии зон поглощения) и увеличивается к выходу на некарстующиеся породы (в среднем до 15,5 м³/с). Общая минерализация формируется под влиянием поверхностных водотоков, имеющих повышенную (213-249 мг/л), и источников, имеющих пониженную минерализацию (160-170 мг/л). Их смешивание в разных пропорциях вызывает снижение минерализации вниз по течению (от 270 до 186 мг/л), затем пульсацию около средних значений. Несмотря на пестроту химического состава отдельных водопроявлений (в пределах бассейна выявлено 11 типов воды: ГК, ГМК, ГНК, ГМ, ГКМ, ГН, ГКН, СГК, СГН, СН, ГСН), р. Хипста имеет довольно устойчивый ГМК (верховья, среднее течение) и ГНК (низовья, участки выхода крупных источников). Химический состав воды, температура в основном водотоке увеличивается вниз по течению с 4,8 до 6,9°C, а рН – с 7,1 до 7,8.

Рис. 53. Схема формирования химического состава р. Хипста.
а – места отбора проб (цифры – нумерация водопунктов в соответствии с табл. 22), б – расчетные гидрохимические характеристики р. Хипста в верхнем, среднем и нижнем течении

Четвертую группу образуют источники и поверхностные водотоки, питающие транзитную реку Аапста ([140], рис. 54). Она начинается на некарстующихся породах цокольного водоупора, затем прорезает карстующиеся породы, слагающие Бзыбский и смежный Гумишхинский массивы, и опять выходит на некарстующиеся породы покровного водоупора.

Рис. 54. Схема формирования химического состава р. Аапста.
а – места отбора проб (цифры – нумерация водопунктов в соответствии с табл. 22), б – расчетные гидрохимические характеристики р. Аапста в верхнем, среднем и нижнем течении

Вниз по потоку в период наблюдений отмечалось устойчивое увеличение расхода от 0,8 до 4,0 м³/с. На некарстующихся породах река имеет повышенную минерализацию, которая затем несколько понижается и колеблется около средних значений. В нижнем течении она возрастает за счет влияния боковых притоков с повышенной до 265-290 мг/л минерализацией. Прогретая на некарстующихся породах вода в зоне развития карстующихся пород охлаждается на 0,5-1,5°C, а затем немного (на 0,5°C) прогревается. Показатель рН в этом же направлении резко снижается (с 12,5 до 8,0), а затем колеблется в пределах 8,0-8,5. Несмотря на подток подземных вод ГК состава (пещера Хабю), в цлом тип химизма по всей реке ГМК. Отдельные водопроявления имеют ГК, ГМК. ГНК, ГМНК, ГКМ, СГНК, СГК, СГМК, ГНКМ, ГКМН состав.

Таким образом, гидрохимическая ситуация в бассейнах рр. Хипста и Аапста различна. В первой сверху вниз наблюдается увеличение расхода, небольшое увеличение, а затем – снижение минерализации, возрастание температуры и рН; во второй – увеличение расхода, снижение минерализации, температуры и рН с колебаниями их около средних значений в низовьях. Это определяется как характером водотоков (внутренняя и транзитная карстовые реки), так и особенностями их питания (в частности – подтоком вод из крупных карстовых полостей, который в Хипсте отмечен в среднем, а в Аапсте – в нижнем течении).

Глубокие части обводненной зоны характеризуют данные химического состава воды из двух скважин. Первая из них располагается в долине р. Хипста выше впадения притока Хыр. Она вскрыла на глубине 240 м напорные самоизливающиеся воды (напор 18 атм) в приразрывной зоне оксфорд-кимериджских известняков. Вода имеет минерализацию 311,7 мг/л, СГМК состав, температуру 11,0°C, рН 8,1. Вторая скважина располагается на правом борту долины р. Аапста близ пещеры Хабю. Она вскрыла на глубине 400 м обводненные верхнеюрские известняки. Скважина самоизливает. Минерализация воды 326,6 мг/л, состав ГНКМ, температура 21,5°C, рН 8,5.

В целом минерализация и химический состав водопроявлений, даже после осреднения материалов наблюдений разных лет по отдельным водопунктам, довольно пестрый. Профиль Бродского, построенный через Бзыбский массив от его западного до восточного склона (рис. 55), свидетельствует, что минимальную минерализацию и более простой химический состав (ГК, ГКМ) имеют крупные карстовые источники. Более мелкие водопроявления на склонах и плато имеют повышенную минерализацию, температуру и пестрый (ГМК, ГНК, ГМНК, ГНМК) состав.

Рис. 55. Гидрохимический профиль по гребню Бзыбского массива.
Водопункты: 6-10 – западный склон; 17 – плато; 21,27 – долина р. Хипста; 33, 36-37 – восточный склон

Гидрохимический профиль, построенный по подножию Бзыбского массива (рис. 56), также дает довольно пеструю, но уже более упорядоченную картину. Источники имеют более высокую минерализацию, температуру и устойчивый (в основном ГК и ГМК) состав. Общее представление о вариации разных характеристик химического состава по этим двум профилям дает таблица 23, из которой следует, что к подножию массива происходит устойчивое повышение минерализации (в среднем на 31 мг/л) и температуры (на 5,3°C) всех водопроявлений, снижение их рН (на 0,3 единицы) и степени вариации (на 0,14-0,01). От области питания к области разгрузки происходят существенные изменения в химическом составе водопроявлений. При сохранении фонового ГК состава (26-28%) увеличивается количество водопунктов, имеющих воду ГМК (на 25%), ГКМ (на 11%) и ГНМК (на 6%) состава и уменьшается – имеющих ГНК (на 13%), СГК (на 9%) и ГМНК (на 3%) состава. Для Дурипшского плато, подземные воды которого испытывают техногенное (бытовое и сельскохозяйственное) загрязнение, характерно появление отсутствующих в других водопроявлениях Бзыбского массива нитратного (NO₃) и нитритного (NO₂) ионов. В отдельных пробах их количество достигает 25 мг/л (20-40% мг·экв), что заставляет вводить смешанные типы воды (нитратно- гидрокарбонатный магниево-кальциевый и др.).

Рис. 56. Гидрохимический профиль по подножью Бзыбского массива.
Водопункты: 6-13 – западный склон; 16-39 – южный склон

Таблица 23

Характер изменений гидрохимических показателей в различных частях Бзыбского массива

Профили	Минерализация		Температура		рН		Гидрохимические типы вод, %
	средняя, мг/л	Сv	средняя, °С	Сv	средняя	Сv	ГК	ГМК	ГНК	ГКМ	СГК	ГМНК	ГНМК
Запад-восток (через плато)	233	0,33	7,3	0,40	8,0	0,06	28	9	27	9	9	9	9
Запад-восток (по подножию)	264	0,19	12,6	0,30	7,7	0,05	26	34	14	20	-	6	15
В целом	248	0,25	10,6	0,36	7,8	0,06	26	24	19	15	4	8	4

Приведенные выше материалы можно систематизировать не только по положению водопунктов на плато и склонах массива. Один из возможных путей альтернативного анализа имеющейся информации – определение средних показателей из водопунктов, дренирующих водоносные горизонты в породах разного возраста (табл. 24). По минерализации и рН отмечается довольно четкая закономерность – увеличение этих показателей от верхнеюрских к верхнемеловым отложениям (на 40 мг/л и 0,5 единицы). По температуре, которая зависит от высоты местности, четких закономерностей нет. Средний химический состав вод во всех отложениях, кроме четвертичных, одинаков. Обращает на себя внимание очень однородный состав водопроявлений Дурипшского плато (С_v = 0,03-0,09). По Н-критерию эти воды существенно отличаются от вод Бзыбского массива, образуя самостоятельную совокупность, наиболее близкую к водам в нижнемеловых отложениях. Очевидно, это связано с генетическим единством пород (конгломераты Дурипшского плато сформированы в основном в результате размыва толщи нижнемеловых пород в верхней части бассейна р. Хипста). Обращает на себя внимание тождество химического состава (Н-критерий 0,2-0,3) вод Дурипшского плато и плато Гном, что является косвенным доказательством их одинакового происхождения.

Таблица 24

Гидрохимическая характеристика водопроявлений Бзыбского массива из горных пород разного возраста

Возраст пород	Количество проб, шт	Гидрохимический тип	Минерализация		Температура		рН
			средняя, мг/л	Cv	средняя, °C	Cv	средняя	Cv
J2-J3k-o	18	ГМК	294,2	0,20	15,8	0,25	7,8	0,03
J3km-tt	103	ГМК	210,3	0,23	9,5	0,42	7,5	0,07
K1	24	ГМК	238,5	0,28	8,0	0,22	7,9	0,07
K2	165	ГМК	250,4	0,21	12,6	0,14	8,0	0,06
Q	32	ГНМК	230,8	0,08	13,1	0,09	7,7	0,03

Определенный интерес представляет систематизация всех накопленных материалов по генетическим типам водопроявлений (табл. 25). Наименьшую минерализацию имеют атмосферные осадки, конденсационные и инфлюационные воды. Смешиваясь с несколько более минерализованными инфильтрационными водами, они формируют подземные водотоки, которые увеличивают минерализацию до выхода на поверхность. Еще большую минерализацию имеют напорные воды из скважин. Существенно кислый состав имеют только атмосферные воды (рН = 6,5). Остальные водопроявления обладают слабощелочной реакцией (7,4-7,8). Для распределений минерализации и кислотности всех водопроявлений свойственна высокая вариация (соответственно, до 0,41 и до 0,10) и довольно пестрый средний химический состав.

Таблица 25

Гидрохимическая характеристика водопроявлений Бзыбского массива, имеющих разный генезис

Водопроявление	Количество проб, шт	Гидрохимический тип	Минерализация		рН
			средняя, мг/л	Cv	средняя	Cv
Атмосферные осадки	37	ГКН	44,0	0,17	6,5	0,06
Инфильтрационные воды	10	ГК	237,6	0,15	7,5	0,09
Инфлюационные воды	4	ГМК	192,6	0,05	7,6	0,01
Конденсационные воды	9	ГК	186,0	0,31	7,9	0,06
Лед в полостях	2	ГМК	220,2	0,41	7,4	0,01
Подземные водотоки	7	ГНК	197,0	0,21	7,7	0,10
Источники	230	ГК	247,5	0,26	7,8	0,06
Скважины	3	СГМК ГНКМ	320,0	-	7,7	-

Степень агрессивности и ход метаморфизации подземных и поверхностных вод можно оценить на графиках Тильманса-Тромба (рис. 57). Формирование всех водопроявлений массива начинается с атмосферных осадков, которые при любых температурах резко ненасыщенны. Ненасыщенны также водопроявления в верхнеюрских карстующихся отложениях, в то время как водопроявления в породах другого возраста находятся на грани насыщения (воды нижнемеловых и четвертичных отложений) или слабо перенасыщены (воды некарстующихся и верхнемеловых отложений). При анализе по видам водопроявлений получается более простая картина: водопроявления любого генезиса, находящиеся в верхних гидродинамических зонах, слабо недонасыщенны, воды источников – слабо перенасыщены. Буровая скважина в бассейне Хипсты дала недонасыщенную, а в бассейне Хипсты – перенасыщенную воду.

Рис. 57. Метаморфизация вод Бзыбского массива, отличающихся по возрасту вмещающих пород (А) и по генезису (Б).
1 – атмосферные осадки, 2 – инфильтрационные воды, 3 – инфлюационные воды, 4 – конденсационные воды, 5 – лед в полостях, 6 – подземные водотоки, 7 – источники;
возраст водовмещающей толщи: 8 – J₂-J₃k-o, 9 – J₃km-tt, 10 – K₁, 11 – K₂, 12 – Q;
поля: «-» – ненасыщения, «+» – перенасыщения

Приведенные выше данные позволяют получить более или менее достоверные осредненные характеристики разных водопроявлений, но не дают представления об их изменениях на протяжении года. В пределах Бзыбского массива режимные наблюдения проводились только на источнике Мчишта. С 1968 г. их проводила Сухумская ГМО, отбиравшая пробы по схеме, принятой в гидрометслужбе СССР (1-3 раза в квартал). При этом фиксировалось время отбора (месяц, день, час, минута), средняя скорость и расход водотока, температура и рН воды, определялась ее общая минерализация и содержание отдельных ионов. Опыт гидрохимических исследований карстовых районов юга СССР показал /73/, что эта методика содержит ряд недостатков, а геохимические выводы, базирующиеся на этих материалах, нуждаются в значительной корректировке /87/. В 1985-1986 гг. режимные наблюдения на источнике Мчишта были организованы Адлерской лабораторией и СГУ. Пробы на химический анализ отбирались еженедельно и в моменты наибольшей водообильности (всего 77 проб), производились также все сопутствующие наблюдения (замеры расхода источника, температуры воды, рН). Количество осадков, температура и влажность воздуха в области питания оценивались по материалам ближайшей высокогорной метеостанции Гагрский хребет. Частично эти материалы опубликованы /79/. Ниже приводится их более полный анализ. Гидрографы источника Мчишта, совмещенные с графиками ежедневных значений осадков, температур и влажности воздуха в источнике, показали, что их значения плохо коррелируются между собой (r = 0,2-0,3). Это объясняется различным пространственным (по расстоянию от источника и по высоте над уровнем моря) расположением площадей инфильтрационного питания и очагов инфлюационного поглощения. Паводковые волны имеют разное время добегания и накладываются друг на друга, «смазывая» картину /79/.

Анализ связей между средними гидрологическими характеристиками за декаду дает более четкую картину, но только раздельно для разных периодов года. Так, связь между средней декадной температурой воды и температурой воздуха в области питания в теплый период характеризуется коэффициентом корреляции 0,51 ± 0,14, а в холодный период –0,67 ± 0,12; между температурой воздуха в области питания и расходом в теплый период –0,67 ± 0,14, а в холодный 0,65 ± 0,11; между количеством атмосферных осадков и расходом на протяжении всего года 0,62 ± 0,13.

Среднемесячные характеристики источника Мчишта имеют четкий годовой ход с максимумами в мае и ноябре (снеготаяние и дождевые паводки). Минимумы расходов проявляются в августе-октябре (летняя межень). Минерализация и температура имеют обратный ход (рис. 58). Между средними месячными значениями этих величин имеются четкие корреляционные связи (для расхода – минерализации r = –0,97 ± 0,05; для расхода – температуры r = –0,76 ± 0,08; для температуры – минерализации r = 0,80 ± 0,07). Это позволяет построить соответствующие уравнения связи (рис. 59). Используя значения парных коэффициентов корреляции, можно определить коэффициент множественной корреляции (r = 0,98) и вывести уравнение, увязывающее основные гидрохимические характеристики источника:

M = –3,1Q + 2t +208.

Выведенные уравнения действительны при среднемесячных расходах до 20 м³/с. Это связано с тем, что 1985 и 1986 гг. были относительно маловодными. Даже максимальные расходы (41,0 и 39,2 м³/с) почти в 5 раз ниже зафиксированного за период наблюдений (197 м³/с), а минимальные опускались до 2,3 и даже 1,7 м³/с.

Рис. 59. Годовой ход минерализации (а), расхода (б) и температуры (в) источника Мчишта (1985-1986 гг.)

Рис. 59. Зависимости между расходом и минерализацией (А), температурой и минерализацией (Б), расходом и температурой (В) источника Мчишта по наблюдениям 1985- 1986 гг.

Интересна структура гидрологических характеристик. Кривые дифференциальных и интегральных характеристик (рис. 60) свидетельствуют, что они распределены по нормальному закону с умеренной левосторонней (расход) и значительной правосторонней (минерализация, температура) асимметрией. Соотношение их средних, модальных и медианных значений приведены в таблице 26.

Таблица 26

Статистические параметры основных гидрологических характеристик источника Мчишта

Характеристика	Значения
	среднее	модальное	медианное
Минерализация, мг/л	200,5	215,0	205,0
Расход, м³/с	7,4	7,5	5,0
Температура, °C	9,6	9,7	9,5

Вода в источнике Мчишта на протяжение всего года существенно недонасыщенна по отношению к СаСО₃. Это объясняется смешиванием в разных соотношениях вод различного генезиса.

В 1987 г. проведены первые изотопные исследования подземных вод Бзыбского массива /157/. Были опробованы подземные водотоки в области питания (шахты-поноры Напра, Форельная, Ноктюрн, Пионерская, Пантюхина) и в области разгрузки (источники Голубое озеро, Джирхва, Бзыбский и Мчишта). Содержание изотопа О₁₈ колеблется от 11,5 до 14,5% и понижается с уменьшением абсолютной высоты местности, что, по мнению авторов, зависит от величины снегового питания. Необходимы специальные наблюдения, аналогичные проведенным на массиве Арабика /106/.

Химическая денудация и активность карстового процесса

Накопленные геолого-карстологические данные, материалы срочных и стационарных исследований позволяют по новому подойти к расчету химической денудации Бзыбского массива. Основой для района являются следующие данные: площадь Бзыбского массива 550 км², объем известняковой части выше уровня дренирования реками и источниками – 441 км³, средний расход – 31,3 м³/с. Среднюю минерализацию подземных вод, дренирующих массив, можно определить как средневзвешенную по расходам источников, для которых есть сведения о химическом составе воды (табл. 22). Она составляет 207,3 мг/л. Средняя минерализация атмосферных осадков составляет 44,0 мг/л.

Расчет общей химической денудации (для всего массива) производится по следующей схеме:

1. Определяется приращение минерализации ΔМ:

   ΔМ = 207,3 – 44,0 = 163,3 мг/л

2. Приращение минерализации ΔМ переводится в форму, учитывающую содержание 0,5 иона НСО₃ (умножением на коэффициент 0,65)^[1]

   ΔМ' = ΔМ·0,65 = 163,3·0,65 = 106,1 мг/л

3. Определяется ионный сток (R_и):

   R_и = Q·ΔМ = 31,3·106,1 = 3320,9 г/с

4. Определяется годовой вынос растворенных веществ из массива (G):

   G = 3320,9·31,5·10⁶ = 1,05·10¹¹ г = 1,05·10⁵ т

5. Годовой вынос переводится из весовой формы в объемную (v'), с учетом объемного веса верхнеюрских и меловых известняков в среднем 2,7 т/м³:

   v' = 1,05·10⁵ / 2,7 = 38889 м³

6. Определяется величина химической денудации (Д):

   Д = v' / S = 38889 / (550·10⁶) = 0,000071 м = 71 мкм/год,

   где S – площадь массива, м².

7. Определяется величина активности карстового процесса за 1000 лет по Н.В. Родионову:

   А = v' / (V·1000·100) = (38889·10⁵) / (441·10⁹) = 0,009% за 1000 лет

Таким образом, химическая денудация на Бзыбском массиве в целом составляет 71 мкм в год, а активность карстового процесса 0,009%. Это позволяет отнести его к территориям с 5 классом активности карста (малая активность /139/). Полученные величины несколько ниже, чем приводившиеся ранее в литературе (по /97/ – 0,011-0,013% за 1000 лет).

Аналогичный расчет для Дурипшского плато (площадь 50 км², объем конгломератов 1,75 км³, средний расход 1,6 м³/с, средняя минерализация воды источников 256,7 мг/л, атмосферных осадков 41,7 мг/л) дает величины 54 мкм/год и 0,15% за 1000 лет (4 класс, значительная активность).

Используя данные таблицы 20, 22 можно дать дифференциальную оценку химической денудации в отдельных водосборах Бзыбского массива (рис. 61). Она варьирует в широких пределах. Ее минимальное значение (35 мкм/год) приходится на водосбор источника Снежной. Это объясняется хорошей канализованностью стока, основной объем которого проходит через каверновые коллекторы при минимальном контакте воды с горной породой. Максимальная величина химической денудации (109 мкм/год) отмечена в западной и юго-восточной частях водосборов массива Хипста, где крупные карстовые водоносные системы, очевидно, отсутствуют. Средняя величина, как следует и из интегральных расчетов, составляет 71,0 мкм/год (С_v = 0,32).

Рис. 61. Величина химической денудации в отдельных водосборах Бзыбского массива.
Показатели химической денудации (мкм/год): 1 – менее 41, 2 – 41-50, 3 – 51-60, 4 – 61- 70, 5 – 71-80, 6 – более 80; границы расчетных водосборов: а – основных, б – второстепенных; 8 – крупнейшие карстовые полости; 9 – крупные карстовые источники

Представление о внутригодовом распределении выноса растворенных веществ из недр Бзыбского массива дает рисунок 62. При обратной связи между распределениями расхода и минерализации результирующий график выноса растворенных веществ имеет ряд особенностей. На нем прослеживаются два максимума (IV, V и XII) и два минимума (I и IX). Максимумы суммарного выноса растворенных веществ приходятся на весну (36,5%) и зиму (27,5%), минимумы – на лето (18,5%) и осень (17,5%). На холодный период (XI-IV) приходится 58,5%, на теплый (V-X) – 41,5% общего выноса. Ежегодно объем пустот Бзыбского массива увеличивается более чем на 40000 м².

Рис. 62. Ход расходов (А), минерализации (Б), выноса растворенных веществ (В) источника Мчишта в 1986 г.

Имеющиеся данные позволяют уточнить и общую гидрогеохимическую оценку подземного стока Западной Грузии. По данным Г.И. Буачидзе и др. /10/ общая величина химического стока с площади 4060 км² составляет 21108 г/с (или, в виде модуля, 5,20 г/с·км²). Ионный сток характеризует таблица 27.

Таблица 27

Модули ионного стока с карбонатных пород верхней юры, мела и палеогена Западной Грузии (/10/) и с карбонатных пород верхней юры и мела Бзыбского массива по данным авторов), г/с·км²

Регион	Вид стока	HCO3	SO4	Cl	Ca	Mg	Na	SiO2	Всего
Западная Грузия	Подземный	3,61	0,26	0,05	0,97	0,25	0,03	0,03	5,20
Бзыбский массив	Подземный	2,25	0,18	0,13	1,51	0,56	0,42	0,003	5,05
	Поверхностный	1,56	0,24	0,21	1,22	0,55	0,43	-	4,21

Таким образом, химический сток с Бзыбского массива несколько меньше, чем в Западной Грузии в целом. Более существенная разница выявляется при анализе его структуры.

Содержание НСО₃ для подземного стока ниже на 38%, а для поверхностного – на 57%, SO₄ – соответственно, на 30 и 40%, а по остальным компонентам, напротив, выше: по Cl на 160 и 320%, по Са на 50 и 22%, по Mg на 23 и 22%, по Na – в 14 и 15 раз. Содержание SiO₂ в подземных водах Бзыбского массива на порядок ниже, чем в Западной Грузии в целом.

История развития и особенности современного карстового рельефа

История развития карста Бзыбского массива тесно связана с его геологической историей, палеогеографией и палеогидрогеологией. Применительно к территории южного склона Главного Кавказского хребта эти вопросы с большей или меньшей полнотой освещены Е.Е. Милановским и В.Е. Хаиным /146/, в монографиях «Геоморфология…» /42/, «Гидрогеология…» /53/, в работах Ю.Н. Пастушенко /156/ и Н.Е. Астахова /5/. Можно выделить два этапа развития Бзыбского массива: позднеорогенный и неотектонический.

Рис. 63. История развития Бзыбского массива (А – разрез по линии 1-1¹, Б - план).
I – олигоцен, II – поздний миоцен, III – ранний плейстоцен, IV – голоцен. На разрезе: 1 – некарстующиеся породы; 2 – известняки; 3 – мергели; 4 – песчано-глинистые отложения; 5 – сбросы: а – Калдахварский, б – прочие; 6 – морской бассейн; 7 – неотжатые седиментационные воды; 8 – проекция дна долины р. Хипста. На плане: 9 – направления падения пород; 10 – синклинали (а) и антиклинали (б); 11 – террасы; 12 – направления поверхностного стока (Б – Бзыбь, О – Отхара, Ы – Ыгри, Х – Хипста, Р – Решевая, А – Аапста); 13 – направления подземного стока; 14 – основные источники

Позднеорогенный этап. В юрском, меловом и палеогеновом морских бассейнах происходило формирование карбонатных (местами – рифовых) отложений. Новокиммерийская (J₃-K₁), австрийская (К₁-К₂) и ларамийская (К₂-Рg₁) орогенные фазы проявлялись в подводном размыве (формирование карбонатных брекчий), а местами – в осушении отдельных участков территории, на которых начиналось формирование поверхностных карстовых форм. По данным Ю.Н. Пастушенко /156/ на Бзыбском массиве условия для этого возникали в кимеридже, валанжине, барреме, сеномане, сеноне. Им описаны погребенные полости, выполненные осадками мела разного возраста. Пиренейская фаза складчатости (Рg₂-Рg₃) вывела юрские и меловые отложения из-под уровня моря. Образовалась невысокая суша, сток с которой способствовал освобождению верхней части разреза известняков от морских седиментационных вод и закарстованию. В прибрежной зоне на известняки с угловым несогласием ложатся отложения олигоцена, а после проявления савской фазы складчатости (Pg₃-N₁), и миоцена (рис. 63, I). Трансгрессия мэотического моря перекрыла значительную часть массива, что привело к замещению пресных вод морскими. На этом этапе условия для развития карста в целом были неблагоприятными. Карбонатная толща не была разбита тектоническими нарушениями, в ней были развиты в основном седиментационные воды. Из всех гидродинамических зон наибольшее развитие имели зоны глубинной и, возможно, сифонной циркуляции. Полости, возникавшие в периоды регрессий, были заполнены во время последующих трансгрессий. Наиболее примечательным гидрогеологическим следствием тектонических движений позднеорогенного этапа явилось установление поперечного стока к акватории Черного моря.

Неотектонический этап начинается в середине миоцена проявлениями штирийской складчатости (N₁²). По представлениям Н.Е. Астахова /5/ его начало относится к концу сармата (аттическая фаза). При воздымании антиклинория Главного Кавказского хребта (структура 4 порядка) происходит смятие юрских, меловых и палеогеновых отложений Бзыбского массива в антиклинальные складки (структура 5 порядка, рис. 63, II). Их консолидация завершается во время аттической фазы (N₁³-N₂¹). Поднятия роданской (N₂²) фазы завершают формирование современной складчатой структуры. Сбросы кавказского простирания разбивают ее на отдельные вытянутые пластины. На юге, при надвигании на неогеновые молассы, формируются наложенные антиклинали и синклинали (структура 6 порядка). Калдахварский сброс, отчленивший массив от Гудаутской подзоны, существенно изменил гидрогеологическую ситуацию. Начали развиваться непрерывно увеличивающиеся в размерах зона вертикальной нисходящей циркуляции, зона колебаний уровней и горизонтальной циркуляции. Вместо поперечного стока к акватории Черного моря возник продольный сток вдоль экранов Чипширского (отток в Сочинский артезианский бассейн) и Калдахварского (отток через массив Арабика к зонам субмаринной разгрузки) сбросов. Началось интенсивное развитие коррозионно-эрозионных полостей разных типов.

Плиоценовые поднятия имели сравнительно невысокий темп (0,20 мм/год /152/), но большую продолжительность. За это время Бзыбский массив был поднят более чем на 800 м и выведен на высоту 1200-1800 м (рис. 63, III). Умеренно-теплый влажный климат способствовал его эрозионному расчленению.

Дальнейшее развитие Бзыбского массива происходило на фоне поднятий четвертичного времени (валахская фаза Q₁¹, пасаденская фаза Q₂-Q₃). Их интенсивность непрерывно возрастала: 0,25 мм/год в Q₁, 0,40 – в Q₂, 1,05 – в Q₃, 1,45 – в Q₄, 2,5-6,0 – в настоящее время /152/. Суммарная величина поднятий массива с позднего сармата до голоцена по Л.С. Когошвили /110/ составляет 2,5 км. Из них 65% (1600 м) приходится на N₂³-Q; 23% (560 м) – на Q₂-Q₃ и только 12% (340 м) – на Q₄ – современный этап. В валахскую фазу, на фоне дифференциальных поднятий отдельных блоков, происходит активизация поперечных движений. При этом возникают условия для интенсивной проработки субмеридиональных долин. Палеобзыбь, использовавшая в плиоцене осевую часть Арабикской антиклинали и ослабленную зону Дзышринского сброса, изменила направление течения с субширотного (в сторону р. Псоу) на субмеридиональное. Возникла антецедентная долина, отчленившая Бзыбский массив от карстового массива Арабика. Р. Бзыбь все это время подпитывала Бзыбский массив холодными пресными водами, стимулируя на первых этапах поднятий его промывку от седиментационных вод. Вероятно, Бзыбь питает массив и в настоящее время, так как на участке от с. Псху до впадения р. Гега она имеет высотные отметки 427-164 м, намного превосходящие отметки его южного склона (100-50 м).

С конца позднего плиоцена началось образование эрозионной сети и на южном склоне массива. Это были консеквентные долины, имеющие в зависимости от размеров питающих водосборов и особенностей питания большие или меньшие размеры. Три из них, заложенные по самым крупным поперечным нарушениям, разработали наиболее глубокие долины (рр. Ыгри, Хипста, Аапста). Особенно быстро врезались в массив Хипста, подпитываемая в верховьях карстовыми источниками, и Аапста, в водосборе которой имелись некарстующиеся породы. Первоначально все они имели на выходе из массива прямолинейные (стволовые долины) с мощными шлейфами аллювиально-пролювиальных отложений (рис. 63, III). В конце раннего плейстоцена произошло оживление движений по Калдахварскому сбросу, приведшее к местному «выжиманию» узкой тектонической пластины, перегородившей долины этих рек. Они были вынуждены огибать их, образуя широтные «колена». Менее полноводная Ыгри стала притоком Хипсты (рис. 75, IV). Детали этого процесса (изменения формы долин, меандрирование русел, образование озеровидных расширений, разница в мощностях аллювия и др.) освещены в работах С.Н. Неманишвили /149, 150/ и Л.В. Когошвили /111-113/.

Дальнейшее развитие эрозионной сети массива, захватившей и значительные площади его вершинной поверхности, происходило под влиянием климатических изменений четвертичного времени /210/. Для анализа истории развития карста они представляют меньший интерес. Отметим только, что в низовьях Бзыби, Мчишты, Хипсты, Гудау и Аапсты разные исследователи /42, 111 и др./ выделяют до 6 четвертичных террас, сливающихся в прибрежной части с соответствующими морскими террасами. Корреляционная стратиграфическая схема четвертичных и верхнеплиоценовых отложений Кавказа /115/ содержит значительно больше возрастных подразделений. В бассейне Бзыби выделяются три эоплейстоценовых (VIII-XI), восемь плейстоценовых (X-III) и две голоценовых (II, I) террас, коррелирующихся с соответствующими лиманными и морскими отложениями Черного моря.

В среднем и позднем плейстоцене Бзыбский массив подвергался оледенению (рис 63, IV). Оно имело большее значение, чем считали предыдущие исследователи /42, 185, 186, 194/. Это были долинные ледники Багья, Напра, Хипста, Решевая, Снежная, Дзбажа, а также каровые ледники на северном, западном, восточном склонах массива и на внутренних склонах отдельных хребтов на самом массиве. Долинные ледники оставили обильный моренный материал. При их таянии активизировались древние поверхностные водотоки и ряд заложенных ранее карстовых полостей.

Гравитационные процессы получили наибольшее развитие на перигляциальном этапе. Результаты их деятельности представлены формами и отложениями как гляциального (каменные глетчеры, бороздящие глыбы), так и коллювиального (дерупций, десперсий, десерпций, дефлюксий, деляпсий) рядов в понимании А.В. Кожевникова /114/. Их формирование происходило под воздействием сейсмических толчков силой до 7 баллов, генерируемых в зоне Калдахварского сброса /3/. Эти отложения и созданные ими формы на Бзыбском массиве нуждаются в специальном исследовании. Авторы отмечали их только попутно с изучением карста.

Приведенные выше данные об истории становления и развития Бзыбского массива как геологической структуры, оформившейся в рельефе на неотектоническом этапе, позволяет перейти к рассмотрению условий развития карста района. Здесь исследователя, как и в других горных карстовых районах юга СНГ /68, 75/ ожидают значительные трудности. Они определяются, прежде всего, отсутствием достоверных возрастных датировок различных форм и отложений, а также общей суженностью спектра коррелятных отложений в карстовых областях /81/. Для установления возраста карста Бзыбского массива нами был применен метод палеогеографических реконструкций на основе крупномасштабного (1:5000) картографирования ключевых участков /17/.

В качестве эталона был выбран трог Багья, расположенный на западе вершинной поверхности массива. С юга его ограничивает гребень с вершинами Чибжагра и Напра, с севера – гребень с вершинами Амжуляра, Абац, Химсул. В пределах трога в настоящее время развит денудационно-гляциально-карстовый рельеф с элементами эрозионной, гляциальной и карстовой морфоскульптуры, выработанной в верхнеюрских и нижнемеловых известняках. При составлении базовой геоморфологической карты трога использовалась довольно сложная легенда (рис. 64). Затем на основе этой карты была выполнена реконструкция рельефа района на эрозионном (поздний сармат-ранний плейстоцен) и гляциальном (средний-поздний плейстоцен) этапах. Рассмотрим эти материалы в хронологической последовательности.

Рис. 64. Легенда к картам на рис. 65-67.
Морфоструктурные элементы рельефа: 1 – плиоцен-четвертичные склоны, созданные в результате разрывных дислокаций; 2 – тектонические уступы.
Морфоскульптурные элементы рельефа: структурно-денудационная морфоскульптура, созданная в результате препарировки моноклинально залегающих пластов известняка: 3 – денудационные уступы, созданные проявлением комплекса склоновых процессов; 4 - плиоцен-четвертичные склоны пологих вершин и водоразделов; 5 – плиоцен-четвертичные склоны скалистых вершин и водоразделов; 6 – эрозионные уступы и обрывы, выработанные в верхнеюрских и нижнемеловых известняках: 7 – плиоцен-четвертичные долины временных и постоянных водотоков; 8 – уступы; гляциальная морфоскульптура, созданная ледниковой экзарацией в верхнеюрских и нижнемеловых известняках: 9 – средне- и позднеплейстоценовые гляциальные кары: а – склоны, б - днища; 10 – позднеплейстоценовая троговая долина: а – склоны, б – днища; 11 – ригели троговой долины и гляциальных каров; 12 – обрывы и уступы склонов гляциальных каров; карстовая морфоскульптура, созданная комплексом карстовых процессов в верхнеюрских и нижнемеловых известняках наложенная на разновозрастные элементы рельефа: 13 – среднеплейстоценово-голоценовые эрозионно-коррозионные: а - склоны, б – днища карстовых долин; 14 - эрозионно-коррозионные и коррозионные воронки, карстовые слепые овраги: а - склоны, б – днища; 15 – коррозионно-суффозионные воронки; 16 – внемасштабные знаки коррозионно-суффозионных (а) и коррозионных (б) воронок; 17 – подземные карстовые формы: коррозионно-эрозионные: а – шахта-понор, б – пещера-понор, в – нивально-коррозионная шахта, г – коррозионно-гравитационная шахта; 18 – проекция на поверхность ходов карстовых полостей; 19 – карстовые рвы.
Аккумулятивная морфоскульптура: 20 - позднеплейстоценово-голоцено-вая размытая поверхность валунно-глинистых морен; 21 – голоценовые субгоризонтальные поверхности дресвяно-глинистых отложений днищ карстовых котловин и воронок; 22 – современные поверхности нивальных дресвяно-глинистых валов; 23 - современные поверхности обвально-осыпных щебнисто-глыбовых шлейфов.
Прочие обозначения: 24 – тектонические нарушения; 25 – условия залегания пород; 26 – направления поверхностного стока; 27 – поглощение поверхностного стока: а – закрытый понор (водопоглощающие трещины закрыты обломочными отложениями), б – открытый понор (зияющие водопоглощающие трещины), в – поглощение во входы карстовых полостейц; 28 – линии водоразделов.
Морфометрические показатели карстовых полостей: 1 (номер полости на карте) – 85/65 (в числителе протяженность, в знаменателе глубина, м), 2 – 220/160, 3 – 32/15, 4 – (им. В. Пантюхина) 5530/1508, 5 – 180/87, 6 – 370/210, 7 – 55/12, 8 – 115/60, 9 – 165/60, 10 – 52/31, 11 – 190/110, 12 – 25/22, 13 – 37/26, 14 – 35/15, 15 – 57/52, 16 – 90/62, 17 – 90/60, 18 – 20/16, 19 – 32/27, 20 – 55/47, 21 – 90/75, 22 – 70/34, 23 – 105/25, 24 – 35/15, 25 – 20/17, 26 – 30/24, 27 – 185/150, 28 – 29/14, 29 – 40/15, 30 – 35/25, 31 – 75/60, 32 – 29/24, 33 – 32/20, 34 – 21/14, 35 – 22/15, 36 – 73/50, 37 – 25/20, 38 – 90/45, 39 – 30/23, 40 – 55/28, 41 – 100/40, 42 – 180/165, 43 – 120/115, 44 – (Напра) 3170/970, 45 – 190/85, 46 – 58/40, 47 – 60/35, 48 – 145/40, 49 – 100/34.

Эрозионный этап (рис. 65). Усиленная в условиях плювиального климата денудация обусловливает значительное снижение абсолютных высот водоразделов и способствует выполаживанию склонов на поверхности Бзыбского массива, но не приводит к формированию пенеплена /5/. Хорошее развитие получила внутренняя гидрографическая сеть. Эрозионно-денудационные процессы становятся доминирующими в экзоморфогенезе. Вместе с тем, на широких водоразделах закладываются коррозионные воронки, в зонах тектонических нарушений образуются первые карстовые водопоглощающие системы, гидродинамически связанные с раскарстованными трещинами зоны подруслового стока (рис. 65; №№ 8, 9, 10, 11, 19, 29, 43 и пр.). Для этого этапа характерно подчинение крупных форм рельефа (эрозионных долин) структурному плану территории и рисунку основных тектонических нарушений.

Рис. 65. Палеогеоморфологическая карта эрозионного этапа развития рельефа Бзыбского массива (поздний сармат – ранний плейстоцен).
Условные обозначения см. рис. 64

Гляциальный этап (рис. 66). В среднем плейстоцене (или в начале позднего плейстоцена) в результате тектонических поднятий и изменений климата в сторону похолодания сформированный эрозионно-денудационный рельеф был выведен в пределы хионосферы. Началось формирование гляциальных каров, в дальнейшем приведшее к образованию в центральной эрозионной долине горно-долинного ледника с фирновым бассейном в районе г. Чапара. Ледник получал питание из каров, находящихся на южном, крутом склоне долины. В эрозионных врезах, не занятых ледником, формировались карстовые долины. При интенсивном поглощении талых снеговых вод здесь продолжали унаследованно развиваться карстовые полости, достигавшие уже значительных размеров (рис. 66; №№ 2, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 13, 16, 17 и др.). В троговой долине карстовые полости, связанные с древней эрозионной формой, были частично уничтожены экзарацией, лишены питания и «законсервированы». Их фрагменты, представленные вскрытыми ходами с натеками, встречаются и в настоящее время в днище трога. Особенности морфологии и гидрологии горно-долинных ледников /55/ хорошо объясняют распределение карстовых полостей, возникших на гляциальном этапе. В период усиления абляции талые воды, концентрируясь в теле и на поверхности ледника, поглощались в области трещинной деформации льда над ригелями и в прибортовых его частях. Топографическое постоянство таких участков, обусловленное морфологией подледникового ложа, предопределило заложение здесь коррозионно-эрозионных полостей (№№ 20, 21, 22, 23, 24, 30, 31, 34, 37, 38, 45, 46, 47 и др.). В связи с более поздним заложением они имеют менее крупные размеры, чем полости такого же генезиса, развивавшиеся с эрозионного этапа. На гляциальный этап, в особенности на его завершающую стадию (абляция горно-долинных и каровых ледников) приходится максимум подземного карстообразования. Большое количество агрессивных вод, хорошие условия для концентрации стока на поверхности льда и снежников, обусловили интенсивное образование вновь формирующихся и унаследованно развивающихся полостей коррозионно-эрозионного генезиса.

Имеющихся в нашем распоряжении данных недостаточно для обоснованного выделения отдельных стадий оледенения. Однако обильность и особенности распределения по глубине нивально-коррозионных полостей свидетельствуют о том, что самые древние из них заложились еще на эрозионном этапе, в самом начале похолодания. Затеи они унаследованно развивались во время гляциального этапа, «законсервировавшись» в период максимума оледенения, и продолжили активно углубляться после начала дегляциации.

Рис. 66. Палеогеоморфологическая карта гляциального этапа развития рельефа Бзыбского массива (средний – поздний плейстоцен).
Условные обозначения см. рис. 64

Карстовый этап (рис. 67). С конца плейстоцена карстовые процессы стали основным фактором в преобразовании рельефа. Происходит распад карстовых долин на крупные карстовые котловины, накопление на их днищах остаточных глинистых отложений. В совокупности с карстовыми долинами это наиболее древние элементы карстовой морфоскульптуры. Они осложняются наложенными коррозионными и коррозионно-эрозионными возникающими в концевых частях свежих эрозионных врезов) воронками. На моренах, обвально-осыпных шлейфах и в остаточных отложениях карстовых котловин возникают коррозионно-суффозионные, а при обрушении сводов над карстовыми полостями – провальные воронки. Одновременно происходит вскрытие наиболее древних полостей, соединяющихся с поверхностью провальными колодцами или узкими ходами, «срезанными» денудацией. Большую роль в образовании карстовых полостей продолжают играть талые воды снежников. Некоторые поверхностные и подземные карстовые формы, выступая в качестве местных базисов эрозии, активизируют эрозионные процессы, приводя к образованию – молодых слепых оврагов. Активно формируются карры, местами объединяющиеся в обширные карровые поля.

Таким образом, каждая вновь образующаяся морфоскульптура, являясь наложенной на более древний рельеф, тем самым наследует его физиологические черты и, в то же время, существенно обогащает и осложняет их. Об этом свидетельствует довольно сложная нагрузка геоморфологической карты трога Багья (рис.67).

Рис. 67. Геоморфологическая карта современного этапа развития рельефа трога Багья на Бзыбском массиве
Условные обозначения см. рис. 64

Приведенная реконструкция истории развития рельефа полностью подтверждается и в районе системы Снежная /17/. Здесь дополнительно вырисовывается очень интересный элемент. Шахта-понор Сувенир, входящая как основное звено в эту систему, была образована (или промыта от заполняющих ее отложений) в результате поглощения стока в борту моренно-подпрудного озера. О тесных связях между историей развития рельефа плато и историей развития подземного карста массива свидетельствует анализ особенностей распределения коррозионно-эрозионных полостей на разных участках трога Багья. Наиболее молодые полости в карстовых цирках имеют среднюю глубину 36 м (Сv = 0,29), гляциальных долинах – 45 м (С_v = 0,54), а в самых древних эрозионных и карстово-эрозионных долинах – 167 м (С_v = 1,46). Это свидетельствует об унаследованном развитии последних, переживших несколько различных по климатическим условиям этапов развития рельефа.

Полученные результаты находят подтверждение и в последних исследованиях карста смежного высокогорного массива Арабика. Проведенные другим научным коллективом и по несколько отличной методике, они привели к схожим выводам /105/. Естественно, что в этом направлении необходимы детальные дальнейшие исследования с применением методов абсолютных датировок различных форм и отложений.

Д.С. Соколовым /167/ определены основные условия развития карста, характеризующие его типологические черты. Однако, в образовании карстовых форм участвуют и общие факторы морфогенеза, проявляющиеся в эволюционном взаимодействии эндогенных и экзогенных сил. Эти взаимодействия запечатлены не только в наборе созданных форм, но и в морфометрических показателях карстового рельефа.

Проведенный анализ распределения поверхностных карстовых форм (воронки, котловины), по отношению к высотным зонам массива, литологтческим разностям карстующихся пород, подземным карстовым формам и др. /2/, подтверждает справедливость сделанного замечания.

По материалам аэрофотодешифрирования западной части Бзыбского массива на площади 73 км² (представлены Р.Э. Базерашвили) были составлены карты плотности воронок и котловин и их распределение по высотным зонам и карстующимся породам (J₃, K₁v-h, K₁br). Кроме того, в анализ включались и картировались карстовые полости (рис. 68-71, табл. 28, 29).

Рис. 68. Плотность воронок на полигоне Багья по отношению к породам различного возраста.
Возраст пород: 1 – J₃tt, 2 – K₁v-g, 3 – K₁br. 4 – Чипширский сброс; 5 – изолинии плотности воронок, шт/км²; 6 – карстовые полости

Рис. 69. Плотность котловин на полигоне Багья по отношению к породам различного возраста.
Возраст пород: 1 – J₃tt, 2 – K₁v-g, 3 – K₁br. 4 – Чипширский сброс; 5 – изолинии плотности котловин, шт/км²; 6 – карстовые полости

Рис. 70. Плотность воронок на полигоне Багья по отношению к высотным зонам.
1 – горизонтали, м; 2 – изолинии плотности воронок, шт/км²; 3 – Чипширский сброс; 4 – карстовые полости

Рис. 71. Плотность котловин на полигоне Багья по отношению к высотным зонам.
1 – горизонтали, м; 2 – изолинии плотности котловин, шт/км²; 3 – Чипширский сброс; 4 – карстовые полости

Таблица 28

Распределение плотностей поверхностных карстовых форм относительно горных пород разного возраста

Возраст пород/ площадь, км²	Плотность воронок, шт/км²	Площадь с данной плотностью, км²	Количество спелео- форм, шт	Плотность котловин, шт/ км²	Площадь с данной плотностью, км²	Количество спелео- форм, шт	Средняя плотность воронок/ котловин, шт/км²
K1br 25,3	0-10	15,2	25	0-5	17,8	38	15,2/4,9
	11-20	3,8	14	6-10	4,4	20
	21-40	3,9	12	11-15	1,9	3
	41-60	1,9	9	16-20	0,9	2
	61-80	0,3	3	21-25	0,3	2
	81-100	0,1	1	-	-	-
	101-120	0,1	1	-	-	-
K1v-h 11,0	0-10	5,4	-	0-5	6,2	4	12,5/4,4
	11-20	2,6	7	6-10	2,9	2
	21-40	1,4	4	11-15	0,8	5
	41-60	0,6	-	16-20	0,1	-
J3tt 36,7	0-10	17,1	16	0-5	14,0	14	18,1/8,9
	11-20	10,6	8	6-10	9,8	17
	21-40	4,0	18	11-15	5,1	21
	41-60	3,1	21	16-20	5,0	10
	61-80	1,6	7	21-25	1,9	9
	81-100	0,1	1	26-30	0,8	-
	101-120	0,1	-	31-35	0,1	-
	121-140	0,1	-	36-40	-	-

Таблица 29

Распределение плотностей поверхностных карстовых форм по высотам

Высота, м	Площадь высотной зоны, км²	Плотность воронок, шт/²	Площадь высотной зоны с данной плот- ностью, км²	Коли- чество спелео- форм, шт	Плотность котловин, шт/км²	Площадь высотной зоны с данной плот- ностью, км²	Коли- чество спелео- форм, шт	Средняя плотность воронок / котловин, шт/км²
1400- 1600	5,1	0-10	4,4	3	0-5	4,1	3	6,7 / 3,6
		11-20	0,6	1	6-10	0,9	1
		21-40	0,1	-	11-15	0,1	-
1600- 1800	10,1	0-10	7,2	11	0-5	4,4	11	8,6 / 5,3
		11-20	2,4	3	6-10	3,0	1
		21-40	0,5	2	11-15	2,6	4
					16-20	0,1	1
1800- 2000	12,1	0-10	8,4	10	0-5	7,8	10	9,3 / 6,1
		11-20	3,0	10	6-10	1,5	6
		21-40	0,4	-	11-15	1,6	4
		41-60	0,1	1	16-20	0,6	1
		61-80	0,1	1	21-25	0,4	1
					26-30	0,1	-
2000- 2200	24,5	0-10	12,4	16	0-5	12,3	25	20,3 / 7,8
		11-20	5,4	18	6-10	5,8	24
		21-40	2,4	12	11-15	2,3	2
		41-60	2,1	6	16-20	2,0	2
		61-80	1,1	2	21-25	1,1	2
		81-100	1,0	-	26-30	0,9	-
		101-120	0,1	1	31-35	0,1	-
2200- 2400	21,3	0-10	4,9	2	0-5	6,9	8	28,6 / 9,0
		11-20	4,7	3	6-10	5,7	15
		21-40	6,2	17	11-15	5,0	18
		41-60	3,6	31	16-20	2,7	9
		61-80	1,4	3	21-25	1,0	6
		81-100	0,3	1
		101-120	0,1	-
		121-140	0,1	-

Сопоставление показателей плотности карстовых воронок и котловин и конфигурации их полей выявило хорошую сходимость. Максимумы и минимумы плотности для обеих групп карстовых форм практически совпадают. Это подтверждает тезис о геоморфологическом контроле, то есть унаследованности развития карстовых форм рельефа. Молодые формы рельефа (воронки) активно образовываются там же, где и более древние (котловины). Следовательно, в последние два этапа формирования рельефа (гляциальный и карстовый), рельефообразующие процессы синхронны и однонаправлены.

Рассмотрим влияние высоты местности, уклонов и горизонтальной расчлененности на особенности закарстования массива. Уклоны поверхности Бзыбского массива характеризует схема, составленная З.К. Тинтилозовым (/187/, рис. 25). Минимальные уклоны (0-15°) имеют участки вершинной поверхности на отметках 2000-2200 м и участки у основания южного склона и в долине р. Хипста. Максимальные уклоны (более 35°) характерны для северного склона. Наиболее приподнятой части массива между вершинами Кванша и Брзышха, а также центральная часть западного склона от вершины Чибжагра до р. Бзыбь. Распределяются площади с разными уклонами неравномерно. Более распределены площади с уклонами 16-25 и 26-35° (по 34%), реже встречаются более пологие (0-15°, 17%) и более крутые (более 35°, 15%) участки.

Горизонтальная расчлененность Бзыбского массива также охарактеризована З.К. Тинтилозовым (/167/, рис. 26). Менее всего расчленены участки вершинной поверхности и отдельные квадраты на склонах (0,0-0,5 км/км²). Вниз по склонам она возрастает. Но четких закономерностей распределения участков с разной расчлененностью выявить не удается: рядом находятся квадраты с самой различной плотностью. В целом по массиву преобладают участки с минимальной расчлененностью (0,0-0,5 км/км² – 19%). С увеличением расчлененности площадь участков убывает: 0,6-1,5 – 17%, 1,6-2,5 – 17%, 2,6-3,5 – 14%, 3,6-4,5, 4,6-6,0, более 6,0 км/км² – по 11%.

Прямым отражением в рельефе этапов развития массива (эрозионный, гляциальный, карстовый) являются особенности расчленения и характеристики уклонов поверхности известняков. Анализ размещения полей плотности карстовых форм по отношению к этим показателям выявил, что их максимумы приходятся на более выровненные участки. С увеличением крутизны склонов и расчлененности количество воронок и котловин убывает. Это согласуется и с литературными данными по другим районам /139, 167/.

Некоторое несоответствие уклонов и плотностей является следствием наличия вышеописанных склоновых нивально-коррозионных воронок, формирующихся на весьма крутых поверхностях.

Сопоставление плотности поверхностных форм с различными карстующимися породами (рис. 68, 69; табл. 28) подтвердило для горного карста общую закономерность: литологический контроль в карстовом рельефе является одним из важнейших как в горных, так и в равнинных условиях. Карстовый рельеф – это, в первую очередь, литоморфный рельеф.

Наибольшая средняя плотность воронок и котловин приходится на наиболее чистые, лучше карстующиеся верхнеюрские известняки (соответственно 18,1 и 8,9 шт/км²). Минимальными показателями (15,2 и 4,9 шт/км²) характеризуются доломитизированные мергелистые известняки валанжин-готерива.

Плотность воронок и котловин, как и чистоты минералогического состава вмещающих их известняков, занимает промежуточное значение (15,2 и 4,9 шт/км²). Аналогичные закономерности отмечены и для спелеоформ.

Интересен характер взаимоотношения между размещением полей плотности и высотными зонами массива (рис. 70, 71; табл. 29). С ростом высоты растет и средняя плотность поверхностных карстовых форм. Если средняя плотность котловин с высотой нарастает плавно, что говорит о некоторой консервативности этих форм рельефа, то с воронками дело обстоит иначе. До 2000 м средняя плотность воронок нарастает плавно, а выше наблюдается резкий скачок. Такой ход событий следует связывать с аналогичным изменением количества атмосферных осадков. По Э.И. Элизбарашвили их максимум находится на высоте 1800-2200 м. Кроме того, этим высотам соответствуют платообразный характер рельефа и активная нивальная коррозия – мощный фактор карстового морфогенеза средне и высокогорной зон Бзыбского массива.

Между средней плотностью поверхностных и количеством подземных карстовых форм существует тесная взаимосвязь, подтверждаемая высокими значениями коэффициентов корреляции (r = 0,92 ± 0,04 – для воронок, r = 0,95 ± 0,03 – для котловин). Новые разработки Дж. Ганна /227/, П. Уильямса /243, 244/ и А.Б. Климчука /105, 106/ во многом объясняют выявленную закономерность.

Эти и другие приведенные в работе материалы позволяют говорить о единстве развития карстового рельефа. Они требуют определенного пересмотра существующих теорий морфо- и спелеогенеза карстовых областей.

Далее >>

---

[1] Определен для 360 проб Бзыбского массива как отношение общей минерализации минус 0,5 содержания иона НСО₃ к общей минерализации, мг/л