/
Текст
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1997
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
ЯНВАРЬ - МАРТ
№1-1997
СОДЕРЖАНИЕ
Ананьев Г.С. О происхождении 5-образных планетарных морфОструктур (Карибская дуга)... 3
Борисевич Д.В. Неотектоника Восточной Европы (с учетом колебаний уровня моря в мезозое и
кайнозое).......................................................................... 14
Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Аридный цикл в пустыне Гоби (к 90-летию теории аридного геогра-
фического цикла)................................................................... 25
Научные сообщения
Агарков Е.В., Брылев В.А., Сажии А.Н., Свечникова Н.П. Тенденция и закономерности развития
современного экзоморфогенеза на территории Волгоградского Поволжья................. 39
Антроповский В.И. Морфология и деформация русла верхнего Амура...................... 45
Белоусова Е.Е. Морфология поймы р. Хопер в среднем течении и некоторые проблемы палео-
гидрологии ........................................................................ 54
Белый Б.В., Чалов Р.С. Руслоформирующие расходы воды и морфодинамические типы русел на
реках Дальнего Востока............................................................. 58
Гайворон Т.Д. Основы систематики балочных форм...................................... 66
Крылов Р.А. Предполагаемая космогенная структура (астроблема) на дне Баренцева моря. 69
Мусатов Е.Е. Геоморфология северной окраины Баренцевоморского шельфа между архипелагами
Шпицберген и Земля Франца-Иосифа................................................. 72
Соломина О.Н., Савоскул О.С. Ледники западной и северной периферии Тянь-Шаня за 2000 лет.. 78
Шаталов В.Г. Эрозионно-аккумулятивные процессы на поймах равнинных рек (на примере бассейна
Дона).............................................................................. 87
Якуч Л., Мезёши Г. Генетические особенности гипсовых пещер Подолии.................. 91
Рецензии
Александров С.М., Благоволии Н.С. Развитие морских берегов в плейстоцене и голоцене в условиях
изменяющегося уровня Мирового океана....................:.......................... 98
Лымарев В.И. Новейшая монография о глобальном рельефе Земли........................ 100
Чочиа Н.Г., Евдокимов С.П. Палеогеография позднего кайнозоя Восточной Европы и Западной
Сибири (ответ рецензентам)........................................................ 102
Хроника
Голосов В.Н. Эрозия и сток наносов: глобальные и региональные перспективы.......... 107
Содержание № 1-4,1996.............................................................. 109
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географий.
Институт географии, 1997 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JANUARY-MARCH
№ 1 -1997
CONTENTS
Ananyev G.S. On the origin of ^-shaped planetary morphostructures (the Caribbean arc)................. 3
Borisevich D.V. Neotectonics of Eastern Europe (with allowance made for sea level fluctuations during the
Mesozoic and the Cenozoic)........................................................................... 14
Timofeev D.A., Chichagov V.P. Arid cycle in the Gobi desert (to the 90th anniversary of the arid geographical
cycle theory)........................................................................................ 25
Short communications
Agarkov E.V., Brylev V.A., Sazhin A.N., Svechnikova N.P. Trends and regularities in the recent
exomorphogenesis of the Volga basin within the Volgograd region...................................... 39
Antropovsky V.l. The Upper Amur channel morphology and deformations.................................. 45
Belousova E.E. Khoper River floodplain in the middle reachesmorphology and some problems of
paleohydrology ...................................................................................... 54
Bely B.V., Chalov R.S. Channel-forming discharges and morphodynamic types of channels of the rivers in the
Far East............................................................................................. 58
Gaivoron T.D. The foundations of the balka landform systematics...................................... 66
Krylov R.A. A proposed cosmogenic structure (astrobleme) on the Barents Sea bottom................... 69
Musatov E.E. Geomorphology of the northern margin of the Barents Sea shelf between the Svalbard and Franz-
Josef Land archipelagoes............................................................................. 72
Solomina O.N., Savoskul O.S. Glaciers of Northern and Western Tien Shan over the last two thousand years.. 78
Shatalov V.G. Riverine forests and processes of erosion and alluviation.............T?............ 87
Jakucs L., Mezosi G. Genetic features of gypsum caves in Podolia.................................. 91
Reviews
Aleksandrov S.M., Blagovolin N.S. Sea coast evolution during the Pleistocene and the Holocene under
conditions of changing level of the World Ocean...................................................... 98
Lymarev V.l. The latest monograph on the global relief of the Earth................................. 100
Chochia N.G., Evdokimov S.P. The Late Cenozoic paleogeography of Eastern Europe and West Siberia (a
reply).............................................................................................. 102
Chronicles
Golosov V.N. Erosion and solid runoff: global and regional outlook.................................. 107
Contents, n 1-4,1996.............................................................................. 109
2
№1
УДК 551.432(728)
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
январь-март
1997
© 1997 г. Г.С. АНАНЬЕВ
О ПРОИСХОЖДЕНИИ S-ОБРАЗНЫХ ПЛАНЕТАРНЫХ
МОРФОСТРУКТУР (КАРИБСКАЯ ДУГА)
В рельефе Земли, как на суше, так и на дне морей и океанов выделяются морфо-
структуры (сочетания массивов, хребтов, впадин и пр.), очертания которых напо-
минают дуги. Иногда мы видим полностью сочлененные, но противоположно выгну-
тые дуги; иногда - верхнюю или нижнюю, или центральную их части. В океанических
областях подобные морфоструктуры часто относят к категории т.н. «островных дуг»,
соответствующим образом представляя механизм их образования. Для материковых
же морфоструктур подобного типа (например, для Верхоянского хр.) приходится ис-
кать иные объяснения их генезиса. Ниже речь пойдет о возможных механизмах фор-
мирования только тех дуг, которые своими очертаниями напоминают сжатую
пружину и приближаются к форме латинского «S».
Среди S-образных морфоструктур большая часть располагается в северном, а две -
в южном полушарии (табл. 1).
Планетарные S-образные морфоструктуры Земли
Таблица 1
Название и местоположение морфоструктуры Длина по дуге, км Широта, град.
Карибская дуга 5600 20-10 с.ш.
Среднеземноморские дуги (Гибралтарская, 4000 35-47 с.ш.
Западно-Альпийская, Сицилийская) Карпато-Балканская 1400 43-48 с.ш.
Дуги Банда 3800 0-9 ю.ш.
Дуга Скоша 5800 60-53 ю.ш.
Перечисленные морфоструктуры расположены у внешних границ планетарных по-
люсобежных волн сжатия, фиксируемых в обоих полушариях (рис. 1). Наиболее
крупные морфоструктуры такого вида на нынешнем этапе тектонического развития
пространственно совпадают, во-первых, с областями пересечения субмеридиональных
волн деформаций геоида и полюсобежных «волн сжатия», и, во-вторых, с внешними
краями выступов щитов [1]. В предлагаемой статье рассмотрены основные черты
строения и механизм возникновения одной из таких морфоструктур - Карибской дуги.
С позиций концепции «тектоники литосферных плит» Карибская дуга представляет
окраину обособленной литосферной плиты, движущейся сейчас (или в прошлом?)
с запада на восток. По отношению к движению южноамериканской плиты она об-
ладает встречным направлением движения, причины и механизм которого, как
правило, не разъясняются, а физическая модель отсутствует. «Карибской плитой»
3
Рис. 1. Распределение дугообразных планетарных морфоструктур, по Г.С. Ананьеву [ Г]
1 - «стоячие» волны плиоцен-четвертичных деформаций поверхности геоида; а - пригребневые области;
б - области седловины; в - бровка ступени, 2 - пределы распространения полюсобежных волн. Стрелками
указаны основные направления движения волн, 3 - дугообразные морфоструктуры, образовавшиеся в ре-
зультате сжатия верхних пластин земной коры. Кд - Карибская дуга
названо пространство, ограниченное на севере и востоке глубоководными желобами,
а на юге - прибрежными хребтами Венесуэлы. При этом не объясняются причины
появления плавно изогнутых форм хребтов и обрамляющих их желобов и впадин.
Предполагается, например, что «...очевидно, к эоцену субдукция западной части дна
Атлантического океана под восточный край Карибской плиты уже происходила, и это
привело к образованию дугообразного хребта...» [2, с. 325]. Продолжают оставаться
неясными основания, согласно которым на одних геологических и геоморфологи-
ческих картах [3, 4] Центрально-Американский глубоководный желоб оканчивается в
районе п-ова Оса (на границе Коста-Рикр и Панамы), а на других [5] - соединяется с
Перуано-Чилийским желобом. В обоих случаях эти желоба рассматриваются как
зоны субдукции Тихоокеанской плиты.
Палеореконструкции с использованием положений «тектоники плит» вносят и дру-
гие проблемы. По одним представлениям, Карибская плита является частью т.н. «пли-
ты Фараллон», проникавшей со стороны Тихого океана в Атлантику и отделившейся
от Тихоокеанской плиты около 10 млн лет назад [6]. В связи с этим «отделением»
юго-восточная часть Центрально-Американского желоба должна иметь позднемиоце-
новый возраст и, следовательно, ни о какой субдукции Тихоокеанской плиты в до-
позднемиоценовое время в этом регионе не может быть и речи. По другим представ-
лениям, «плита Прото-Фараллон» была отделена еще в кембрии от той области, где
сейчас находится Карибское море, «конвергентной границей» [7]. Следовательно, та-
кая граница унаследованно развивалась в течение 400-500 млн. лет и являлась весьма
устойчивым элементом в литосфере Земли. Р. Фейрбридж [8] предполагает, что
Центрально-Американский желоб уже существовал в олигоцене и субдукция осущест-
влялась.
4
Механизмы становления морфоструктур Костариканско - Панамского звена
Карибской дуги при плитотектонических реконструкциях рассматриваются только
как результат конвергенции плит. Последняя, к сожалению, не объясняет, почему при
этой конвергенции почти все гранитоидные интрузивные тела и соответствующие им
горст-интрузивные массивы и хребты мелового и эоценового возраста сосредоточены
в северной части Карибской дуги и только небольшая часть - в береговых хребтах
Венесуэлы. Отсутствие подобных морфоструктур отмечается на Панамском пере-
шейке и на надводной части Мал. Антильских о-вов [4].
Не меньше противоречий имеется в представлениях о механизме образования ост-
ровных дуг. Под ними в одних случаях реконструируется континентальная земная ко-
ра, в других - субокеаническая, в третьих - субконтинентальная [9]. Независимо от
этого их относят к геосинклинальному типу земной коры [9].
Геологическому строению рассматриваемого региона посвящены многочисленные
работы (А.И. Авдеев, В.Х. Бухер, Дж. Белл, Ж. Бюттерлен, Р. Вейль, Г. Винсон,
А. Ирдли, В.А. Левченко, Д. Мейтер, Р. Мур, П. Мэтсон, К. Офисер, Г. Ричардс,
Э. Робинсон, Д. Сондерс и др.). Согласно им, на северной окраине Карибской дуги к
наиболее древним образованиям относятся смятые в складки нижнепалеозойские
отложения платформенного типа. В течение позднего палеозоя-мезозоя они оказа-
лись погруженными ниже уровня океана. Анализ разрезов скважин (№№ 417 А, 417 Д,
418 А, 418 В), пробуренных с судна «Гломар Челленджер» и расположенных в пре-
делах смежной с регионом Северо-Американской котловины в Атлантическом океане
(рис. 2), показал, что около 100 млн лет назад нынешнее дно в этой части океана было
сушей или шельфом [10]. Опускание составило за позднемеловое-четвертичное время,
таким образом, около 5500 м. В результате этого в среднем миоцене излияния
базальтов происходили в подводных условиях. Следы их установлены при бурении тех
же скважин [10, 11]. В разрезе скважины, пробуренной на банке Ки-Сал в 80 км
севернее о-ва Куба, прослежены сверху вниз осадки: палеоген-неогена, мощностью
1200 м; верхней юры-мела мощностью 4500 м; по геофизическим данным - доверх-
неюрские осадки мощностью 4800 м [8]. Таким образом, общая мощность осадочного
чехла в этом районе превышает 10,5 км и соизмерима с таковой в акватории Мек-
сиканского залива. Скважина у южного побережья Кубы [3] была остановлена на глу-
бине 2960 м в верхнемеловых отложениях. В разрезах скважин, пробуренных при
рейсах «Гломара Челленджера» в Колумбийской и Венесуэльской котловинах, к наи-
более древним относятся верхнемеловые осадки на глубинах 240-480 м; на подводном
хр. Авес - миоценовые осадки; на о-ва Барбадос - палеоценовые осадки на глубине
4595 м. На юге и юго-востоке дуги наиболее древними породами, вскрытыми на.
островах, являются верхнеюрские.
Геологические структуры, установленные на суше при полевых исследованиях, ха-
рактеризуются наличием антиклинальных и синклинальных складок, чешуй и надви-
гов, вулканических образований, интрузивных тел. На о-ве Куба, например, выявлены
складчатые деформации в нижнемеловых-среднеэоценовых отложениях с плоскос-
тями надвигов, обращенных к югу под углами 25-30°. К востоку от Кубы ориен-
тировка надвигов меняется на юго-западную (о-в Пуэрто-Рико), а в районе Наветрен-
ных о-вов, между о-вами Гренада и Антигуа, - на западную. В области соприкосно-
вения этих морфоструктур с береговыми хребтами Венесуэлы отмечается падение
складок в эоценовых породах в южном направлении под углами 20-30°. В этом же
направлении смещаются надвиги. В районе Каракаса строение разреза осадков позво-
ляет установить погружение края Южноамериканского континента в течение
мезозоя. Несколько восточнее отмечены системы надвигов в южном направлении, а в
районе п-ова Пария - смещение в этом же направлении осей прогибов в миоценовую
эпоху. Таким образом, характеристики морфоструктур Подветренных о-вов
подчеркивают общее направление смещения этой части Карибской дуги с севера
на юг. О достаточно высокой степени напряженности земной коры здесь
свидетельствуют очаги землетрясений между о-вами Маргарита и Тринидад (рис. 2).
5
Сведения о геологическом строении внутренних областей Карибской дуги осно-
вываются, прежде всего, на строении разрезов скважин (табл. 2).
Наиболее древними из вскрытых бурением на дне Карибского моря являются верх-
немеловые породы. Из этого, естественно, не следует, что здесь не могут быть встре-
чены доверхнемеловые образования. Об этом, в частности, свидетельствуют разрезы
последних на островах. Обращает на себя внимание наличие меловых осадков на
глубинах как 4000 м, так и 500-700 м. Причина этого, на наш взгляд, кроется в дис-
лоцированное™ поверхности дна моря после завершения позднемеловой седимен-
тации.
Изучение строения земной коры и верхней мантии в Карибском регионе гео-
физическими методами привело к результатам, геологическая интерпретация
которых различна. По этим данным, глубина залегания поверхности Мохоровичича в
Колумбийской котловине составляет 10-14 км; в районе Доминиканской впадины -
14-20 км. Мощности осадочного чехла внутри Карибской дуги превышают 500 м.
Средние части сейсмического разреза характеризуются скоростями волн в 6-6,3 км/с;
нижние - 6-7,3 км/с. «Слой со средней скоростью 6,7 км/с интерпретируется как
обладающий высокими скоростями слой земной коры, обычно обнаруживаемый на
сейсмических профилях в океане» [12, с. 170]. Наличие этих слоев при общей повы-
шенной мощности коры позволило отнести тип земной коры к категории «промежу-
точного» между океаническим и континентальным [13]. Подробно эта проблема была
рассмотрена Дж. Юнгом с соавторами [12]. Сомнения вызывает то, что «...обычно
Рис. 2. Схема распределения морфоструктур и условий проявления пульсационно-волновых деформаций
поверхности в области Карибской дуги
Морфоструктуры Карибской дуги: 7 - холмистые подводные равнины мел-четвертичного возраста, по [3,
4]; 2 - складчато-блоковые подводные валы и хребты миоцен-четвертичного возраста; 3 - комплексы дену-
дационных равнин, горст-интрузивных массивов, блоково-складчато-надвиговых хребтов (юра -
плейстоцен); 4 - блоково-надвиговые подводные хребты и надводные массивы эоцен-четвертичного
возраста; 5 - комплексы блоково-надвиговых и вулканогенных морфоструктур эоцен-четвертичного
возраста; 6 - глубоководные впадины и желоба - следы олигоцен-миоценового рифтогенеза в присводовых
областях тектонических волн; 7 - то же, эоцен-четвертичного возраста; 8 - сводово-складчато-блоковые,
складчато-надвиговые, блоково-моноклинальные хребты; грабен-синклинальные впадины, по [4]
Морфоструктуры в обрамлении Карибской дуги: 9 - платформенные холмистые и увалистые надводные и
подводные равнины; 10 - плоские и наклонные подводные равнины в областях палеозойских и мезозойских
платформенных прогибов; 77 - предполагаемая платформенная равнина позднемезозойского возраста,
опустившаяся ниже уровня океана в эоцен-миоценовое время; 72 - комплекс горст-антиклинальных
хребтов и грабен-синклинальных впадин Колумбийских Анд; 13 - тектоно-вулканические нагорья, по [4];
14 - глубоководные желоба на окраинах океанических абиссальных равнин, по [3, 4, 23]; 75 - комплексы
горст-интрузивных и блоковых хребтов и массивов, вулканических сооружений
Элементы пульсационно-волновых деформаций верхних пластин земной коры: 76 - ось пригребневой зоны
Андийско-Кордильерской волновой деформации геоида (рис. 1); 77- южный предел распространения Тихо-
океанско-Евразийских полюсобежных волн (рис. 1); 18- границы области концентрации разновременных
тектонических «волн сжатия» ;К2-7^; :₽з - /V); 19 - границы области концентрации тектонических
«волн сжатия» эоцен-четвертичного времени; 20 - направления преобладающих пульсационно-волновых
смещений верхних пластин земной коры
Прочие обозначения: 27 - районы высокой сейсмичности, по [2, 13, 21]; 22 - эпицентры землетрясений, по
[21]; 23 - скважины глубоководного бурения и их номера, по [3, 10, 11]; 24 - суша; 25 - основные
орографические элементы (цифры в кружках): острова -1- Куба, 2 - Гаити, 3 - Ямайка, 4 - Пуэрто-
Рико, 5 - Антигуа, 6 - Гваделупа, 7 - Доминика, 8 - Мартиника, 9 - Сент-Винсент, 10 - Гренада, 11 - Бар-
бадос, 12 - Кюрасао, 13 - Тринидад, 14 - Маргарита, 15 - Анегада; архипелаги - 16 - Багамс-
кие о-ва, 17 - Каймановы о-ва; полуострова-18 - Пария, 19 - Оса, 20 - Флорида, 33 - Юкатан;
подводные хребты -21 - Авес, 22 - Беата, 23 - Никарагуанский; впадины - 24 -
Доминиканская, 25 - Магдалена, 26 - Маракайбо; глубоководные желоба -27- Центрально-
Американский, 28 - Бартлетт, 29 - Браунсон; глубоководные котловины - 30 -
Юкатанская, 31 - Колумбийская, 32 - Венесуэльская.
26 - границы комплексов морфоструктур
7
Таблица 2
Сводные данные о разрезах скважин во внутренних частях Карибского моря [3]
Местоположение скважины и ее номер
Глубина забоя
ниже дна моря, м
Возраст осадков
Колумбийская котловина, 152 477 К2-^2
Подводный хр. Беата. 151 381 K2-N2
Венесуэльская котловина (западная часть), 153 776 k2-n2
Венесуэльская котловина (центральная часть), 150 180 k2-n2
Подводный хр. Авес, 30 430 n{-n2
встречаемые в океане» слои со скоростями волн в 6,3-7,3 км/с нередко встречаются и
в пределах континентальной коры, так же как и обратные соотношения. Для части
гранитоидов Кольского п-ова, например, средние скорости также составляют 6-6,4
км/с. Это же подтверждают результаты исследований гранитоидов в разрезе буровой
скважины в горах Уинд-Ривер (США), где отмечено ступенчатое повышение
скоростей волн до 6,1 км/с на глубине всего в 2 км [14]. Такая же картина наблюдается
в строении сейсмических разрезов метаморфических пород. В зависимости от
химического состава они характеризуются скоростями 6,2-7,5 км/с [14]. Поэтому во
внутренних областях Карибской дуги предполагают существование осадочного и
осадочно-метаморфического чехла, сильно интрудированного породами основного и
ультраосновного состава (в т.ч. серпентинизированных). Подобные черты строения
могут характеризовать как субокеаническую, так и субконтинентальную кору. Для
конца раннего - начала позднего мела более логично предположить существование в
области Карибской дуги континента, а не океана, поскольку всего в 600-700 км к
северо-востоку существовали суша или шельф (рис. 2). В этом отношении мы близки
к точке зрения Л. Руттера, У. Бухера, А. Ирдли, Г. Герта [15] о существовании на
месте Карибского бассейна в палеозое и первой половине мезозоя суши с корой
континентального типа.
Следы горизонтального сжатия вдоль северной границы Карибской дуги были от-
мечены при анализе геофизических полей довольно давно [13]. За исключением же-
лоба Бартлетт и хр. Кайман, остальная часть внутренних областей дна Карибского
моря характеризуется изостатической уравновешенностью. Глубоководным желобам
в этом регионе соответствуют отрицательные изостатические аномалии, островным
дугам - положительные [16]. По этим данным предполагается, что «вдоль северного
края Карибской плиты происходит не только сдвиг к западу Американской плиты, но
и общее сжатие краев двух плит» [16, с. 9]. Другие исследователи полагают, что здесь
преобладают вертикальные движения, начало которым еще в палеозое положило
формирование глубинных разломов. Подтверждением значительных преобразований
в верхних слоях земной коры в позднемеловое и эоценовое время служат многочис-
ленные интрузии гранитов и гранодиоритов, сконцентрированные главным образом в
северной части Карибской дуги. Именно здесь встречаются морфоструктуры горст-
интрузивных массивов [4], почти отсутствующие в остальных частях дуги (табл. 2).
Это удовлетворительно объясняется механизмами «волн сжатия» [1, 17-20], наиболее
крупные из которых прослеживаются на севере дуги (рис. 2).
Около 70% гипоцентров землетрясений в пределах северной окраины Карибской
дуги располагаются на глубинах 4-70 км, хотя отдельные очаги находятся на глубине
300-330 км. Большая часть Юкатанской, Колумбийской и Венесуэльской котловин
асейсмична [15, 21].
Сложности в интерпретации сейсмических разрезов у восточной окраины дуги пока
не позволили установить здесь не только глубину залегания поверхности Мохорови-
чича, но и само ее существование [2, 12]. Под Венесуэльской котловиной условно
граница Мохоровичича проведена по смене сейсмических скоростей от 7,2 до 8,7 км/с
8
[12]. Но гипсометрическое положение отражающих площадок с этими скоростями
различается в диапазоне 14-23 км. Кроме того, на глубинах более 20 км отмечен
диапазон скоростей 7,4-8,7 км/с. Это создает определенную проблему геологической
интерпретации строения сейсмических разрезов [12]. В зависимости от этого, общая
мощность земной коры может составлять как 14-15, так и 19-23 км.
Если морфоструктуры островов Карибской дуги более или менее известны [4], то о
строении глубоководных желобов Бартлетт и Браунсон можно судить лишь по
интерпретации сейсмических разрезов и по батиметрии. Следует отметить ряд осо-
бенных черт. Во-первых, желоба Бартлетт (Кайман) и Браунсон (Пуэрто-Рико), а так-
же линейная Доминиканская впадина (-6095 м) представляют обособленные морфо-
структуры, не связанные между собой. Первые два разделены системой о-вов Куба-
Гаити-Пуэрто-Рико. Расстояние между изобатами 2000 м даже в наиболее узком
месте Наветренного пролива превышает ПО км, а глубина в этом месте достигает
всего 700-755 м. Во-вторых, желоб Бартлетт ориентирован в восток-северо-восточ-
ном направлении, по диагонали к оси о-вов Куба и Гаити. При этом сочленение
происходит под углом 30°. В поперечном сечении этого желоба наблюдается замет-
ная асимметрия - крутой северо-западный и пологий юго-восточный борта. При этом
предполагается, что банка Мистерьоса, о-ва Бол. и Мал. Кайман, образующие в
совокупности хр. Кайман, к настоящему времени поднимаются со средней скоростью
около 10 мм/год [22]. К юго-востоку от желоба расположено Никарагуанское
поднятие, представленное банками Росалинд, Педро, Москитос, о-вом Ямайка и
сочленяющееся с о-вом Гаити. Таким образом, в направлении с северо-запада на юго-
восток последовательно прослеживаются волнообразные деформации поверхности:
о-в Куба (600-1100 м) - Юкатанская котловина (-5055 м) - хр. Кайман (40 м) - желоб
Бартлетт (-7090 м) - Никарагуанское поднятие (2256 м) - Колумбийская котловина
(-4532 м). Их положение наиболее удовлетворительно объясняется надвигами
верхних (4-20 км) пластин земной коры в этом же направлении. Геологические
доказательства левостороннего сдвига вдоль желоба Бартлетт и их рассмотрение
затруднительно из-за нечеткости признаков сдвига. К тому же орографические оси,
геофизические поля и выходы меловых пород не смещены вдоль этого сдвига [23].
В-третьих, характерно, что желоб Браунсон окаймляет северо-восточную часть
Карибской дуги с ее внешней стороны. Его максимальная глубина достигает 8742 м.
Дно желоба неровное, с впадинами и поднятиями. В восточном направлении желоб
постепенно сужается, глубина его уменьшается сначала до 6-7 км, далее к югу - до
2 км и, наконец, он исчезает. Начиная примерно с 16° с.ш. и до 11-12° с.ш., желоба как
такового в батиметрической схеме нет. Остров Пуэрто-Рико характеризуется склад-
чато-блоковым строением юрских, меловых и палеоцен-эоценовых пород [24, 25].
Отдельные горные гряды сложены раннемеловыми амфиболитами, серпентинитами,
а также гранитоидами позднемелового возраста. В пределах выходов эоценовых
пород отмечены гравитационные оползни. Олигоценовые и миоценовые известняки, с
несогласием перекрывающие верхнемезозойские и нижнекайнозойские отложения,
как правило, отличаются слабой дислоцированностью. «Широтные простирания оли-
гоцен-миоценовых пород параллельны осевой линии глубоководного желоба Пуэрто-
Рико... Это позволяет предположить, что заложение желоба произошло от олигоцена
до миоцена» [24, с. 119]. Иначе говоря, в эпохи раннемеловых дислокаций и
активизации магматизма желоб в его современных очертаниях не существовал.
Геофизические исследования желоба Браунсон показали, что в его наиболее глу-
бокой части отражающие площадки разделяют слои со скоростями (км/с): 3,23-4,71-
6,32-7,95 [13]. В этом отношении строение земной коры близко к строению ее в
прилегающей части Атлантического океана. Предполагается, что мощность земной
коры здесь составляет 7 км; из них мощность слоя осадочных и изверженных пород -
3,5 км [13]. По предположению Ф. Венинг-Мейнеса [26], линейные гравитационные
аномалии в области островной дуги связаны с пластическим короблением земной
коры и проникновением в связи с этим более легкого сиалического вещества в более
9
тяжелый симатический материал [13]. Ганн [27] связывает изгибание с общим
сжатием вдоль крупной зоны разломов. Судя по преобладанию сейсмических очагов
между о-вами Анегада и Доминика, оно продолжается до настоящего времени. Оба
предположения указывают на возможность связи пластических деформаций пород в
Карибском регионе с волновыми деформациями верхних горизонтов земной коры,
хотя проблема изменения структуры вещества последней остается нерешенной.
Характерно строение осадочной толщи, слагающей территорию о-ва Барбадос.
Последний как бы замыкает с юга желоб Браунсона, представляя высоко поднятый
участок бывшего океанического дна [2, 8, 12]. Результаты бурения позволили выявить
на Барбадосе разрез глубоководных морских осадков, возраст которых датируется по
разным источникам от мела до миоцена [8]. В нижней части разреза обнаружены
олистостромы, оползни, прослои асфальта. В эоцен-миоценовых толщах отмечаются
следы подводного вулканизма. Разрывы эоценового возраста имеют вид пологих над-
вигов, направленных с северо-запада на юго-восток. С угловым несогласием на смя-
тых в складки среднемиоценовых породах залегают слабо дислоцированные плиоцен-
четвертичные осадки. Толща с плейстоценовыми рифовыми известняками слабо
наклонена к востоку [2]. В целом, мощность разреза осадочных пород от палеоцена до
плейстоцена составляет не менее 4,6 км.
Таким образом, имеются основания утверждать, что основные тектонические
деформации в этой части Карибской дуги происходили в эоцене-олигоцене. Наличие
на смежных островах действующих вулканов, дислокации четвертичных отложений,
поднятие последних более чем на 250-300 м выше уровня океана подчеркивают про-
должающуюся активизацию тектонических движений и развитие морфоструктур.
Наиболее полно указанные признаки объяснимы наличием нескольких разновремен-
ных «волн сжатия» [1, 18], двигавшихся с запада на восток (рис. 2) и постепенно зак-
рывших южное окончание желоба Браунсона.
Юго-западный фланг Карибской дуги представлен «сигмообразной» (термин
Р. Фейрбриджа) морфоструктурой, объединяющей системы продольных хребтов и
впадин Коста-Рики и Панамы. Они обрамляют в этой части дуги южную окраину
Колумбийской котловины. Средние отметки рельефа при пересечении с севера на юг
резко увеличиваются, и его общий размах составляет 4-6 км.
В Коста-Рике хребты сложены главным образом вулканитами олигоцен-миоце-
нового возраста, залегающими на еще более древнем (мезозойском?) вулканическом
основании, сформировавшемся на суше [8]. Вулканическая Кордильера включает
несколько действующих вулканов. Вместе с тем, к Тихому океану обращено несколь-
ко областей, содержащих в своем строении комплексы ультраосновных изверженных
пород раннемелового возраста. В пределах Вулканической Кордильеры гранодиори-
товые интрузии местами прорывают меловые и палеогеновые осадки [8].
Панамский перешеек объединяет комплекс горных хребтов и впадин, сложенных
осадочными и вулканогенными породами мел-палеогенового возраста. Последние
прорваны интрузивными телами гранитов, сиенитов, диоритов, которые, однако,
слабо выражены в рельефе и не образуют морфоструктуры. Предполагается, что в
позднем мелу Панамский перешеек был частью материковой суши, но в эоцене Тихий
и Атлантический океаны могли соединяться через систему проливов. Значительное
усиление вулканизма было характерно для олигоцен-раннемиоценового времени, а
нынешнее положение перешеек занял только в плиоцене.
Таким образом, к числу наиболее общих черт строения морфоструктуры Кариб-
ской дуги относится, во-первых, существование на севере довольно широкой (350-
650 км) полосы, объединяющей несколько сближенных и, по-видимому, разновозраст-
ных тектонических волн (рис. 2); во-вторых, существование на востоке и юго-западе
волновых деформаций в виде дуговых дислокаций, вулканоструктур, впадин;
в-третьих, существование на северной окраине Юж. Америки виргирующих прибреж-
ных хребтов, разделенных клиновидными впадинами; в-четвертых, наличие холмис-
тых глубоководных котловин в центральной части региона. Рассмотренные
10
особенности позволяют предложить модель их формирования и динамики, отличную
от той, которая существует в концепции «тектоники плит».
В позднем докембрии-палеозое происходит дифференциация земной коры и релье-
фа Сев. Америки и Карибского региона, где, наряду со стабильно поднимающимися
участками, возникают «бассейны погружения» [23]. К ним относятся площади, за-
нимаемые сейчас Мексиканским заливом, котловинами Карибского моря. При этом
не исключается вероятность образования на первых этапах развития субширотного
глубоководного желоба в северной части Мексиканского залива, позднее
превращенного в т.н. «геосинклиналь Мексиканского залива». Размеры и положение
разрывных нарушений, ограничивающих будущую Карибскую дугу, скорее всего,
отличались от современных [15].
В это же время, в одну из эпох наиболее значительного сжатия Земли начали
формироваться три основных зоны планетарных разрывных дислокаций: Андийско-
Кордильерская субмеридиональная; Тихоокеанско-Евразийская и Южноокеанская -
субширотные (рис. 1). В Карибском регионе заложение зон первичных разрывных
нарушений обусловило создание тектонических «барьеров» для проникновения раз-
нопериодных тектонических волн [17, 19] и по времени совпало с этой фазой сжатия1.
Карибская дуга возникла в узле наибольших напряжений, соответствующем с
одной стороны области пересечения субширотной и субмеридиональной планетарных
зон дислокаций, а с другой - области с утоненной земной корой, более пластичной и
менее «жесткой» к внешним напряжениям. Заложение и первые фазы развития
Карибской дуги и ее внешних окраин происходили в континентальных условиях. В
дальнейшем реконструируется постепенная смена условий сжатия [28] растяжением
поверхности Земли в карбоне-раннем триасе, которую мы объясняем глубинным
перераспределением вещества в связи с изменением угла наклона оси вращения
планеты [30, 31]. Это привело к активному продвижению полюсобежных волн с
севера на юг, перемещению южной и юго-западной окраин континента Сев. Америки
и смежных с ним областей в западной части нынешнего Атлантического океана в
южном направлении. В полосе между 70 и 80° з.д. произошло коробление пластин
земной коры, их сжатие и надвигание одних на другие с образованием зон разрывных
нарушений в апикальной части «волн сжатия». В конечном счете это обусловило
«выдавливание» верхних горизонтов земной коры континентального типа в юго-
восточном, восточном и юго-западном направлениях (рис. 2), а также - трансфор-
мацию ее состава и начало погружения пластин в центральных областях Карибской
дуги. Смещение большей части Карибского блока к востоку Р. ван Беммелен
объяснил погружением его в условиях действия ротационных сил Земли. В этом
случае «...погружающиеся глыбы коры должны ускорять свое вращение и смещаться
к востоку, а поднимающиеся - замедлять и соответственно испытывать относитель-
ное смещение к западу...» [15, с. 314]. Г.Н. Каттерфельд [32] это явление назвал
«эффектом кручения». Возможно также, что одной из причин утонения земной коры
во внутренних областях дуги является перемещение вещества коры в циркуляционных
ячейках навстречу смещению волн сжатия [18, 19].
Продолжающееся развитие в мезозое субширотного Тихоокеанско-Евразийского
пояса сжатия литосферы повлияло и на поперечное сжатие Карибской дуги. Этому
способствовало оформление в юре заложенного еще в допалеозойское время т.н.
«рифта Св. Лаврентия», образовавшегося в результате растяжения и соответствую-
щего перемещения коры на северо-востоке и в центре континента Сев. Америки.
Математическая модель конвективных движений в периферической оболочке Земли
[33] позволила предположить, что Североамериканский материк «расползается» в
своей южной части в направлении с северо-запада на юго-восток. При этом ста-
ционарные наблюдения за скоростью смещения определили величину последней в
1 Возможность образования криволинейных трещин при сжатии сферы (т.н. «трещин сокращения»)
была показана в экспериментах [29].
11
5-10 мм/год [33]. Вероятно, в позднем триасе-юре на южной окраине Карибской дуги,
в связи с подобными явлениями, началось смещение тектонических прогибов в
южном и юго-восточном направлениях, продолжающееся до настоящего времени.
Если в поздней юре-раннем мелу ось прогибов проходила через северный хребет о-ва
Тринидад, то в палеоцене-эоцене - уже вдоль Центрального хребта; в миоцене - через
юг Тринидада; в плиоцене и плейстоцене - южнее о-ва Тринидад. Перемещение
линейных прогибов со средней скоростью 1-2 см/год одновременно подтверждает
возможность изменений в очертаниях и площади внутренних котловин Карибской
дуги [23]. Давление пластин континентальной коры с севера на юг привело в поздней
юре-мелу к «расщеплению» и виргации морфоструктур на северной окраине
Южноамериканского континента. Этим объясняется формирование дугообразных
хребтов, разделенных клиновидными грабенсинклинальными впадинами (Магдалена,
Маракайбо и др.).
Наиболее крупная система тектонических волн в этом регионе образовалась на
севере (рис. 2). Растяжение поверхности в пригребневой зоне волн и гравитационное
обрушение на ее внешнем склоне [18] привели к появлению разрывов (в т.ч. риф-
тогенных), по которым опустились верхние участки континентальной коры,
образовав в олигоцене-раннем миоцене желоба Бартлетт и Браунсон, а в конце
миоцена - Доминиканскую впадину. В плиоцене завершилось создание суши в области
Панамского перешейка.
Максимум орогенических движений при этом на о. Куба был приурочен к середине
позднего мела; на о-вах Гаити и Ямайке - к концу позднего мела-началу эоцена;
на о-ве Пуэрто-Рико - к началу эоцена. Наибольшие надвиговые дислокации
произошли на о-ве Куба, а слабые - на о-ве Пуэрто-Рико. Все это указывает на
постепенное затухание длиннопериодных волновых деформаций от областей
максимального сжатия полюсобежными волнами к их периферии. Давление
континентальных пластин с севера на юг усилило участие субмеридиональных волн и
обусловило как формирование подводных хребтов Беата и Авес, так и изменение
площадей Колумбийской и Венесуэльской котловин.
Вулканизм в этом регионе также характеризовался пульсационным ходом
развития. Эпоха активизации вулканических процессов в прздней юре-позднем мелу
сменилась перерывом до конца палеоцена, когда она возобновилась на Мал.
Антильских о-вах и продолжалась в течение всего эоцена. Очередное затухание
вулканической деятельности на востоке Карибской дуги фиксируется (по строению
геологических разрезов) в олигоцене-раннем миоцене и продолжалось 5-6 млн. лет. В
эту эпоху на юго-западе дуги активизация вулканизма привела к образованию
основных морфоструктур, часть которых возникла в подводных условиях. Следующая
фаза активности вулканизма длительностью 4-5 млн. лет фиксируется с середины до
конца миоцена. После этого в позднем миоцене-среднем плиоцене вновь наступил
перерыв. В плейстоцене на востоке и юго-западе Карибской дуги вулканизм
возобновился.
Подобные особенности свидетельствуют о периодическом накоплении и разрядке
напряжений в разных частях Карибской дуги. В своих наиболее крупных чертах она,
вероятней всего, сформировалась к началу кайнозоя [15] и в дальнейшем испытывала
тенденцию к усложнению своего строения.
Итоги проведенных исследований показали необходимость дополнительного
обсуждения ряда теоретических положений планетарной геодинамики. В первую
очередь это касается проблемы морфоструктурных классификаций островных дуг,
глубоководных желобов, срединно-океанических хребтов, механизмы образования,
возраст и динамика которых неоднозначны. К этому добавляется проблема
конвергенции рельефа. Во-вторых, следует вернуться к проблеме существования в
прошлом отдельных участков «промежуточных материков» [34], опущенных ныне на
дно океана. Свидетельства этому имеются в западной части Тихого океана, на севере
Атлантики, в Карибском регионе, к западу от Перу ано-Чилийского желоба и др.
12
В-третьих, необходим сравнительный анализ морфоструктур, обнаруживаемых в
пределах эоцен-четвертичных субмеридиональных и субширотных волн, а также в
узлах их пересечения.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
\. Ананьев Г.С. Пульсационно-волновая гипотеза рельефообразования Земли. Часть 3. Размещение и
происхождение планетарного рельефа //Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1995. № 6. С. 10-18.
2. Томблин Дж. Малые Антильские острова // Мезозойско-кайнозойские пояса. М.: Мир, 1977. Т. 2.
С. 325-333.
3. Геологическая карта Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана м-ба 1 : 10 000 000. ВАНПО
«Аэрогеология», 1973.
4. Геоморфологическая карта Мира м-ба 1:15 000 000. М.: ГУ ГК, 1988.
5. Тектоническая карта Мира м-ба 1 : 45 000 000. Л.: Мингео СССР, ВСЕГЕИ, 1984.
6. ЗоненшайнЛ.П., Савостин Л А. Введение в геодинамику. М.: Недра, 1979. 311 с.
7. Ушаков С.А., Ясаманов Н.А. Дрейф материков и климаты Земли. М.: Мысль, 1984. 206 с.
8. Фейрбридж Р.У. Куба // Энциклопедия региональной геологии. Л.: Недра. 1980. С. 114-116.
9. Леонтьев О.К. Морская геология. Основы геологии и геоморфологии дна Мирового океана. М.: Высш,
шк., 1982. 344 с.
10. Русинов В.Я. 51-й рейс «Гломара Челленджера» // Природа. 1978. № 3. С. 135-137.
11. Перцев Н.Н. 52- и 53-й рейсы «Гломара Челленджера» // Природа. 1978. № 9. С. 142-144.
12. Юинг Дж.И.. Офисер К.Б.. Джонсон Х.Р., Эдвардс Р.С. Геофизические исследования в восточной части
Карибского моря / Тринидадский шельф, трог Тобаго, Барбадосский гребень, Атлантический океан //
Вопросы современной зарубежной тектоники. М.: Иностр, лит., 1960. С. 163-189.
13. Офисер К.Б., Юинг Дж. И., Эдвардс Р.С., Джонсон Х.Р. Геофизические исследования в восточной части
Карибского моря / Венесуэльский бассейн, Антильская островная дуга и впадина Пуэрто-Рико // Воп-
росы совр. заруб, тект. М.: Иностр, лит., 1960. С. 129-161.
14. Резанов И.А. Геологическая интерпретация сейсмических зондирований земной коры. М.: Недра, 1980.
263 с.
15. Хайн В.Е. Региональная геотектоника. Северная и Южная Америка. Антарктида и Африка. М.: Недра,
1971.548 с.
16. Авдеев А.И. Изостазия, структура и динамика литосферы Карибского региона // I съезд сов. океа-
нологов. Тезисы докл. Вып. III. Геология морей и океанов. М.: Наука, 1977. С. 9.
17. Ананьев Г.С. Пульсационно-волновая гипотеза рельефообразования Земли. Часть 1. Роль блоково-сло-
истой литосферы //Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1994. № 1. С. 31-38.
18. Ананьев Г.С. Пульсационно-волновая гипотеза рельефообразования Земли. Часть 2. Волновые
деформации и пульсация поверхности //Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1994. № 3. С. 10-18.
19. Ананьев Г.С. О пульсационно-волновой гипотезе развития рельефа континентов // Геоморфология.
1994. № 3. С. 3-13.
20. Ананьев Г.С. Об основах пульсационно-волновой гипотезы рельефообразования Земли // Неотектоника
и современ. геодинамика континентов и океанов. Тезисы докл. XXIX Тектонического совещания. М.,
1996. С. 9-11.
21. Карта сейсмичности Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана (1896-1968) м-ба 1 : 10 000 000,
1973 / М.: ВАНПО «Аэрогеология». 1976.
22. Ричардс Г.Г. Каймановы острова // Энциклопедия региональной геологии Мира. Л.: Недра, 1980. С. 113.
23. Ирдли А Дж. Тектоническая связь Северной и Южной Америки // Вопросы современ. зарубеж. тект. М.:
Иностр, лит., 1960. С. 345-432.
24. Уивер Д.Д., Пуэрто-Рико // Энциклопедия региональной геологии Мира. Л.: Недра, 1980. С. 117-119.
25. Уивер Д.Д. Большие Антильские острова // Энциклопедия региональной геологии Мира. Л.: Недра,
1980. С. 108-110.
26. Венинг-Мейнес Ф.А. Тепловая конвекция в земной мантии // Дрейф континентов. М.: Мир, 1966.
С. 183-208.
27. Gunn R. Isostasy extended //J. Geol. 1949. № 57. P. 263-279.
28. Милановский E.E. Пульсация и расширение Земли - возможный ключ к пониманию ее тектонического
развития и вулканизма в фанерозое // Природа. 1978. № 7. С. 22-34.
29. Бухер В.Х. Эксперименты и мысли о сущности орогенеза // Вопросы современ. зарубеж. тект. М.:
Иностр, лит., 1960. С. 438-451.
30. Орлова А.В. О возможности закономерной связи между скоростью вращения планеты и углом наклона
ее оси Ц Проблемы планетарной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 1963. С. 144-148.
13
31. Орлова А.В. Пустыни как функция планетарного развития. М.: Недра, 1978. 160 с.
32. Каттерфельд Г.Н. Лик Земли и его происхождение. М.: Географгиз, 1962. 152 с.
33. Каракин А.В., Мясников В.П., Фадеев В.Е. Качественные особенности движения зон тектонической
скученности периферической оболочки Земли в конвективных моделях // Проблемы движений и
структурообразования в коре и верхней мантии. М.: Наука, 1985. С. 73-82.
34. Вегенер А. Возникновение материков и океанов. М.; Л.: Госиздат. 1925. 145 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 17.03.95
ON THE ORIGIN OF S-SHAPED PLANETARY MORPHOSTRUCTURES
(THECARIBBEAN ARC)
G.S. ANANYEV
Summary
The paper discusses special features of geology and geomorphology of one of largest arcuate morphostructures of
the Earth. A general position of the Caribbean arc is shown within the whole Pacific-Eurasian belt of compression,
types of morphostructures are indicated together with differences in different sectors of the arc; their development was
of pulsatory-wavy character since the Mesozoic, the morphostructure acquired its modem appearance in the early
Cenozoic. The compression was most pronounced in the norhern part of the Caribbean Arc. Reasons are discussed for
the arc growth towards east, south and south-west.
УДК 551.24(4)
© 1997 г. Д.В. БОРИСЕВИЧ
НЕОТЕКТОНИКА ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ
(с учетом колебаний уровня моря в мезозое и кайнозое)
При составлении неотектонических карт в первую очередь необходимо определить
точку отсчета, лежащие выше и ниже которой участки рассматриваются соот-
ветственно как поднятия и опускания. До недавнего времени, пока Хагом и др. [1] не
была составлена кривая колебаний уровня океанов с триаса до настоящего времени,
исследователи принимали за ноль современный уровень моря. Одни, например, Бабак
[2], составивший неотектоническую карту Крыма, понимали условность полученных
при этом величин, и Бабак указывает, что они должны быть уточнены при наличии
данных об уровне миоценового моря. Другие, принимая за ноль современный уровень
моря, не учитывали этого обстоятельства, что приводило к ошибочным выводам. Так,
Бондарчук и др. [3], основываясь на прогрессивном уменьшении после сармата площа-
дей эпиконтинентальных морей, объясняют это общим поднятием значительной час-
ти территории Украины примерно на 100 м. Иданс и др. [4], основываясь на глубоком
врезе плиоценовых долин, также считают, что с миоцена территория Прибалтики бы-
ла приподнята на 100 м. Сейчас, когда установлено, что уровень морей и океанов был
в олигоцене-миоцене на 100 м выше современного, ясно, что на самом деле имело
место не общее поднятие континента (которое, принимая во внимание его изостати-
ческую уравновешенность, вообще невозможно), а понижение уровня океанов, в связи
с изъятием воды при образовании ледниковых щитов Антарктиды и Гренландии.
Поэтому при составлении "Неотектонической карты Восточной Европы” за ноль
нами принят уровень олигоцен-миоценового моря, который был на 100 м выше совре-
14
Неотектоническая карта Восточной Европы
7 - изобазы в метрах, 2 - сбросовые уступы, 3 - соляные купола
менного, так как именно с этого времени началось наиболее интенсивное формиро-
вание неотектонических элементов рельефа (рисунок).
Амплитуды поднятий и опусканий определялись только по единственному (с нашей
точки зрения) достоверному методу выявления неотектонических движений - по
изменению высотного положения как выраженных в современном рельефе, так и
погребенных мезозойских и палеогеновых поверхностей выравнивания и их акку-
мулятивных аналогов.
В качестве топографической основы использована "Карта усредненного рельефа
Русской равнины" [5].
15
Для понимания особенностей формирования каждой крупной морфоструктуры
недостаточно определить амплитуды создавших ее неотектонических движений. Их
характер неоднократно менялся во времени, и в результате этого возникали инвер-
сионные структуры, такие, как Подольское плато или Приволжская антеклиза.
Поэтому при описании каждой морфоструктуры рассматривается весь ход ее
формирования, которое для некоторых из них началось еще в мезозое и палеогене.
Далее приводится раздельное рассмотрение истории формирования каждой из
крупных морфоструктур Восточной Европы.
Украинский щит. Украинский щит по особенностям развития рельефа можно
подразделить на три части: Волыно-Подольскую, Приднепровскую и Приазовскую.
В поздней юре - раннем мелу, как это констатируют Савко и Додатко [6] и многие
другие исследователи, вся территория Украинского щита была пенепленизирована, и
в позднем мелу на ней сформировалась мощная (до 70 м) латеритная кора выветри-
вания. В это время щит представлял собой плоскую возвышенность, с высотами, не
превышавшими 100 м, ограниченную с юга Причерноморским прогибом, попере-
менно то осушавшимся, то заливавшимся морями, протягивавшимся на юг до широты
Симферополя, где на южной окраине Крыма существовал приподнятый участок
суши. С северо-востока щит граничил с аккумулятивной равниной Днепровско-
Донецкой синеклизы, где реки, стекавшие с поднятия, сформировали маломощный
(до 40 м) покров аллювиально-озерных отложений.
Как на южном, так и на северо-восточном склонах щита, как указывают Веклич [7]
и другие исследователи, существовали многочисленные раннемеловые долины. Они,
по данным Веклича, имеют ширину до 4-8 км, незначительную глубину (до 10-15 м),
располагаются на абсолютных отметках 120-170 м. Раннемеловой возраст этих долин
подтверждается тем, что их аллювий перекрывается верхнемеловыми морскими
отложениями. Пыльцевой анализ этих аллювиальных отложений показывает при-
сутствие пыльцы и спор раннемеловых папоротников (Gleichenia stellata и др.; Pinaceae;
Leiotriletes, Stenozonotrilites), что, как будет показано далее, соответствует пыльцевому
составу аллювия раннемеловых долин Урала.
Николаев [8] считает, что после регрессии среднесарматского моря величина
поднятия центральной части Украинского щита достигала 200-300 м, а Подольской -
до 470 м. На нашей карте, учитывая понижение уровня океана после миоцена,
величина поднятий показана на 100 м меньшей. Принимая во внимание, что уровень
раннемелового океана превышал современный как минимум на 200-250 м и что
раннемеловые долины в центральной части Украинского щита располагаются на
отметках 120-170 м над современным уровнем моря, можно констатировать, что
центральная часть щита испытала с мезозоя небольшое опускание и современная
положительная тектоническая структура центральной части поднятия создана в ре-
зультате еще большего опускания днища Днепровско-Донецкой синеклизы и При-
черноморского прогиба.
Западная (Подольская) часть Украинского щита представляла в раннем мелу
продолжение единого раннемелового пенеплена щита; в позднем мелу она опустилась
и была затоплена трансгрессией, а в дальнейшем, в связи с образованием Предкарпат-
ского краевого прогиба, прогнулась и заливалась водами тортонского и сарматского
морей. После сармата она испытала подъем и сейчас представляет собой наиболее
возвышенную инверсионную часть Подольско-Украинского поднятия, превышаю-
щую по высоте его центральную часть на 200-300 м.
Восточная - Приазовская часть Украинского щита отделена от Центральной части
южным окончанием Днепровско-Донецкого синклинория (Ореховской впадиной).
Николаев считает, что дно Ореховской впадины после миоцена было приподнято на
величину 50 м; на самом деле она испытала опускание более чем на 50 м. К Приазов-
скому массиву прилегает Донецкий кряж, и они образуют единое поднятие, увенчан-
ное, по данным Рослого [9], раннемеловой поверхностью выравнивания с сохранив-
шейся на ней мощной латеритной корой выветривания.
16
Амплитуда этого поднятия достигает 200 м, и, по-видимому, оно заливалось поздне-
меловым морем лишь частично.
По данным Веклича [7], на юго-западной окраине Приазовского поднятия сфор-
мировалась сбросовая Конкско-Ялинская впадина, днище которой, сложенное крис-
таллическими породами, находится сейчас на 500 м ниже современного уровня моря.
Наиболее молодые из отложений впадины - сарматские как на Приазовском массиве,
так и в пределах Конкско-Ялинской впадины залегают на одном и том же уровне,
свидетельствуя, что сбросовые явления произошли до сармата.
Днепровско-Донецкая впадина. Она располагается между Украинским щитом и Во-
ронежской (Среднерусской) антеклизой и представляет собой синеклизу, приурочен-
ную к Припятско-Донецкому рифейскому и девонскому авлакогену, унаследованно
развивающуюся вплоть до нашего времени. В триасе и, после перерыва, в средней
юре во впадине отлагались речные и озерные осадки, а в позднебатское время, в
келловее, Оксфорде, а также в конце раннего мела - морские.
Отметки подошвы меловых отложений в центральной части впадины достигают
-600 м. Так как на Украинском щите и на Воронежской антеклизе меловые отложе-
ния встречаются до высоты 150-200 м над уровнем современного моря, общая ампли-
туда деформаций раннемеловой поверхности составляет около 900 м. По данным Ме-
щерякова [9], кровля эоценовых отложений располагается в прогибе на отметках до
-200 м, а на Украинском щите +150 м, свидетельствуя об общей амплитуде движений с
эоцена около 400 м. По данным Бондарчука [3], кровля харьковских (олигоценовых)
отложений лежит на склонах щита на отметках +100 м, а на днище южной части
прогиба на отметках менее 50 м, что указывает на незначительное (около 75 м)
опускание днища прогиба после миоцена, как это показано на карте. Волков [11] уста-
новил существование в днище прогиба небольших поднятий, связанных с ростом
соляных куполов, показанных на карте точечным пунктиром (см. рис.).
Воронежская (Среднерусская) антеклиза. Воронежская антеклиза, которую
детально ее изучивший Раскатов [12] предлагает называть Среднерусской, в связи с
тем что она протягивается далеко на север и совпадает орографически со Сред-
нерусской возвышенностью, обособилась в рельефе еще в доюрское время. В раннем
мелу она представляла плоскую, меридионально вытянутую возвышенность, увен-
чанную раннемеловой поверхностью выравнивания, на которой в позднем мелу
сформировалась мощная латеритная кора выветривания. По данным Горелова и др.
[13], а также и Раскатова, по обеим сторонам антеклизы, как в Днепровско-До-
нецкую, так и в Окско-Донскую синеклизы, стекали многочисленные реки, долины
которых сохранились доныне в погребенном состоянии, причем самая северная из них
начиналась западнее Москвы, протягиваясь оттуда до Рязани и далее, до берега моря.
Современная высота поверхности выравнивания, увенчивающей антеклизу, не
превышает 250-270 м и, принимая во внимание, что в мелу уровень моря был не менее
чем на 200-250 м выше современного, можно констатировать, что поверхность
антеклизы не испытала поднятий и даже была слегка опущена. Современный сводо-
вый облик Среднерусская антеклиза, так же как и Украинский щит, приобрела в
результате погружения периферических частей, в сторону как Днепровско-Донецкой,
так и Окско-Донской синеклизы.
В Окско-Донской, как и Днепровско-Донецкой синеклизе подошва верхнемеловых
отложений залегает на отметках 400-500 м ниже современного уровня моря.
По деформациям меловой и палеогеновой поверхностей Раскатов [12] составил
неотектоническую карту Среднерусской антеклизы, которая, с соответствующей
поправкой нулевой точки отсчета, использована при составлении нашей карты.
На ней видно, что антеклиза представляет собой долготное сводовое поднятие с
пологим западным и более крутым восточным крылом. Амплитуда поднятия над
окружающими его прогибами составляет 110-120 м. Калачское поднятие Раска-
тов рассматривает как отдельную морфоструктуру. Но, по-видимому, это лишь
южная часть Среднерусской антеклизы, отделенная от нее Кривоборско-Мосаль-
17
ской палеодолиной, в пределах которой мезозойские отложения полностью раз-
мыты.
Окско-Донская синеклиза. Окско-Донская синеклиза, разделяющая Среднерусскую
и Приволжскую антеклизы, также является морфоструктурой, унаследованно разви-
вавшейся на протяжении мезозоя и кайнозоя. На севере она частично совпадает с еще
более древней структурой - Пачелмским авлакогеном, который она пересекает по
диагонали. История развития Окско-Донской синеклизы в основных чертах анало-
гична развитию Днепровско-Донецкой. Ее прогибание с позднего мела также значи-
тельно и достигает 400-500 м. Формирование впадины завершилось аккумуляцией
морских и континентальных отложений тортона и сармата, перекрывающих днище
синеклизы.
Приволжская антеклиза. В отличие от Украинского щита и Среднерусской
антеклизы, Приволжская антеклиза является обращенной структурой, возникшей на
месте прогиба, в котором с начала мезозоя и вплоть до палеогена накопилась мощная
толща преимущественно морских отложений. С. К. Горелов [13], детально изучивший
эту морфоструктуру, установил, что поверхность Приволжской антеклизы обра-
зована на востоке кровлей морских отложений верхнесаратовского подъяруса па-
леоцена, сменяющихся западнее прибрежными песками и галечниками, а еще запад-
нее представлена палеоценовой поверхностью выравнивания, срезающей резкодисло-
цированные сызранские, верхне- и нижнемеловые отложения. На карте, в соот-
ветствии с данными С.К. Горелова, антеклиза показана как асимметричное поднятие с
крутым, примыкающим к Волге восточным склоном и пологим западным склоном,
обращенным к Окско-Донской синеклизе. Центральная часть Приволжской антекли-
зы приподнята выше на 50-75 м, чем Среднерусская антеклиза.
Волго-Уральская антеклиза. Николаев [8] считает, что антеклиза состоит из Баш-
кирского и Татарского сводов, разделенных Камско-Бельской депрессией, являю-
щейся зоной прогиба. Уфимские геологи и геоморфологи (Вахрушев [14], Рождест-
венский [15], Яхимович [16]) также рассматривают Бельскую и Юрюзано-Сыл-
винскую депрессии как молодые тектонические прогибы, ограниченные Общим
Сыртом с юга, Белебеевской и Стерлибашевской возвышенностями с запада и
тектоническим уступом западного склона Урала с востока. Урал Николаев и многие
другие исследователи считают возрожденными горами, где меридионально
ориентированные хребты являются горстами, а разделяющие их депрессии -
грабенами, причем амплитуда между поверхностью поднятий и днищами грабенов
оценивается в 800-1000 м.
Детальные геоморфологические исследования автора [17] показали, что эти
мнения являются ошибочными. На самом деле хребты Урала представляют собой не
горсты, а останцовые горы, увенчанные остатками триасовой поверхности вырав-
нивания, возвышающиеся на 300-400 м над основной поверхностью междуречий
Урала, являющейся раннемеловым пенепленом, покрытым мощной позднемеловой
латеритной корой выветривания. На поверхности раннемелового пенеплена Урала,
как и на Украинском щите и Среднерусской антеклизе, сохранились раннемеловые
долины. В отличие от Украинского щита на Урале раннемеловые долины не
затоплялись морями и являются не погребенными, а выраженными в современном
рельефе формами, с сохранившимися на их бортах тремя мезозойскими террасами.
Возраст долин достоверно определен как раннемеловой, так как их аллювиальные
отложения были каолинизированы во время позднемеловой эпохи латеритного
выветривания и содержат схожие с раннемеловыми долинами Украинского щита
споры и пыльцу раннемеловых растений (пыльца хвойных типа Oedemosaccus,
трехлопастная пыльца рода Grilistrium, споры рода Stenozon triletes). Эти долины
унаследованно развиваются вплоть до настоящего времени, и в их днища врезаны
более молодые глубокие долины с террасами олигоценового, плиоценового и
плейстоценового возраста. Верхняя из террас раннемеловых долин являлась базисом
денудации для формирования раннемеловой поверхности выравнивания Урала, и ее
18
отметки лишь на 20-30 м меньше наиболее высоких частей этой поверхности. На
Среднем Урале абсолютные отметки верхней из мезозойских террас изменяются от
380 м в верховьях р. Чусовой до 280 м в ее низовьях, а раннемеловой поверхности
выравнивания - соответственно от 420 м в верховьях р. Чусовой до 320 м в ее
низовьях. На Южном Урале верхняя из мезозойских террас располагается в верховьях
р Белой на отметке 600 м, а в месте выхода в Предуралье на отметке 460 м; высота
раннемеловой поверхности меняется соответственно от 620 до 500 м. В Мугоджарах
высота раннемеловой поверхности уменьшается до 400 м. Эти данные сви-
детельствуют, как это отражено на карте, что Южный Урал, по сравнению со Сред-
ним Уралом и Мугоджарами, испытал сводовое, вытянутое в широтном направлении
поднятие, с амплитудой около 200 м. Белебеевская, Стерлибашевская возвышенности
и Общий Сырт являются не отдельными поднятиями, а опущенными склонами Волго-
Уральской антеклизы, отделенными от нее Бельской депрессией. Последнюю мы
считаем не тектоническим прогибом, а денудационной формой - полосой палеоге-
новой поверхности выравнивания, приуроченной к долине р. Белой. Поднятие
Мугоджар и Подуральского плато показано в соответствии с неотектонической
картой, составленной Проничевой [18], выявившей его по деформациям палеогеновой
(эоцен-олигоценовой) поверхности выравнивания.
Припятско-Прибалтийский прогиб. Припятский прогиб в пределах Белоруссии, где
его детально изучил Матвеев [19], представляет амфитеатр, открытый на северо-
запад. В меловое время, а также в палеогене Припятский прогиб заливался морями,
причем мощность палеогеновых отложений в общем невелика и не превышает 100 м.
Территория, заливавшаяся палеогеновыми морями, представляет собой, по данным
Мещерякова [9], аккумулятивную палеогеновую поверхность, которая севернее, в
районе Глусска, переходит в денудационную поверхность того же возраста. Палео-
геновая поверхность прогиба исключительно выровнена (только в районе Минска и
Новогрудка на ней имеются остатки более древней поверхности) и, по данным
Матвеева, постепенно снижается от абсолютных отметок около 100 м на юго-востоке
до 50 м на северо-западе (по нашей карте, в связи с изменением точки отсчета, от 0 до
-50 м). Далее на север наклоненная на запад палеогеновая поверхность, погребенная
мощной толщей четвертичных отложений, протягивается вплоть до Онежского озера,
причем в Прибалтике на ней имеются Курземская, Виндземская, Латгальская возвы-
шенности и Карбоновое плато. Николаев [7] считает эти возвышенности неотекто-
ническими поднятиями, но это мнение ошибочно. Иданс и др. [4], а также и Орвику
[20] выяснили, что возвышенности связаны с выходами пластов более устойчивых
пород, то есть являются денудационными останцами, но не исключали проявление
неотектонических процессов, хотя и не приводят в пользу этого мнения каких-либо
фактов. Как отмечает Спиридонов [21], проведенные в последние годы буровые ра-
боты выявили, что ниже уступов возвышенностей залегают субгоризонтальные слои
разных горизонтов девонских отложений, не испытавшие каких-либо деформаций.
Это окончательно подтверждает справедливость мнения Мещерякова [8], рассмат-
ривавшего их как останцы раннемеловой поверхности, возраст которой подтверж-
дается существованием на Карбоновом плато позднемеловой коры выветривания
(Горелов и др. [12]). Возраст палеогеновой поверхности доказывается, как считает
Исаченко [22], существованием на ней остатков плоских широких долин, аллювий
которых представлен перемытой корой выветривания и содержит Radialaria и Textyla-
ria planaerae Zaciker, характерные для палеогеновых отложений южной части Русской
платформы. Как это отражено на карте, палеогеновая поверхность дна прогиба
постепенно понижается к Балтийскому морю, в то время как срезаемые ею пласты
силурийских, девонских и карбоновых пород имеют противоположное падение. Это
позволяет рассматривать прогиб как инверсионную неотектоническую структуру.
Северные низменности. Между Ветреным Поясом и Валдайской возвышенностью
на западе, Тиманским кряжем на севере и Приволжской возвышенностью на юге
располагаются Мещерская и Верхневолжская низменности, отделенные невысокими
19
Северными Увалами от расположенной севернее Двинско-Мезенской низменности.
За исключением сравнительно небольших участков, затоплявшихся позднеюрскими и
раннемеловыми морями, вся эта территория, начиная с перми, являлась сушей и в
поздней юре - раннем мелу, как констатирует Мещеряков [10], была срезана по-
верхностью выравнивания, которая соответствует первичному уровню аккумуляции
мезозойских бассейнов. Это согласуется с нашими наблюдениями [23], так как, дейст-
вительно, например, в восточной части этой территории, позднеюрско-раннемеловая
поверхность выравнивания Урала прослеживается далее на Верхнекамской возвы-
шенности, а западнее переходит в озерно-дельтовую поверхность того же возраста и
далее в поверхность морской равнины, возникшей на месте Кайского залива ранне-
мелового моря.
Калецкая и др. [24] также констатируют широкое распространение на Двинско-
Мезенском и О него-Двинском междуречьях позднеюрской - раннемеловой поверх-
ности выравнивания, которая на границе с Балтийском щитом постепенно переходит
в поверхность срезающего его древнего пенеплена. Таким образом, достаточно досто-
верно устанавливается, что в раннем мелу вся эта территория представляла собой
единую равнину, частично денудационную, а местами аккумулятивную, с очень не-
большим, в пределах нескольких десятков метров, колебанием высот. Сейчас эта
поверхность располагается на высоте, лишь местами превышающей 150 м над уров-
нем моря. Так как в раннемеловое время уровень моря был на 200-250 м выше
современного, это свидетельствует о позднейшем общем опускании этой территории
не менее чем на 100 м. По отношению к уровню миоценового моря эта территория,
как показано на карте, располагалась на отметках, едва превышающих 50 м. Конти-
ненты находятся в изостатическом равновесии, на них могут происходить лишь мест-
ные поднятия и опускания. Опускания же огромной северной части Восточно-Евро-
пейской платформы можно объяснить лишь тем, что под нагрузкой ледникового
щита она в плейстоцене была прогнута и сейчас еще не "всплыла” до прежнего
уровня.
Северные Увалы, отделяющие Верхневолжскую низменность от Двинско-Мезен-
ской, представляют пологое инверсионное поднятие, с амплитудой 50-75 м над окру-
жающими его равнинами.
Балтийский щит. Юго-восточная окраина щита представлена Кольским полуостро-
вом, Карельским перешейком, где находится невысокая Западно-Карельская возвы-
шенность, и пониженным участком, на котором располагается Финляндия. В раннем
мелу вся эта территория была пенепленизирована, что доказывается наличием остат-
ков позднемеловой коры выветривания, обнаруженных Сидоренко на Кольском полу-
острове, и мощной (до 100 м) латеритной коры выветривания в Финляндии, причем
обнаружившие ее Сёдерман и Кайонен [25] относят ее образование к апту-альбу. На
Кольском полуострове над раннемеловой поверхностью выравнивания возвышаются
отдельные горы (Хибины, Ловозерские Тундры, Монче-тундра и др.) относительной
высотой до 600-700 м. Николаев [8] считает их молодыми горстовыми горами, но они
на самом деле являются останцовыми горами, увенчанными остатками триасовой по-
верхности выравнивания (Борисевич [26]). Позднемеловая поверхность выравнивания
даже на вершине сводового поднятия Кольского полуострова располагается на сред-
них отметках около 200 м, снижаясь на склонах поднятия и в Финляндии до уровня
современного моря. Так как в мелу уровень моря был на 200-250 м выше совре-
менного, это свидетельствует о последующем изостатическом понижении территории
под нагрузкой ледникового щита, еще не компенсированной последующим всплы-
ванием, которое и сейчас происходит со скоростью нескольких мм в год.
Тиманский кряж. На Тиманском кряже, по данным Калецкой и др. [24], широко
развита позднемезозойская поверхность выравнивания, расположенная в его
центральных частях на высоте 180-200 м над современным уровнем моря. Над ней на
Среднем Тимане возвышаются останцы более древней - триасовой поверхности
выравнивания, ранее покрытой латеритной корой выветривания, развитой также на
20
триасовых отложениях восточного склона Тимана. Плоское поднятие Тимана над
окружающими низменностями имеет амплитуду, не превышающую 100 м. Средняя
высота центральных частей кряжа достигает 200-250 м над современным уровнем
моря, свидетельствуя, что его территория была опущена под влиянием ледниковой
нагрузки и после таяния льдов еще не наступила полная изостатическая компенсация.
Печорская синеклиза. Печорская синеклиза начала прогибаться давно, о чем го-
ворит мощность приуроченного к ней осадочного чехла (от 2-3 до 6-8 км), охваты-
вающего почти весь разрез фанерозоя. Согласно Спиридонову [21], к востоку от Ти-
мана располагается широкая Ижма-Печорская впадина, устанавливаемая по измене-
нию отметок верхних горизонтов осадочного чехла. Она ограничена с востока Печор-
ской грядой, где на левобережье Средней Печоры на дневную поверхность выведены
отложения нижнего карбона и верхнего девона. К востоку от Печорской гряды про-
слеживаются Денисовский прогиб и далее Колвинский, Верхнеколвинский и
Варандейский валы-горсты. В предуральской части к северу от Полюдова кряжа
располагается ряд прогибов (Верхнепечорский, Большесынский, Косью-Рогов-
ский), разделенные поперечными поднятиями. С северо-запада Косью-Роговский
прогиб ограничен сложенной палеозойскими и триасовыми породами сложной
горст-антиклинальной структурой-грядой Чернышева, вытянутой с юго-запада на
северо-восток. В самой северной части прогиба расположены Коротаихинская впа-
дина, Верхнеадзьвинская котловина и Хайпудырская депрессия, разделенные
горстовыми поднятиями Чернова и Гамбурцева, имеющими северо-западное прос-
тирание.
Кавказ. По данным Зоненшайна и Ле-Пишона [27], в ранней и средней юре южная
оконечность Восточной Европы представляла собой активную окраину Большекав-
казского бассейна, протягивавшегося от Крыма до Апшеронского полуострова и
ограниченного с юга вулканической дугой Западного и Восточного Понта и Малого
Кавказа. В поздней юре весь северный борт Большекавказского бассейна подвергся
киммерийской складчатости. Причем в западной части бассейна, прилежащей к Кры-
му, она была вызвана столкновением с Мизийской плитой, а на Кавказе деформации
были связаны с под сдвиганием коры Большекавказского бассейна под окраину кон-
тинента.
После киммерийской складчатости начался новый этап растяжения в тылу Мало-
кавказской островной дуги, приведший к возникновению окраинного моря (Парате-
тиса), достигшего в эоцене 900 км ширины и протягивавшегося более чем на 3000 км.
С олигоцена начинается сокращение бассейнов Паратетиса, и в олигоцене его южные
части были поглощены надвигающейся Понтической вулканической дугой. В конце
миоцена на северном борту окраинного моря возникла зона субдукции, с которой
связан плиоцен-четвертичный вулканизм Кавказа. Собственно этап формирования
Кавказа как неотектонической структуры начался после завершения надвигово-
складчатых движений и возникновения поверхностей выравнивания: миоцен-
раннеплиоценовой, приуроченной к западной части Кавказа, и позднеплиоценовой
(акчагыл, апшерон, баку) - к восточной. По последующим деформациям этих поверх-
ностей Думитрашко, Милановским и Хайном [28] были установлены амплитуды
новейших движений, создавших современную морфоструктуру Кавказа. Западный
Кавказ представляет собой свод с амплитудой неотектонических поднятий до 0,5-1 км,
причем он отделен от Большого Кавказа Гостовско-Анапской флексурой. Восточный
Кавказ приподнят от 4 до 4,5 км. Поднятие в пределах Дагестанского клина разде-
ляется Бежитинским грабеном на орографически выраженные Главный и Боковой
хребты. Центральный Кавказ также приподнят до 4-4,5 км и разделяется Архызско-
Загеданской грабен-синклиналью на Главный и Передовой хребты. В целом Большой
Кавказ представляет собой крупное линейное сводовое поднятие протяженностью
около 1300 км с более пологим и широким северным и коротким, крутым южным
склоном, обрывающимся к Закавказскому прогибу, отделяющему Большой Кавказ от
Малого.
21
Закавказский межгорный прогиб. Прогиб подразделяется на три части: Рионскую и
Куринскую впадины и разделяющее их Сурамское поперечное поднятие. Рионская
впадина, представлявшая собой сушу, лишь в мэотисе была вовлечена в погружение,
достигающее в западной части 2-3 км. По данным Танрывердиева и Сафарова [29],
начиная с сармата и до конца понтического века Куринская впадина была занята
Куринским заливом Каспийского моря. Новая трансгрессия в конце первой половины
раннего плиоцена перекрыла площади, занятые мэотическими и понтическими отло-
жениями, а акчагыльская перекрыла всю территорию впадины. Глубина прогибания
впадины очень велика и, как показала сверхглубокая Саатлинская скважина, мощ-
ность только плейстоценовых и плиоценовых осадков достигает 15 км. На поверх-
ности Сурамского поперечного поднятия (Дзирульского массива), как выяснил Ма-
руашвили [30], имеется мощная (около 100 м) латеритная кора выветривания, свиде-
тельствующая, по его мнению, о позднемезозойском возрасте этой поверхности, кото-
рая на Чиатурском плато погребается верхнемеловыми отложениями. Это настолько
не вязалось с тогдашними представлениями о тектонике Кавказа, что эти данные
полностью игнорировались и, например, Думитрашко и др. [28] считали, что поверх-
ность Сурамского поднятия является абразионной и сформировалась в тортоне-
раннем сармате. Сейчас становится ясным, что Л.И. Маруашвили был прав, и это
действительно раннемеловая поверхность, сохранившаяся на приподнятой средней
части Дзирульского микроконтинента, присоединенного к южному склону Большого
Кавказа и ограниченного с юга Малым Кавказом. Так как микроконтинент сложен
герцинидами, то очень вероятно, что он откололся в байосе от окраины Восточной
Европы, представленной Скифской платформой, при возникновении Большекав-
казского бассейна.
Предкавказье, Азово-Кубанский и Терский прогибы, Ергени. В начале поздней
юры центральные и западные части Предкавказья, как это выяснил Сафронов [31],
представляли сушу, протягивавшуюся на запад вплоть до Донецкого и Воронежского
поднятий, срезанную пенепленом и покрытую латеритной корой выветривания, ко-
торая в Западной (Кубанской) части равнины перекрыта континентальными отложе-
ниями альба. В альбе началось погружение Манычских прогибов, продолжавшееся в
туроне и коньяке, причем в это время в них накопилась толща осадков мощностью до
1 км. При этом западный (Тузлов-Манычский) прогиб расчленил восточную часть
суши на Ростовский свод и Донецкий выступ. В палеоцене на месте Манычского и
Терского прогибов образовался мелководный прогиб, по которому моря Прикаспия
соединились с западными морями Вплоть до Польско-Германской впадины.
Для формирования современного облика рельефа этого района особенно важен
позднемиоценово-раннеплиоценовый этап, когда возникло меридиональное поднятие
Ергеней, разделившее единую впадину на две: Азовско-Кубанскую и Терскую. Про-
гибание Азовско-Кубанской впадины за неотектонический этап превышает 2 км, а
Терской - 4 км. Поднятия Кавказа в плиоцене вызвали дислокации в зоне Терского
прогиба и формирование антиклинальных возвышенностей Терского и Сунженского
хребтов. В это же время произошло внедрение субвулканических и гипабиссальных
тел Пятигорья, причем миоценовые слои (чокрак) около лакколитов подверглись
деформациям. В Предкавказье поднятию Ергеней соответствует меридиональное
Ставропольское поднятие с поверхностью, представленной пластами известняков и
песчаников сарматского возраста, приподнятой до высоты свыше 600 м.
Крым. На территории Горного Крыма в триасе-лейасе отлагались флишевые осад-
ки таврической серии. В байосе, в связи с субдукцией океанической коры под окраину
Скифской плиты, на юг Крыма начала надвигаться вулканическая дуга, свидетельст-
вом которой являются лакколиты (крупнейший из них Аюдаг) и сложный туфо-
лавовый вулкан Карадаг. Дальнейшее продвижение дуги на север привело к созданию
складчатой структуры киммерид Крыма, с крутым, вплоть до вертикального, паде-
нием пластов известняков оксфорда-кимериджа, слагающих Главную гряду. Как от-
мечает Благоволин [32], к северу от этой гряды, по глубокому разлому, причленяется
22
моноклиналь на фундаменте герцинского возраста, .слагающие которую известняки,
начиная от тортона-берриаса до эоцена и миоцена, залегают с пологим падением на
север, с углами, уменьшающимися от 10-12° у Внутренней куэстовой гряды до 3-5° у
Внешней.
По данным Благоволина [33], в раннем мелу на месте Главной гряды сформи-
ровалась поверхность выравнивания, которая на северном склоне гряды переходит в
поверхность, сложенную породами нижнего мела. Эта поверхность вплоть до миоцена
и первой половины плиоцена увенчивала невысокую платообразную возвышенность,
и ее современное высотное положение (800-1000 м над у.м.) обусловлено поднятием,
произошедшим в конце плиоцена - начале плейстоцена. Характер этого поднятия
показан на нашей карте по данным Благоволина [33] и Неотектонической карты
Крыма, составленной Бабаком [2].
Заключение. Ю.А. Мещеряков [10] считал, что широтное поднятие как Северных
Увалов, так и расположенного южнее пояса, представленного Бугульмино-Белебеев-
ской, Среднерусской и Волыно-Подольской возвышенностями, сформировалось еще в
мезозое, а на альпийском этапе возникли меридиональные структуры, в результате
чего была создана современная решетчатая система валообразных деформаций.
На самом деле субмеридиональная и меридиональная ориентация наметилась еще в
юрское и меловое время, когда возникли Приволжская, Окско-Донская и Днепровско-
Донецкая синеклизы, причем обособление в рельефе Украинского щита и Среднерус-
ской антеклизы было вызвано не их поднятием, а унаследованным прогибанием раз-
деляющих их депрессий.
Современная полоса широтного поднятия, охватывающая Южный Урал, Бу-
гульмино-Белебеевскую возвышенность, Приволжскую, Среднерусскую антеклизы,
Украинский щит и Волыно-Подольское плато, возникла под влиянием альпийского
цикла тектогенеза. Достоверным свидетельством этого служит то обстоятельство,
что Приволжская антеклиза возникла на месте меридионального прогиба, в котором с
начала мезозоя и вплоть до палеогена отлагались преимущественно морские осадки, а
наиболее приподнятая западная (Подольская) часть Украинского щита образовалась
на месте Предкарпатского краевого прогиба, затоплявшегося еще водами тортон-
ского и сарматского морей. Сравнение современного положения позднеюрско-ранне-
меловой поверхности выравнивания Русской платформы с уровнем мелового океана,
который был не менее чем на 250-300 м выше современного, показывает, что на всей
этой территории, за исключением сводового поднятия Южного Урала, она распола-
гается сейчас ниже этого уровня.
На северных низменностях как раннемеловая поверхность выравнивания, так и
аккумулятивная поверхность морской меловой равнины располагаются сейчас на
высоте, лишь местами более 150 м над у.м., что свидетельствует о том, что она опу-
щена не менее чем на 100 м по сравнению с ее первоначальным положением.
На Украинском щите и Среднерусской антеклизе раннемеловые долины наблю-
даются на отметках до 170 м над у.м., а раннемеловая поверхность выравнивания - до
абсолютных отметок 200-250 м, что также указывает на ее опускание по сравнению с
исходным положением в меловое время на 50-70 м. На платформах могут проис-
ходить местные поднятия и прогибы, но в целом платформы находятся в изостати-
ческом равновесии. Поэтому причину общего опускания Восточно-Европейской
платформы можно объяснить только нагрузкой покрывавших ее ледниковых щитов,
причем, как и на Кольском полуострове, это опускание еще не компенсировано
последующим изостатическим всплыванием.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Hag B.I.. Handerbol I., Vail P.R. Chronology of fluctuating see levels sinse the Triassic // Science. 1987. V. 235. №
4793. P. 1156-1166.
2. Бабак ВИ. Методика построения палеотектонических карт для изучения истории новейших 'Тектони-
ческих движений на примере Крыма // Неотектоника СССР. Рига: Изд-во АН ЛатССР, 1961. С. 71-78.
23
3. Бондарчук В.Г., Заморий П.К., Соколовский ИЛ. Новейшие тектонические движения на территории
Украинской ССР и Молдавской ССР // Неотектоника СССР- Рига, 1961. С. 139-143.
4. Иданс А.П., Ковалевский М.И., Спрингис Е.Н. Неотектонические движения на примере территории
Латвии // Неотектонические движения в Прибалтике. Таллин: Изд-во АН ЭССР, 1960. С. 96-105.
5. Бронгулеев В.Вад., Бронгулеев В.В. Карта усредненного рельефа Русской равнины // Геоморфология.
1987. № 1. С. 22-29.
6. Савко А.Д., Додатко АД. Коры выветривания в геологической истории Европейской платформы.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1991. 230 с.
7. Веклич М.Ф. Палеогеография области Украинского щита. Киев: Наук, думка, 1966. 120 с.
8. Николаев Н.И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе территории СССР. М.: Госгеол-
техиздат, 1962. 392 с.
9. Рослый И.М. Поверхности выравнивания Донецкой возвышенности // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1968.
№ 2. С. 23-32.
10. Мещеряков Ю.А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965. 390 с.
11. Волков Н.Г. Локальные морфоструктуры Днепровско-Донецкой впадины. Киев: Наук, думка, 1977.
154 с.
12. Раскатов Г.И. Геоморфология и неотектоника территории Воронежской антеклизы. Воронеж: Изд-во
Воронеж, ун-та, 1969. 164 с.
13. Горелов С.К. Поверхности выравнивания Волго-Уральской области и Северного Предкавказья как
показатели новейшего тектонического формирования платформенных структур // Проблемы поверх-
ностей выравнивания. М.: Наука, 1964. С. 93-107.
14. Вахрушев ГВ. Проблемы неотектоники Южного Урала и Предуралья // Геоморфология и новейшая
тектоника Волго-Уральской области и Урала. Уфа: 1960. С. 9-23.
15. Рождественский А.П. Новейшая тектоника и развитие рельефа южного Приуралья. М.: Наука, 1971.
303 с.
16. Яхимович ВЛ. К вопросу о возрасте высоких речных террас и поверхностей денудации, развитых в
Башкирском Предуралье И Вопросы геол. вост, окраины Русск. платформы и Южного Урала. 1960.
Вып. 5. С. 195-201.
17. Борисевич Д.В. Геоморфология, мезозойские и кайнозойские отложения и новейшая тектоника Урала.
М.: ВИНИТИ, 1990. 401 с.
18. Проничева М.В. Поверхности выравнивания Подуральского плато и значение их изучения для целей
нефтепоисковых работ// Проблемы поверхностей выравнивания. М.: Наука, 1964. С. 209-216.
19. Матвеев АЛ. История формирования рельефа Белоруссии. Минск: 1990. 144 с.
20. Орвику К.К. Основные черты геологического развития Эстонской ССР в антропогеновом периоде //
Изв. АН Эстонской ССР. 1955. Т. IV. № 2. С. 233-243.
21. Спиридонов А.Н. Геоморфология Европейской части СССР. М.: Изд-во МГУ, 1978. 335 с.
22. Исаченко В А. О дочетвертичных поверхностях выравнивания в бассейне Верхнего Дона // Проблемы
поверхностей выравнивания. М.: Наука, 1964. С. 119-124.
23. Борисевич Д.В. Основные проблемы геоморфологии Урала в связи с поисками россыпных
месторождений полезных ископаемых. М.: 1960. 28 с.
24. Поверхности выравнивания и коры выветривания на территории СССР. М.: Недра, 1974. С. 93-100.
25. Sodernian G., Kejonen A. The riddlof the tors and Lauhavuori. Western Finland // Fennia, 1983. V. 161. № 1.
P. 91-144.
26. Борисевич Д.В. Поверхности выравнивания Европы // Изд. ВИНИТИ. Итоги науки и техники. Геомор-
фология. Т. 3. 1973. С. 15-76.
27. Зоненшайн Л.П., Ле-Пишон К. Глубоководные впадины Черного и Каспийского морей - остатки
мезозойских тыловых бассейнов // История океана Тетис. М.: 1987. С. 74-93.
28. Думитрашко Н.В., Милановский Е.Е., Хайн В.Е. Новейшая тектоника Кавказа // Неотектоника СССР.
Рига, 1961. С. 237-250.
29. Танрывердиев Х.К., Сафаров А.С. Основные эпохи и этапы развития рельефа Куринской впадины в
пределах Азербайджана // Геоморфология, 1995. № 1. С. 88-98.
30. Маруашвили Л.И. Поверхности выравнивания. Геоморфология Грузии. Тбилиси, 1971. 609 с.
31. Сафронов Н.И. Геоморфология Северного Кавказа. Ставрополь, 1969. 217 с.
32. Благоволин Н.С. Гетерогенность морфоструктуры Крымско-Кавказской горной страны и роль неотек-
тонических движений в ее формировании // Землеведение. 1976. Новая серия. Т. XI (LI). С. 114-121.
33. Благоволин Н.С. Возраст морфоструктуры Горного Крыма // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1965. № 2.
С. 83-89.
Ин-т океанологии РАН Поступила в редакцию
29.09.95
24
NEOTECTONICS OF EASTERN EUROPE (WITH ALLOWANCE MADE FOR SEA
LEVEL FLUCTUATIONS DURING THE MESOZOIC AND THE CENOZOIC)
D.V. BORISEVICH
Summary
A map of neotectonics of Eastern Europe has been compiled; when calculating the surface deformations the
difference in the World Ocean level has been taken into account: during the Oligocene and the Miocene it was 100 m
above that of today. Amplitudes of uplifts and subsidences were calculated from changes in elevations of the planation
surfaces dated to the Mesozoic and Paleogene.
УДК 551.435.749 (5173)
© 1997 г. Д.А. ТИМОФЕЕВ, В.П. ЧИЧАГОВ
АРИДНЫЙ ЦИКЛ В ПУСТЫНЕ ГОБИ
(к 90-летию теории аридного географического циклц)
90 лет тому назад в 1905 г. В.М. Дэвис опубликовал статью "Географический цикл
в аридном климате" [1]. Авторы предлагаемой статьи, много лет работавшие в
аридных и семиаридных районах Монголии и считающие себя последователями
Дэвиса, делают попытку на основе своих монгольских наблюдений оценить истин-
ность и обоснованность (или надуманность) схемы аридного географического
(геоморфологического) цикла В.М. Дэвиса. В этом смысл данной статьи, содержание
которой слагается из трех частей. 1) Изложение схемы В.М. Дэвиса о стадиях
аридного цикла как климатического варианта цикла эрозии. Это изложение дано в
основном по статье Дэвиса 1905 г., но использована и более поздняя статья 1930 г. [2].
Обе статьи вошли в избранные труды Дэвиса, изданные у нас в 1962 г. [3]. 2) Краткий
очерк геоморфологии монгольской части пустыни Гоби. 3) Критический анализ
дедуктивной схемы Дэвиса на основе представлений авторов о строении и истории
развития рельефа Гоби. Главная задача авторов статьи - показать на конкретном
региональном материале правомочность схемы дэвисовского аридного цикла,
предложенной 90 лет тому назад.
Аридный цикл по В.М. Дэвису
Как и нормальный (гумидный) цикл эрозии, аридный цикл начинается с тектони-
ческой деформации поверхности и образования первично-тектонического рельефа -
гор и прилегающих к ним различно наклоненных и ориентированных равнин. Дэвис
рассматривает фазы (стадии) преобразования первично-тектонического рельефа
комплексом экзогенных процессов, среди которых в аридных условиях, по его
мнению, главную роль играют водная эрозия, аккумуляция и ветер.
На начальной стадии преобладает консеквентный сток, и вновь образующиеся
русла пролагают себе путь согласно местным уклонам поверхности. Образуется
множество местных базисов эрозии - днищ первичных впадин, к которым привя-
зываются сети центростремительных временных водотоков. Единой системы стока
нет.
На стадии юности глубина первично-тектонического расчленения постепенно
уменьшается за счет удаления материала временными консеквентными потоками с
возвышенностей и отложения наносов во впадинах и на склонах возвышенностей. Во
25
впадинах начинают формироваться плоские аккумулятивные равнины - плайа и
салинас (солончаки). Наносы на склонах и в депрессиях изменчивы по механическому
составу, структуре и минералогии; горизонтальные озерные слои перемежаются с
косослоистыми склоновыми и речными осадками. Главными действующими агентами
являются временные водотоки, в том числе селевого характера, озера, а также ветер.
Последний, с одной стороны, выравнивает рельеф (снос с возвышенностей), с другой,
может перемещать песчаный материал по склонам возвышенностей из впадин вверх.
Дэвис полагал, что: "На стадии юности котловины выдувания, как правило, не
формируются" [3, стр. 41]. В целом роль ветра на этой стадии еще не столь велика,
как на более поздних стадиях. Очень важно предположение Дэвиса, что ранние стадии
аридного цикла более продолжительны, чем соответствующие стадии нормального
цикла. Это он объяснял меньшей активностью аридного выветривания и процессов
сноса, транспортировки и аккумуляции.
Стадия зрелости отличается прежде всего постепенным соединением разрозненных
систем стока. Это происходит за счет переполнения наносами вышерасположенных
впадин и переливания водотоков и наносов в нижерасположенные депрессии. Дэвис
назвал это явление "неорганическим естественным отбором", когда более активные и
мощные системы стока поглощают менее активные. Таким путем высокие местные
базисы эрозии замещаются уменьшающимся числом низких базисов. Но общий
центростремительный характер эрозионной сети остается. При этом преиму-
щественно консеквентная сеть ранних стадий усложняется и появляются субсеквент-
ные притоки. В отличие от гумидного цикла, в аридных условиях процесс приспособ-
ления линий стока к геологической структуре, считал Дэвис, имеет меньшее значение.
Другим отличительным признаком стадии зрелости является попятное расширение
пологих склонов у подножия гор. Позднее этот процесс одним из авторов будет назван
педиментацией, но Дэвис этого понятия не употреблял.
В итоге переустройства систем стока формируется рельеф, состоящий из трех
главных элементов: 1) расчлененные горы и возвышенности, 2) выровненные
предгорные склоны и 3) аккумулятивные центральные равнины.
По мере уменьшения расчлененности рельефа усиливается дефляционная работа
ветра1. Дэвис настаивал на том, что именно на равнинах денудационная деятельность
ветра наиболее эффективна. На стадии поздней зрелости начинают формироваться
котловины выдувания во впадинах, где породы более податливы ветру, чем в
скалистых горах. Совместная работа воды и ветра приводит к тому, что "...более
медленное развитие на ранних стадиях аридного цикла может быть частично урав-
новешено относительно более активным развитием на поздних стадиях" [3, стр. 43].
Начало старости характеризуется новой сменой главных тенденций развития
рельефа (вспомним, что в юности - разрозненный сток, в зрелости - его
объединение). Начавшие образовываться еще в поздней зрелости котловины выду-
вания препятствуют и объединению стока, и общему выравниванию рельефа. Таким
образом, объединение сети временных водотоков сочетается с его повторным разоб-
щением: "...как только начинает преобладать процесс разобщения стока, можно
говорить о переходе от зрелости к старости" [3, стр. 45].
Главным действующим агентом становится ветер, осуществляющий в основном
работу по выносу мелкозема. Этому препятствует бронирование поверхности ос-
тающимся после выдувания крупнообломочным материалом. Каменистые поверх-
ности занимают все большие площади. Но работа воды не прекращается. Дэвис,
опираясь на исследования С. Пассарге в Южной Африке [4], подчеркивает, что на всех 1
1 Это утверждение, являющееся по существу стереотипом, в основном верно, но требует некоторых
пояснений. Действительно, в естественных условиях плоскостная дефляция, или дефляционная денудация
по мере выравнивания рельефа усиливается или имеет тенденцию усиливаться. При этом линейная
дефляция, наоборот, может уменьшаться. В условиях ровных плакоров - участков плоских распаханных
водоразделов интенсивность дефляции достигает максимума и приводит к образованию своеобразного
антропогенного дефляционно-денудационного пенеплена.
26
стадиях цикла, в том числе и в старости, в пустынях вода и ветер действуют совместно,
приводя в итоге к образованию равнины (пенеплена) с останцовыми островными
горами. Отличие аридного пенеплена от нормального - широкое распространение
каменистых поверхностей.
В ходе аридного цикла эрозии постепенно сглаживаются контрасты первичного
рельефа. При этом сниженные на последних стадиях цикла горы, которые вначале
получали больше осадков и не были аридными, входят в пустынные условия.
Возможность такого естественного опустынивания снижающихся гор необходимо
учитывать при оценке причин расширения площадей пустынь и помнить, что об этом
писал 90 лет тому назад В.М. Дэвис, не употребляя, конечно, современного термина
"опустынивание".
Заканчивая краткое изложение схемы аридного цикла, отметим некоторые допол-
нительные особенности цикла, изложенные Дэвисом в статье 1930 г. [2]. Во-первых,
Дэвис обращает внимание на то, что русла временных водотоков в пустынях в
течение всего цикла остаются менее выровненными и заполнены более грубыми
наносами, нежели реки в нормальном цикле. Во-вторых, в аридных обстановках
важную роль играет струйчатый поверхностный сток. В-третьих, аридные горные
склоны, покрытые грубым материалом, долго сохраняют свою крутизну, тогда как их
подножия активно выполаживаются. Этим объясняются типичные для пустынь
резкие перегибы при переходе от гор к равнинам. Надо сказать, что к 1930 г. уже
были известны работы по педиментам и процессам их образования. Дэвис
использовал эти работы, предпочитая, правда, употреблять свою "пенепленную"
терминологию.
Наконец, в-четвертых, Дэвис подчеркнул очень важное различие в функциони-
ровании малых эрозионных форм верхних звеньев дренажной сети на стадии
старости. В гумидных условиях по мере снижения и выполаживания возвышенностей
водотоки отмирают, долинные врезы в верховьях заполняются чехлом склоновых
отложений и постепенно сглаживаются. В аридных же условиях русла, малые долины
и овраги верховьев остаются ясно выраженными и активными. Отметим, что
возможность естественного (путем саморазвития) выполаживания верхних звеньев
долинно-балочной сети в гумидных условиях, описанная Дэвисом, должна учи-
тываться при анализе причин деградации и заиливания малых рек, переходе речных
долин в балки, чему в последние годы уделяется большое внимание в гидролого-
геоморфологической литературе. Одним из объяснений хорошей сохранности малых
эрозионных форм в аридных и семиаридных условиях может быть установленное
А.П. Дедковым с соавторами [5] уменьшение интенсивности эрозионных процессов в
полупустынях.
Основные черты геоморфологии пустыни Гоби
Аридные и семиаридные территории юга Монголии и запада Китая, объединяемые
под названием Гоби2, по своему рельефу представляют собой сочетание горных
хребтов, островных гор, мелкосопочника и каменистых равнин - гаммад при подчи-
ненном развитии песчаных пустынь. Современная оро- и морфоструктура Гоби воз-
никла за счет неотектонической деформации мел-палеогеновой относительно выров-
ненной поверхности, в которой распознаются участки гор, мелкосопочника и акку-
мулятивных (озерных, аллювиальных) равнин.
Неотектонические деформации, начавшиеся в олигоцене и продолжающиеся до сих
пор, происходили в условиях преимущественного сжатия земной коры, коробления ее
2 Гоби - равнинная или увалистая местность с полупустынной и пустынной растительностью [6];
каменистая пустыня, в отличие от песчаной пустыни - "шамо" [7]. Помимо такого ландшафтного (тип
местности) употребления, термин "гоби" применяется как название природных и административных
регионов Монголии.
27
поверхности и формирования серии субширотных волн поднятий и прогибов. При
нарастании сжатия и сводообразного коробления в центральных частях вытянутых
сводовых поднятий происходило выжимание блоков по линиям крутопадающих
разломов. Эти блоки (клинья выжимания) создали серию хребтов и горных цепей,
окруженных наклонными равнинами - крыльями сводов, носящими монгольское
название "бэль". В результате такого горообразования (гобийского типа) сформиро-
вался особый тип возрожденных гор - пьедестальные горы [8-11 ].
В современной орографии гобийский механизм горообразования выразился в виде
сложной горной системы Монгольского Алтая, поднятие которого началось раньше
(в олигоцене), кулисообразно расположенных цепей Гобийского Алтая и двух южных
цепей Гобийского Тянь-Шаня [12]. В определенной степени к этому же типу гор
относятся горы Восточного Тянь-Шаня в Китае. Между этими вытянутыми с СЗ на
ЮВ и В горными сооружениями располагаются три полосы депрессий: Котловина
Больших Озер и Долина Озер на севере Гоби, система впадин между Монгольским и
Гобийским Алтаем и Гобийским Тянь-Шанем и впадины между последним и Восточ-
ным Тянь-Шанем. Рельеф впадин представлен наклонными подгорными равнинами с
более или менее мощным плащом пролювия (бэли), плато на осадочных породах мел-
неогена, мелкосопочником и скалистыми равнинами как на склонах поднятий, так и в
центральных частях впадин. Характерной особенностью южных гобийских терри-
торий (Заалтайская Гоби) является почти полное отсутствие молодых отложений во
впадинах. Местами на склонах волн поднятий и даже на дне впадин поднимаются
молодые кряжи пьедестального типа - форберги и "горы днищ впадин" [7].
Поверхность Гоби расчленена сложной системой больших и малых сухих эро-
зионных долин и русел временных водотоков, носящих монгольское название "сайр".
Отличительной чертой Гоби является широкое развитие каменистых пустынь -
различного типа гаммад [13]. Песчаные и глинистые пустыни встречаются лишь
небольшими по площади участками, что свидетельствует о преобладании здесь
деструктивного режима экзогенного рельефообразования [14. 15].
Чередование молодых сводово-глыбовых пьедестальных хребтов и разделяющих
их впадин в какой-то мере сходно с горно-впадинным рельефом Провинции Бассейнов
и Хребтов на юго-западе США, на анализ которого опирался В.М. Дэвис, формулируя
свою схему аридного цикла.
Основные события истории развития рельефа
и формирования аридного климата Гоби
История геологического и геоморфологического развития гобийских областей
Монголии, по последним данным, представляется в следующем виде.
В конце ранней юры - средней юре господствовали холодные гумидные условия, в
которых отлагались угленосные песчано-глинистые осадки, местами с торфяниками.
В составе последних преобладали папоротники и хвощи. В отдельных районах Пред-
алтайской системы появляются прослои красноцветных пород, как бы фиксирующих
завершение этого этапа общим выравниванием рельефа [16].
В поздней юре - раннем мелу формировался контрастный тектонический рельеф:
происходило воздымание Монголе-Алтайской и Южно-Гобийской орогенных систем
и прогибание (проседание, по М.С. Нагибиной) Предалтайской системы грабенов и
впадин. В северной части этой системы заложились и развивались широкие плоские
впадины Котловины Больших Озер. Они были созданы на месте западной части
Прихангайского поднятия, которая испытала блоковое расчленение и опускание.
Климат был теплым гумидным.
В конце раннего мела в Гобийском регионе происходит общее снижение горного
рельефа. На юге Центральной и Южной Монголии значительно расширяются пло-
щади озерно-аллювиальных равнин. Климат резко сменяется жарким аридным и
семиаридным, оставаясь таким на протяжении позднего мела и палеогена [17]. В пре-
28
делах равнинных территорий Гоби преобладали ландшафты сухих саванн, полу-
пустынь и пустынь. Происходило общее поднятие региона. Низкие денудационные и
аккумулятивные равнины Котловины Больших Озер и Долины Озер, предалтайских
впадин, низовьев Орхона и Селенги, верховьев Онгингола, низовьев Ульдзи, Онона и
Бальджи по мере поднятия превращались в более высокие денудационные равнины и
холмисто-мелкосопочный рельеф. Равнины, разделявшие Хангайское, Алтайское,
Прихубсугульское, Хэнтэйское и другие поднятия, приобрели низкогорный и
частично среднегорный рельеф с высотами до 2000 м.
Поздний мел, по В.Ф. Шувалову, характеризуется общим снижением гипсометри-
ческого уровня региона, уменьшением контрастности рельефа и установлением
платформенного режима в Монголии [18]. Наиболее пониженным рельеф южных и
юго-восточных районов Монголии был в сантоне. Во всех гобийских областях и
Тамцагской впадине возникли обширные озерные бассейны, занимавшие более
половины их площади. В.Ф. Шувалов отмечал, что "...обводнению указанных регио-
нов способствовало не только их общее погружение, но и периодическое увлажнение
климата, бывшее особенно длительным в начале позднего мела" [18, с. 217].
В конце позднего мела начинается общее слабое поднятие всей тер-
ритории Монголии, распад озерной системы Гоби, резкое сокращение бассейнов
осадконакопления и превращение аккумулятивных гобийских равнин в пластовые
денудационные.
В коньяк-сантонское время продолжался процесс общего погружения
гобийских регионов Монголии, сопровождавшийся расширением области
аккумуляции и сокращением размеров и высот внутренних поднятий. На большей
части МНР постепенно устанавливается жаркий аридный и семиаридный климат.
Всантонское времяв гобийской части Монголии, по-видимому, сущест-
вовал единый огромный внутриконтинентальный бассейн, протягивавшийся в
субширотном направлении от Заалтайской Гоби до Дариганги. Северная его граница
достигала Мандал-Гоби и Арбай-Хэрэ, а южная располагалась на территории Китая.
На крайнем юге МНР были распространены гипсоносные толщи. Воды гобийских
бассейнов отличались высокой карбонатностью и повышенной соленостью. В.Ф. Шу-
валов писал, что "...наиболее низкого гипсометрического уровня гобийские районы
достигли в сантоне. В это время он, видимо, был близок к уровню Мирового океана и,
несомненно, наиболее низким за всю мезозойскую и кайнозойскую историю этих
регионов. Не исключено, что водные массы в огромный внутриконтинентальный
Гобийский бассейн в сенонское время частично поступали из морских бассейнов
Средней Азии и Китая, с которыми он мог иметь непосредственную связь через
систему проливов" [18, с. 221]. Это предположение основывается на находках зубов и
плавниковых шипов акул, а также некоторых форм остракод и черепах в сантонских
осадках Монголии. В это время была развита речная сеть. Наиболее крупные реки
протекали, видимо, по равнинам между Алтайским и Хангайским поднятиями и по
системе впадин к югу от Хангая. Значительная река располагалась в районе
современных верховьев Онгингола. В Северной Монголии крупная река текла на
северо-восток между Хангаем и Прихубсугульем. Реки, имевшие меньшую водность,
формировали свои долины на северо-востоке и востоке МНР [18].
В кампанское время размеры озерных бассейнов несколько сокра-
щаются и увеличивается площадь аллювиально-пролювиальных равнин.
В Маастрихте продолжается слабое медленное воздымание Монголии,
гобийский внутриконтинентальный водоем распадается на ряд изолированных бас-
сейнов. Они имели небольшие глубины и характеризовались повышенной соле-
ностью, отмелыми берегами с обширными песчаными пляжами. Вода озер хорошо
прогревалась и аэрировалась, имела высокую температуру, аналогичную современ-
ным озерам тропической и субтропической зон. В маастрихтских озерах обитала
богатая, разнообразная фауна: остракоды, филлоподы, черепахи, крокодилы, некото-
рые виды динозавров. По берегам рек и озер довольно широко были развиты лесные
29
массивы, состоявшие из хвойных и широколиственных пород. На открытых равнин-
ных пространствах, по В.М. Синицыну, господствовали ландшафты сухих саванн,
переходивших в полупустыни [12]. К началу палеогена климат становится еще более
засушливым и площадь аккумулятивных равнин сокращается.
В палеогене достаточно четко выделяются ранний - палеоцен-эоценовый и позд-
ний - олигоценовый этапы рельефообразования. В раннем палеогене развитие
рельефа продолжалось по нисходящей линии - происходило отложение озерно-аллю-
виальных осадков, денудационное выравнивание приводило к образованию равнин -
пенепленизации, как показал Е.В. Девяткин [19].
В раннем олигоцене происходит активизация тектонических движений,
обособление Алтайского поднятия в частности; начинается дифференциация Хангай-
Хэнтэйского свода; активизируется блоковая тектоника в равнинных районах
Заалтайской Гоби; климат становится более влажным. Закладывается единая
гидрографическая сеть. Оформляется широтная зональность, наметившаяся в эоцене:
северная часть Монголии становится гумидной, южная - окончательно аридной [20].
В среднем - позднем олигоцене происходит стабилизация текто-
нических движений и снова резкая аридизация климата.
В неогене - миоцене частично восстанавливается озерно-речная система, значи-
тельно деформированная в аридную эпоху позднего олигоцена. По мнению Е.В. Де-
вяткина, флювиальная сеть начала функционировать по крайней мере в Пред алтай-
ской зоне и Долине Озер. Скорее всего, в это время соединялись наиболее крупные
озера Убсу-Нур и Хиргис-Нур. Озерные бассейны Котловины Больших Озер приоб-
рели максимальную водность в среднем плиоцене, когда их уровень поднялся до
положения современной горизонтали 1200 м. Средний плиоцен представлял наиболее
крупную плювиальную эпоху. Площади озер в это время превышали современные. В
Западной Монголии от Убсунурской котловины до Долины Озер тип растительности
менялся от лесного до степного; широтная зональность была усложнена высотной
поясностью [20].
В плейстоцене отмечаются значительные изменения водности озер как Западной
[20], так и Восточной Монголии [21]. Так, в среднем плейстоцене обвод-
ненность Восточной Монголии была значительно большей, чем в современную эпоху.
В пределах Тамцагской впадины на высотах 690-720 м формировались обширные
озерно-аллювиальные равнины. Озера Буир и Далай объединялись в единый водоем,
уровень которого поднимался до высоты 750 м. Торейские озера также испытали
трансгрессию, судя по озерным равнинам с относительными высотами 150-240 и 100—
ПО м [22]. В среднем плейстоцене закладывается современная речная сеть. В
позднем плейстоцене сохраняются те же озерные бассейны, что и в
среднем плейстоцене, но меньшей площади и на меньших высотах. Озера Буир и
Далай разобщаются, озерные бассейны Тамцагской впадины остаются еще проточ-
ными. По-видимому, в этот этап и формируется современная речная сеть региона [23],
выдвигаются крупные субаэральные дельты во впадину Восточной Монголии,
отдельные древние долины заполняются огромными массами песчаных осадков.
В голоцене рельеф аридных гобийских районов Западной Монголии претерпел
значительные изменения [24]. Последние данные позволяют судить о существенных
перестройках рельефа в голоцене в Восточной Монголии. В предбореальный
и бореальный периоды - 12-8 тыс. л.н. здесь отмечены неоднократные
изменения положения русла наиболее крупной реки региона - Халхингола,
происходившие, по-видимому, в связи с колебаниями уровня единого озерного
бассейна Буир-Далай, имевшего сток в Амур. Судя по значительным колебаниям
количества пыльцы древесно-кустарниковых растений, в раннем и среднем голоцене
здесь были достаточно влажные условия.
В среднем голоцене, в атлантический период - 8-5 тыс.
л.н. - произошла крупная перестройка речной сети в бассейне Халхингола. В связи с
увеличением водности русло реки переместилось к северу и река прорвалась в долину
30
Хайластынгола. В конце атлантического периода водоемы озер Далай и Буир
окончательно разобщаются, Халхингол впадает в Буирнур. Этот период голоцена
характеризуется значительным увеличением увлажненности и формированием
региональной мощной гидроморфной лугово-черноземовидной почвы [25]. В ланд-
шафтном отношении регион представлял высокотравную степь с многочисленными
пресными озерами, протоками и реками. Эти условия были оптимальными для
заселения региона неолитическими народами. Наши обильные находки разнооб-
разного неолитического каменного материала подтверждают мнение Л.Н. Гумилева о
том, что к рубежу 5000 тыс. л.н. племена примитивных земледельцев распространи-
лись на огромную территорию от Сирии до Большого Хингана [26, 27]. Л.Н. Гумилев
отмечал также, что в связи с низким уровнем земледелия был уничтожен дерновый
покров вокруг поселений, что привело около 4000 л.н. к кратковременному, но
интенсивному иссушению степной зоны и пустынной зоны. Пустыни в атлантический
период были густо заселены. В суббореальный и субатлантиче-
ский периоды голоцена площади озер сокращаются, в почвенном покрове доми-
нируют каштановые почвы, в ландшафтах - степь и сухая степь, на крайнем юге
переходящая в полупустыню.
Таким образом, история развития рельефа и изменения климатических условий
Гоби - чередование засушливых и влажных периодов и эпох. И те, и другие имеют
разную продолжительность и отражают палеоклиматические изменения разного
масштаба от десятков миллионов лет в позднем мезозое до первых тысяч лет в
голоцене, сотен и десятков лет в современную эпоху. Длительная устойчивая тен-
денция аридизации климата гобийского региона не исключала существования круп-
ных водоемов и связанной с ними речной сети. Так, в сантоне крупные внутрикон-
тинентальные бассейны соседствовали с обширными пространствами пустынь;
пустыни пересекались рядом рек, впадавших в бассейны. Эта концепция убедительно
подтверждается многочисленными фактами формирования устойчивого равнинного
рельефа, покрытого толщами красно- и буроцветных отложений аридного генезиса
[28]. И все же аридные и семиаридные области Гоби в их современном виде имеют
скромный в геологическом масштабе времени возраст, исчисляемый первыми
тысячами лет. Начало же аридного цикла и аридного морфолитогенеза, т.е. развития
рельефа по аридному пути относится к позднемеловой-палеогеновой эпохе. Необ-
ходимо отметить, что со среднего олигоцена по ранний плиоцен включительно в
гобийском регионе формировались аридные равнины несколько меньших размеров,
чем их позднемезозойские предшественники [30].
Современный горно-впадинный рельеф Гоби формировался в течение двух циклов.
Первый завершился в палеогене-неогене образованием исходного гобийского пенеп-
лена. Местами над ним поднимались остаточные хребты и кряжи низких сильно
разрушенных гор герцинской и мезозойской эпох орогенеза. Пенеплен представлял
собой полигенетическую денудационно-аккумулятивную поверхность. Аккумуляция
происходила в озерах, дельтах, речных долинах. Ныне эти отложения (мел-неоген)
представлены плотными песчаниками, аргиллитами, алевролитами, слагающими
платформенный чехол молодой плиты.
О палеоклиматических условиях формирования гобийского пенеплена данных
недостаточно. В.М. Дэвис в своей статье 1905 г. и в ряде других публикаций спе-
циально рассматривал проблему климатической трактовки древних пенепленов,
позже поднятых и частично разрушенных в течение последующих циклов эрозии.
Анализируя, например, пенеплен плато Колорадо, он не находил убедительных
доказательств его аридного происхождения, хотя новый цикл осуществляется в арид-
ных условиях. Аналогичная трудность имеется и по отношению к гобийскому
пенеплену, хотя сейчас получено гораздо больше данных о палеоклиматах времени
его формирования. Этот пенеплен образовывался в течение мела-неогена в условиях
от семигумидного до семиаридного климатов (саванны, степи) с прогрессирующей
тенденцией к аридизации [28, 31-33]. Затем он был настолько преобразован аридными
31
процессами в неоген-четвертичное время, что особенности его современной
морфологии могут рассматриваться с позиций их соответствия или несоответствия
стадиям аридного цикла с вполне определенной уверенностью.
Второй, незаконченный цикл связан с неоген(олигоцен)-четвертичной тектони-
ческой активизацией, выразившейся в формировании возрожденных пьедестальных
гор и равнинных впадин. Этот цикл осуществляется уже в условиях аридного климата,
и образованные им формы рельефа ныне переживают стадии юности и зрелости.
Однако участки рельефа первого цикла, порой весьма обширные, сохранились до сих
пор и, несмотря на некоторое неотектоническое преобразование, продолжают преж-
нее эволюционное развитие, находясь в стадиях поздней зрелости и старости. Таковы,
прежде всего, равнины восточной и средней Монголии (мезозойская платформа, по
В.Ф. Шувалову [34]), равнины на дне и склонах крупных впадин Заалтайской Гоби, а
также остатки исходного пенеплена, сохранившиеся в верхнем поясе молодых пьедес-
тальных гор, поднятые по разломам, но внутри мало деформированные (хребты
Аджи-Богдо, Изэ-Богдо, Гурван-Сайхан и др.).
В стадии поздней зрелости-старости находятся и обширные площади остаточных
мелкосопочников (запад Заалтайской Гоби, юг Средней Гоби, юго-восточная Мон-
голия). От этих массивов мелкосопочника нисходящего развития, с характерными для
него мягкими формами склонов и вершин холмообразных сопок и низких островных
гор, отличаются участки молодого тектонически обусловленного мелкосопочника
восходящего развития - начальной стадии формирования новых гор. Для них харак-
терны дробное, главным образом дизъюнктивное расчленение, бугристо-холмистый
рельеф, резкие формы склонов, сухих долин и оврагов, островершинные гребни. Этот
тип новообразованного мелкосопочника Н.А. Флоренсов [35] предложил называть
’’тектоническим бедлендом”. Он развит на молодых форбергах и на перемычках меж-
ду горными хребтами Гобийского Алтая и Тянь-Шаня, названных ’’интербергами” [9].
Схема Дэвиса в трактовке рельефа Гоби
Приступая к попытке объяснения аридного рельефа пустынь и полупустынь
Монголии с позиций циклического его развития, мы вполне осознаем трудность этой
задачи, обусловленную тем, что различные участки территории этой страны
испытали разнонаправленные и разновременные неотектонические деформации. Там,
где эти деформации исходного рельефа проявились особенно сильно, очевидно,
древний цикл был прерван и рельеф ныне находится на ранних стадиях своего
развития. Это относится к пьедестальным горам. С этими районами омоложенного
рельефа соседствуют более или менее обширные участки ненарушенного или слабо-
нарушенного исходного пенеплена. Иногда остатки исходной поверхности выравни-
вания сохраняются и во внутренних частях возрожденных гор, где они подняты на
значительные высоты и сейчас попали в иные (не аридные) ландшафтно-климати-
ческие условия. Найти в них свидетельства былого аридного морфогенеза непросто.
Вместе с тем, такое разнообразие рельефа Гоби, его полихронность представляют
хорошую возможность для изучения циклических его черт, так как здесь мы можем
обнаружить рельеф, находящийся на разных стадиях развития. Исходя из всего этого,
свой анализ схемы Дэвиса мы поведем, рассматривая отличительные черты стадий на
примере тех или иных участков гобийских пустынь, подбирая их по соответствию тем
или иным стадиям цикла.
Начальную стадию аридного цикла испытывают многие районы молодых,
продолжающих воздыматься пьедестальных гор Гобийского Алтая и Заалтайской
Гоби, а также склоны этих поднятий (бэли). В целом строение рельефа и главные
действующие процессы соответствуют схеме Дэвиса. По этой схеме на начальной
стадии цикла, обусловленной тектонической дифференциацией поверхности, обра-
зуется сеть центростремительных русел. Преобладают консеквентные потоки, теку-
щие согласно уклонам первично-тектонического рельефа. Это наблюдается и в Гоби,
32
где молодой горно-впадинный рельеф начинает осваиваться сетью молодых долин и
русел временных водотоков. Местами эта сеть настолько молода, что некоторые
спускающиеся с юных гор русла буквально разрываются, образуя в низовьях
бифуркации: одно русло уходит в одну бессточную впадину, другое - в соседнюю.
Такие бифуркации молодых русел имеются, например, на самом юге Монголии в
системе Гобийского Тянь-Шаня.
В.М. Дэвис правильно описывал первичную сеть линий стока, привязывающуюся
ко множеству местных базисов эрозии - молодым тектоническим впадинам, распо-
лагающимся на разной высоте. Особенностью молодых сухих долин Гоби (особенно
заалтайской ее части) является наличие множества антецедентных участков,
пересекающих поднимающиеся морфоструктуры на склонах крупных волн поднятий.
Такие антецедентные участки долин имеют особое название в монгольском языке -
хундей. Особенно они характерны для полос форбергов - вторичных мелкосопочно-
низкогорных кряжей, возникающих на крыльях молодых сводовых поднятий и
протягивающихся обычно параллельно или под острым углом к основному горному
хребту на оси свода.
Приведем пример такого хундея, который находится в Заалтайской Гоби к западу
от базиса Эхийн-Гол. Территория, изображенная на рисунке, представляет собой
северный бэль хр. Цаган-Богдо (система Гобийского Тянь-Шаня). Цокольные и
пластовые равнины бэля нарушены двумя грядами низкогорных скалистых фор-
бергов. Временные русла - сайры образуют центростремительную сеть, спускаю-
щуюся с гор Цаган-Богдо к впадине Толи-Булак [7]. Подходя к вытянутым поперек их
течения грядам форбергов, русла обычно поворачивают и текут параллельно
подножию гор. Но некоторые русла (на рисунке их два) прорываются сквозь молодые
горные кряжи, образуя в них узкие сквозные ущелья - хундей. Особенно интересен
случай с хундеем, прорезающим кряж Эхийн-Нуру. Вершина сухого русла распо-
ложена чуть южнее южной границы кряжа на равнине всего в 30-40 метрах от русла,
проходящего вдоль подножия Эхийн-Нуру. Начинаясь на равнине, русло уходит в
горы и пересекает их. Этот сайр почти не имеет верхнего водосбора, но все же
прорезает горную гряду относительной высотой 200-250 м.
Такие антецедентные хундей в большинстве случаев Ъюжно объяснить более
древним возрастом долин и наложением этих долин на поднимающиеся морфострук-
туры. Но часто русла используют системы поперечных трещин-разломов, раскры-
вающихся при росте молодых форбергов. Тогда хундей такого типа надо трактовать
как молодые долины прорыва, а не как антецедентные долины.
Как бы то ни было, для Гоби характерна как молодая сеть сухих долин и русел, так
и крупные, порой имеющие в длину десятки и даже сотни километров древние
долины, возможно, образовавшиеся в течение предшествующего цикла эрозии и так
или иначе приспособившиеся к условиям нового цикла. К сожалению, степень
изученности четвертичных отложений, в том числе и террасовых, на юге Монголии
очень невелика, хотя некоторые крупные долины-сайры имеют комплекс акку-
мулятивных и цокольных террас. Возраст их точно не известен. Есть лишь одна
датировка аллювиально-пролювиальных лессовидных суглинков - 30 тыс. лет [7].
Образец был взят в террасе правого берега сухого русла Эхийн-Гол, который, как
говорилось, обтекает форберг Эхийн-Нуру и, таким образом, древнее этого поднятия.
Для стадии юности, по Дэвису, характерно постепенное уменьшение контрастности
высот за счет водного и ветрового сноса и перемещения материала с возвышенностей
во впадины. В Гоби этой тенденции не наблюдается. Во-первых, продолжаются
активные дифференцированные тектонические движения. Во-вторых, аккумуляция
грубообломочных пролювиальных наносов временными водотоками происходит в
основном у подножия молодых гор и в средних частях бэлей [10]. До днищ впадин
доходит только тонкий материал, отлагающийся во временных озерах. После
быстрого высыхания озер ветер немедленно выносит мелкозем, и для центральных
наиболее пониженных частей аридных впадин Заалтайской Гоби характерно почти
2 Геоморфология, № 1
33
полное отсутствие молодых отложений. Лишь местами, главным образом там, где
разрушаются песчаники или крупнозернистые граниты, дающие значительные массы
песка, во впадинах накапливаются песчаные отложения, обычно с характерным
эоловым рельефом. Но таких участков в Гоби мало.
Стадии зрелости - начала старости переживают сейчас днища крупных неотек-
тонических впадин у подножия Монгольского Алтая (Барун-Хурай, Котловина Боль-
ших Озер, Долина Озер) и большая часть впадин на молодой платформенной плите
юга и юго-востока Монголии. Здесь не было дифференцированных неотектонических
деформаций или они происходили локально. Рельеф здесь сохраняет черты,
заложенные еще в конце мезозоя - начале кайнозоя.
Главными чертами стадии зрелости Дэвис считал: а) интеграцию систем стока,
б) усиление роли ветра и формирование котловин выдувания в центральных частях
впадин, в) попятное расширение пологих склонов подножий. В Гоби наблюдаются все
эти три элемента, однако они имеют свои особенности.
В развитии сети крупных и мелких сайров можно усмотреть как тенденцию к их
объединению, так и многочисленные свидетельства образования молодых врезов и
перестроек эрозионной сети, о чем говорилось выше. Была предложена гидролого-
геоморфологическая классификация эрозионных форм пустынь Заалтайской Гоби
[36]. Выделяются элементарные склоновые формы, элементарные русла и сайры-
долины. По типу водотоков (систем стока) различаются собирающие и рассеивающие
системы. Крупные сайры-долины могут "нанизывать” на себя малые впадины, днища
которых расположены на разной высоте, но "переливания” водотоков из-за "пере-
полнения верхних впадин наносами" не наблюдается. "Неорганический естественный
отбор" играет подчиненную роль и проявляется главным образом на конусах выноса.
В интеграции сложных систем крупных сайров не последнюю роль играла
новейшая и молодая тектоника. Продолжение дифференцированных движений не
только способствует образованию новых впадин и привязанных к ним водосборов, что
характерно для юных пьедестальных гор, но сопровождается образованием антеце-
дентных водотоков, перехватами и интеграцией эрозионных систем на подгорных
равнинах. Работами В.Н. Вебера [37] и К.В. Курдюкова [38] установлена миграция
"сухих дельт" (конусов выноса) в аридных предгорьях Средней Азии. Аналогичное
явление наблюдается и в Гоби - отложения сухих дельт постепенно смещаются от
подножий гор к центральным частям впадин. Эта миграция объясняется как втяги-
ванием предгорий в поднятие (В.Н. Вебер, К.В. Курдюков), так и "переливанием"
пролювия из верхних старых конусов в новые, расположенные ниже. Важную роль
при этом играет смена режимов водотоков в зоне подножия при продолжающемся
поднятии гор и предгорий. В верхних частях бэлей сайр, выходящий из гор, вначале
откладывал первичный конус выноса, а затем, по мере втягивания верхней части бэля
в поднятие, русло врезалось в собственный пролювий, а аккумуляция и наращивание
новой сухой дельты шло ниже по бэлю. Но это "переливание" конусов выноса не есть
"переливание" за счет заполнения верхних впадин наносами, что предполагал Дэвис.
Нужно отметить, что малые и тем более крупные склоновые и русловые формы на
бэлях весьма устойчивы, и их рисунок мало изменяется во времени. Это объясняется
особенностями взаимодействия ливневых осадков со специфичным строением
пустынных почв, определяющих различия в режиме впитывания и поверхностного
стока воды на гаммадах-микроплакорах и в сухих руслах. Эта особенность является
одной из отличительных характеристик современной аридной морфодинамической
системы Гоби [14].
В качестве примера интегрированных сайровых систем рассмотрим систему,
начинающуюся в горах Джинст-Ула и заканчивающуюся в бессточной аридно-деф-
ляционной впадине Ингэни-Ховрын. Общая длина этой системы более 200 км.
Верхняя часть водосбора размещается во внутренних частях низко- и средневысотных
пьедестальных гор Джинст-Ула, где имеется обычная дендритовая сеть собирающих
малых и средних долин-сайров. Южный фланг гор поднят по разлому, и сквозь этот
34
барьер, сложенный плотными мраморизированными известняками, сайр прорывается,
образуя узкий, коленчато изломанный каньон. По выходе на южный бэль Джинст-
Ула русло разбивается на множество мелких русел на пологонаклонном конусе
выноса. Ширина бэля 25-30 км, и сток здесь идет по сети расходящихся и сходящихся
русел глубиной 0,5-2,5 м и шириной 50-250 м. Общее падение поверхности бэля 500 м.
Внизу он упирается в полосу мелкосопочника и увалистых денудационных равнин,
отграниченных от бэля зоной молодого разлома, образующего слабо выраженный в
рельефе уступ зачаточного форберга. Здесь выклиниваются грунтовые воды и
формируется полоса мелкобугристого песчано-суглинисто-солончакового аккумуля-
тивного рельефа. Множество мелких русел бэля собираются здесь и прорываются
сквозь полосу мелкосопочника, образуя врезанные плоскодонные, крутобортые
долины глубиной 10 и более метров. Затем на своем пути рассматриваемая нами
долина пересекает малую аридно-денудационную котловину Дзун-Мод, где проис-
ходит частичная аккумуляция песчано-галечного пролювия (внутренняя, промежуточ-
ная сухая дельта). Еще ниже по течению сайр вновь собирается в одно русло и
пересекает моноклинальные наклонные денудационные равнины и плато, сложенные
осадочными породами мел-палеогена. Долина его здесь узкая, ящикообразная, без
притоков. В долине имеются обрывки низких аккумулятивных террас. Наконец, в
самом низу сайр пересекает северный чинк котловины Ингэни-Ховрын и теряется в
эолово-солончаковых бугристых песках ее днища. Сюда уже не доносится галечный
материал, а во время ливневых паводков в котловине образуется кратковременное
озеро и накапливаются маломощные илы. После высыхания озера этот наилок
становится добычей дефляции. Эоловые пески в котловине не принесены сверху по
сайру, а образованы за счет развевания и перевевания местных песчаников мел-
палеогена.
В описанной интегральной сайровой системе насчитывается три участка денудации
и транзита наносов и три - аккумуляции: конусы выноса на южном бэле Джинст-Ула,
внутренняя дельта во впадине Дзун-Мод и конечная котловина. На участках дену-
дации кроме вершинного горного водосбора водоток концентрируется в одно
магистральное русло, а на участках аккумуляции сток рассеивается по множеству
малых и средних русел. Трудно сказать, была ли эта сложная система всегда единой
или образовалась за счет соединения разновозрастных элементов на стадии поздней
зрелости - начала старости.
По Дэвису, на стадиях зрелости и старости не наблюдается существенного
приспособления линий стока к геологической структуре. В Гоби это не так. Здесь и
эрозионные, и денудационные формы (в частности, педименты) очень селективны по
отношению к структурно-литологическим разностям.
Формирование котловин выдувания в центральных частях тектонических впадин
(например, в упоминавшейся котловине Ингэни-Ховрын) в Гоби происходит главным
образом в районах распространения мезозойско-кайнозойских осадочных отложений.
Эти котловины, ограниченные чинками-уступами с живописными формами выду-
вания (столбы, грибообразные скалы, "эоловые города"), по Дэвису, - свидетельство
поздней зрелости. Наблюдается и попятное отступание уступов и крутых склонов с
образованием педиментов, но в основном на уровне микроформ. Отступанию же
склонов гор препятствует продолжающееся активное воздымание горных массивов по
линиям краевых разломов.
Стадия старости, по Дэвису, характеризуется усилением роли ветра, повторным
разобщением систем стока, формированием каменистого панциря и островных
денудационных гор. Все эти явления можно обнаружить и в Гоби, но разобщение
систем стока обусловлено молодыми тектоническими движениями. Второй признак
старости - распространение каменистых бронированных поверхностей - широко
представлен в Гоби, где развиты различные типы гаммад, покрывающих подгорные
равнины, днища впадин, мелкосопочник, склоны гор [13]. При этом поверхность
гаммад устойчива и строго согласована с современным режимом ветров и поверх-
2*
35
ностным стоком. Гаммады вместе с расчленяющей их системой крупных и малых
сухих русел - сайров ("сайровый комплекс") являются одним из физиономических
элементов современной аридной морфодинамической системы Гоби [14].
Островные горы имеются двух типов: а) останцовые, в разных стадиях разрушения;
их формирование идет по классическим схемам Борнхардта-Пассарге-Дэвиса, но они
могут соседствовать с б) островными горами на активно воздымающихся локальных
блоковых морфоструктурах или на "всплывающих" гранитных интрузивах. Кроме
того, встречаются островные горы - древние вулканы мезозойского и кайнозойского
возраста.
Оценивая в целом схемы циклов Дэвиса, в том числе и аридного цикла, следует
подчеркнуть, что несмотря на их сугубо дедуктивный характер, они основаны на
систематизации фактического материала, собранного самим Дэвисом, его предшест-
венниками и современниками. Эти схемы, говоря современным языком, представляют
собой теоретические модели эволюции морфоклиматических геоморфологических
систем. Дэвисом предложены пространственно-временные модели деятельности ос-
новных агентов экзогенного морфогенеза в стадиальном преобразовании рельефа
земной поверхности, образовании, переносе и переотложении обломочного мате-
риала. По существу, им заложены такие принципы современного геоморфологи-
ческого анализа, как морфолитогенез, учение о коррелятных отложениях и пара-
генезисе рельефа и отложений, учение о литодинамических потоках и т.п.
Дэвис предложил вероятностную модель смен действующих в течение цикла
процессов. Как всякая дедуктивная теоретическая модель, схема Дэвиса предполагает
некоторые ограничивающие условия для ее воплощения. Одним из главных условий
является прекращение в ходе идеального цикла тектонических движений, так как
только при допущении тектонического покоя можно проследить за деятельностью
денудационно-аккумулятивных процессов в чистом виде и выявить закономерности
преобразования ими первично-тектонического расчлененного рельефа до стадии
пенеплена. Именно это ограничивающее условие послужило главным объектом
критики циклов Дэвиса, хотя при создании любой теоретической модели ограни-
чивающие условия - обычный ход анализа. Пример с пустыней Гоби показывает, что
нео- и современная тектоника существенно затрудняет возможность стадиально-цик-
лической интерпретации наблюдаемых геоморфологических ландшафтов. Но все же
такой путь анализа перспективен и, надо сказать, что те признаки стадий аридного
цикла, которые были предложены Дэвисом, на удивление точны.
Дэвис предложил концепцию аридного цикла как климатического варианта
всеобщего стремления рельефа к выравниванию под действием комплекса денуда-
ционно-аккумулятивных процессов. Автор теории циклов эрозии понимал, что
выравнивание первично-расчлененного рельефа до состояния пенеплена в разных
ландшафтно-климатических условиях должно идти разными путями. Говоря совре-
менным языком, должны быть предусмотрены разные механизмы функционирова-
ния и эволюции геоморфологических систем, которые, однако, приведут к сход-
ному результату - созданию почти-равнины. Нужно отдать должное смелости Дэ-
виса, который, не обладая большим количеством фактов, счел возможным высту-
пить с изящной, логически стройной гипотезой циклического развития аридного
рельефа.
Сейчас, через 90 лет после публикации Дэвиса, когда в мировой геоморфо-
логической литературе накоплен богатейший материал по геоморфологии пустынь
мира, можно сделать два вывода.
Во-первых, практически нет достаточно убедительных работ по применению (или
отрицанию) идеи Дэвиса для объяснения эволюции рельефа тех или иных пустынь.
Во-вторых, аридная геоморфология либо развивается по пути изучения работы
агентов морфогенеза, либо концентрируется на хронологии рельефа конкретных
аридных территорий. При этом никто не пытался интерпретировать имеющуюся
историко-геоморфологическую информацию с позиций стадий цикла, хотя отдельные
36
попытки установления эволюционных стадий в развитии аридного рельефа делались
(например, гипотеза В.А. Обручева об эволюции песчаных пустынь - [39]). Новое
прочтение статей Дэвиса об аридном цикле показывает, что в них изложена вполне
работающая концепция и что применение изложенной Дэвисом схемы позволяет по-
новому взглянуть на рельеф пустынь, более глубоко понять и историю этого рельефа,
и его современное состояние, и дает возможность прогноза дальнейшего развития
аридных геоморфологических ландшафтов и составляющих их элементов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Davis W.M. The geographical cycle in an arid climate //Journ. of Geology. 1905. V. 13. P. 381-407.
2. Davis W.M. Rock floors in arid and in humid climates // Journ. of Geology. 1930. V. 38. P. 1-27,136-158.
3. Дэвис В.М. Геоморфологические очерки. М.: Изд-во иностр, лит-ры, 1962. 455 с.
4. Passarge S. Rumpfflache und Inselberge // Zeitschrift der Deutsche GeoL Ges. 1904. LVI. S. 193-204.
5. Дедков А.П., Мозжерин В.И., Сафина Г.Р. Об интенсивности эрозии в полупустыне и ее антропогенных
модификациях// Экологические аспекты теоретической и прикладной геоморфологии. М.: Изд-во МГУ,
1995. С. 119-120.
6. Мурзаев Э.М. Словарь народных географических терминов. М.: Мысль, 1984. 654 с.
7. Тимофеев Д.А. Геоморфологический очерк меридионального профиля Шинэ-Джинст - Эхийн-Гол -
Цаган-Богдо И Проблемы освоения пустынь. 1980. № 2. С. 12-20.
8. Флоренсов Н.А. К проблеме механизма горообразования во внутренней Азии // Геотектоника. 1965.
№4. С. 3-14.
9. Тимофеев Д.А. Пьедестальные горы - начальная стадия развития возрожденных гор // Структурная
геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 51-57.
10. Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Бэли Монголии // Геоморфология зарубежных, стран. М.: Наука. 1974.
С.109-122.
11. Геоморфология Монгольской Народной Республики. М.: Наука, 1982. 259 с.
12. Синицын В.М. Центральная Азия. М.: Географгиз, 1959. 256 с.
13. Тимофеев Д.А. Гаммады южной Монголии // Проблемы климатической геоморфологии. Владивосток,
1978. С. 98-119.
14. Тимофеев Д.А. Аридная морфодинамическая система Заалтайской Гоби И Геоморфология. 1986. № 1.
С. 13-23.
15. Чичагов В.П. Деструктивный рельеф гобийского пенеплена в юго-восточной Монголии // Геомор-
фология. 1994. № 4. С. 85-99.
16. Нагибина М.С. Мезозой // Геоморфология Монгольской Народной Республики. 1982. М.: Наука.
С. 85-99.
17. Шувалов В.Ф. Конец раннего мела. Там же. С. 201-217.
18. Шувалов В.Ф. Позднемеловое время. Там же. С. 217-223.
19. Девяткин Е.В. Палеоген. Там же. С. 223-230.
20. Девяткин Е.В. Неоген-антропоген (этап неотектонической активизации). Там же. С. 230-245.
21. Шувалов В.Ф., Николаева Т.В. Палеогеография озер Монголии в плейстоцене // Лимнология и
палеолимнология Монголии. СПб.: Наука, 1994. С. 234-248.
22. Николаева Т.В., Шувалов В.Ф. Геоморфология озерных котловин Северо-Восточной Монголии //
Вестник ЛГУ. 1985. № 28. С. 48-54.
23. Сырнев И.П. Древние долины на Восточно-Монгольской равнине // Геоморфология. 1982. № 3.
С. 69-74.
24. Севастьянов Д.В., Дорофеюк Н.И., Лийва А.А. Палеоэкология озер Монголии в голоцене //
Лимнология и палеолимнология Монголии. СПб.: Наука, 1994. С. 248-262.
25. Чичагов В.П., Чичагова О.А. Радиоуглеродный возраст эоловых песков и отложений и погребенных
почв Восточной Монголии Ц Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987.
С. 61-67.
26. Гумилев Л.Н. Гетерохронность увлажнения Евразии в древности // Вестник ЛГУ. 1966. № 6. Вып. 6.
С. 62-72.
27. Гумилев Л.Н. Изменения климата и миграция кочевников // Природа. 1972. № 4. С. 44-52.
28. Девяткин Е.В. Кайнозой Внутренней Азии: стратиграфия, геохронология, корреляция. М.: Наука. 1981.
200 с.
29. Береснева И.А. Мезоклиматичёские ресурсы аридной зоны Азии: Автореф. дис. ...докт. геогр. наук. М.:
ИГ РАН. 1992. 475 с.
30. Чичагов В.П. Аридный пенеплен Центральной Азии и особенности его эволюции в Восточной Монго-
лии Ц География и природные ресурсы. 1996. № 2. 89-103.
31. Синицын В.М. История аридной области Центральной Азии // Чтения памяти В.А. Обручева. М.:
Изд-во АН СССР, 1961. С. 121-145.
32. Лимнология и палеолимнология Монголии. СПб.: Наука, 1994. 304 с.
33. Мезозойские озерные бассейны Монголии. Л.: Наука, 1982. 211с.
37
34. Шувалов В.Ф. Структуры платформенного этапа развития Монголии (поздний мел-палеоген) Ц
Мезозойская и кайнозойская тектоника и магматизм Монголии. М.: Наука, 1975. С. 243-259.
35. Флоренсов Н.А. О тектоническом бедленде // Геоморфология. 1983. № 1. С. 85-88.
36. Пустыни Заалтайской Гоби. М.: Наука, 1986. 207 с.
37. Вебер В. Миграция сухих дельт в Фергане // Геологический вестник. 1929-1930. Т. VII. № 1-3. С. 42-46.
38. Курдюков К.В. К изучению континентальных дельт Ферганы в связи с тектоническим развитием этого
района Ц Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1948. № 5. С. 45-51.
39. Обручев В.А. Закаспийская низменность. СПб., 1890. 270 с.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
16.04.96
ARID CYCLE IN THE GOBI DESERT (TO THE 90тЬ ANNIVERSARY
OF THE ARID GEOGRAPHICAL CYCLE THEORY)
D.A. TIMOFEEV, V.P. CHICHAGOV
Summary
The paper presents an attempt to explain the structure and evolution of mountain and plain relief of the Gobi desert,
Mongolia, on the basis of the arid cycle theory (as developed by W.M. Davis). The stages of primary tectonic
topography transformation by exogenic processes appear to be helpful in the understanding of the geomorphological
evolution. A greater difficulty presents correlation between stages of progressive evolution from mountains towards
peneplain and repeated neotectonic manifestations which disturb normal process. Various stages belonging to different
cycles are pronounced in the Gobi relief. The Davis' concept help to reconstruct most fully the and topography
evolution.
38
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№1
январь-март
1997
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.4.042(470.45)
© 1997 г. Е.В. АГАРКОВ, В.А. БРЫЛЕВ, А.Н. САЖИН,
Н.П. СВЕЧНИКОВА
ТЕНДЕНЦИИ И ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗВИТИЯ СОВРЕМЕННОГО
ЭКЗОМОРФОГЕНЕЗА НА ТЕРРИТОРИИ ВОЛГОГРАДСКОГО ПОВОЛЖЬЯ
Проблема соотношения зональных и азональных факторов современного морфогенеза и
определения тенденций его развития является одной из ключевых в геоморфологических
исследованиях. Несмотря на многочисленные публикации, посвященные вопросам зональности
экзогенных процессов [1-7], многие аспекты этой проблемы остаются невыясненными. В
частности, остаются малоисследованными вопросы внутризональных различий в крупных
морфоклиматических (климатогеоморфологических) зонах, своеобразия переходных зон,
унаследованности особенностей современного экзоморфогенеза от предыдущих палеогеогра-
фических эпох.
Накопление фактического материала в результате проведения полевых наблюдений и
анализа космофотоматериалов создает базу для поиска решения поставленных выше проблем.
Составленные авторами среднемасштабные карты (геоморфологическая, экзогенных
процессов, геоэкологическая, техногенного рельефа), большой объем фактического материала
о тенденциях развития климата [8] позволяют провести подобную работу на региональном
уровне.
Волгоградское Поволжье характеризуется ландшафтной и морфоструктурной неодно-
родностью, что обусловливает значительную площадную дифференциацию экзогенных
процессов. Проведенный анализ природных факторов развития экзоморфогенеза показал, что
в условиях общей низкой облесенности (3,8%) и высокой хозяйственной освоенности тер-
ритории наиболее важное значение приобретают характер литологии, показатели расчле-
ненности рельефа и климатические особенности.
Широкое распространение эрозионнонеустойчивых делювиальных и покровных суглинков,
песков и песчаников наряду с ливневым характером летних осадков и бурным снеготаянием
определяет высокую интенсивность и площадное развитие процессов денудации. Аккумуляция
происходит лишь на нижних участках пологих и вогнутых склонов, а также в пределах
овражно-балочной и речной сети.
Песчаные и супесчаные почвы занимают 10% площади региона, средне- и легкосуглинистые
почвы - 20,1%. Таким образом, почти треть территории Волгоградского Поволжья сложена
легкодефлируемыми почвами, так как основная масса перемещающихся частиц приходится на
фракцию 0,25-0,5 мм (табл. 1).
В зависимости от гранулометрического состава эродируемость почв изменяется от 0,1 до
62,2 т/га в час при скорости ветра в аэродинамической трубе 10 м/с (моделирование в
лаборатории ВНИАЛМИ). При пересчете на среднегодовую продолжительность средне- и
высокоинтенсивных пыльных бурь (при средней скорости ветра в этот период выше
критической величины) общий вынос мелкозема на тяжелых по гранулометрическому составу
почвах составляет 1-2 т/га в год, или 0,08-0,15 мм, на средне- и легкосуглинистых - 3-12 т/га,
или 0,2-0,9 мм, на супесчаных и песчаных - 30-75 т/га, или 2,3-5,8 мм.
39
Таблица 1
Структурно-динамические показатели зональных почв Волгоградской области
Почва Содержание струк- турных агрегатов менее 1 мм, % Критическая ско- рость ветра на высоте 10 м, м/с Эродируемость почвы, т • га/ч
Чернозем южный глинистый и тяжелосуг- 34,9 10.9 0,1
линистый
среднесуглинистый 46,5 8,7 0,5
легкосуглинистый 48,5 7,9 1,2
супесчаный 59,2 6,8 2,2
песчаный 85,2 5,7 24,5
Каштановая тяжелосуглинистая 33,0 П,1 0,1
среднесуглинистая 43,9 9,2 1,0
легкосуглинистая 47,3 8,0 1,3
супесчаная 60,1 7,3 5,1
песчаная 94,2 6,0 62,2
Темно-каштановая слабокарбонатная 58,7 7,3 7,4
легкосуглинистая
Светло-каштановая солонцеватая 30,0 12,3 0,1
тяжелосуглинистая
Солонцы глинистые в комплексе с каш- 3,3 14,4 0,06
таковыми почвами
Интенсивность почвенно-дефляционных процессов резко возросла после начала освоения
целинных земель. В настоящее время общая площадь ветроэрозионных земель в области
составляет 2,75 млн. га, из них 2 млн. га пашни.
Анализ агроклиматических условий произрастания различных культур и характера
Проведения сельскохозяйственных работ позволил выделить в течение года четыре основных
периода ветроэрозионной деятельности.
1. Зимний метелевый среднеэрозионный период (декабрь - март).
2. Весенний сильноэрозионный период (апрель - июнь).
3. Летний малоэрозионный период (июль-август).
4. Осенний среднеэрозионный период (сентябрь - ноябрь).
Процессы ветровой эрозии даже на небольших расстояниях часто характеризуются высокой
пространственной неоднородностью вследствие различий в рельефе, литологии и т.д. Так, к
примеру, на Новоаннинской метеостанции фиксируется в среднем в год 20,4 дня с пыльной
бурей, а на Панфиловской метеостанции, расположенной всего в 35 км от г. Новоаннинского,
этот показатель составляет 1,2.
В результате дешифрирования космических снимков и изучения материалов почвенного
обследования нами было отмечено ослабление интенсивности дефляционно-аккумулятивных
процессов на придонских песчаных массивах наряду с усилением развевания песков в Заволжье,
в пределах Кустаревского песчаного массива и Приволжской песчаной гряды.
На значительной территории ведущее положение в комплексе экзогенных процессов
занимает водная эрозия, которой подвержены 2,3 млн. га сельхозугодий. Величина эрозионной
расчлененности на отдельных участках Приволжской и Калачевской возвышенностей,
правобережья Дона достигает 25-30 км/км2. Скорость роста оврагов в делювиальных суглинках
может составлять 25-30 м/год. Величина смыва на склонах доходит до 25-40 т/га. Наиболее
часто встречаются склоновые овраги, составляющие до 50-60% от общего количества оврагов.
Береговые овраги распространены в 1,5-2 раза реже. Количество донных оврагов редко
превышает 10-15%.
Особенности развития экзогенных процессов определяются двумя группами факторов:
сравнительно устойчивыми на протяжении длительного времени (тектоника, литология,
климат, рельеф) и динамическими факторами, главенствующую роль среди которых играет тип
хозяйственного использования территории, обусловливающий уровень и характер
антропогенной нагрузки на геосреду.
Волгоградское Поволжье отличается высокой степенью освоенности - при общей площади
40
в 11,29 млн. га сельхозугодья занимают около 87% территории. По удельному весу
сельхозугодий в структуре использования земельного фонда Волгоградская область занимает
одно из первых мест в России. Связано это как с историческими, так и с природными
факторами (общей равнинностью территории, сравнительно высоким плодородием почв,
благоприятными агроклиматическими ресурсами).
С высоким уровнем освоенности Волгоградского Поволжья связаны значительные
изменения в комплексе экзогенных процессов, затрагивающие как состав комплекса, так и
параметры развития практически всех рельефообразующих процессов.
Вследствие создания крупных равнинных водохранилищ (Волгоградского и Цимлянского)
резко ослабли процессы русловой эрозии, ранее отмечавшиеся в долинах Волги и Дона. Наряду
с этим возникли новообразованные абразионные процессы высокой интенсивности. Так, берега
Волгоградского водохранилища на отдельных участках отступили более чем на 100 м.
На начальном этапе формирования берегов водохранилищ более активно размывались
склоны Цимлянского водохранилища, сложенные абразионно-неустойчивыми породами,
однако позже, вследствие меньших колебаний уровня и больших площадей мелководий,
абразия на Цимлянском водохранилище резко замедлилась, в то время как на Волгоградском
водохранилище скорость отступания берегов и в настоящее время достигает значительных
велцчин.
В результате берегоукрепительных работ и затопления ряда оползнеопасных участков на
волжских склонах снизились площадное распространение и интенсивность естественных
оползневых процессов. В черте Волгоградской агломерации практически все современные
оползни (около 90%) имеют антропогенное происхождение.
Высокий уровень распаханности территории, перевыпас скота обусловливают активизацию
овражной эрозии, плоскостного смыва, дефляции. Фондовые материалы ВНИАЛМИ
свидетельствуют, что двукратные боронование и культивация сухой почвы увеличивают
содержание фракций пыли на 20%, пятикратные - в 3-4 раза, десятикратные - почти в 5 раз.
Распашка целинных участков снижает слой поверхностного стока в 3-6 раз по сравнению со
стоком с залежи. В результате снижаются величины плоскостного смыва в малоувлажненных
(до 350-370 мм/год) районах. При увеличении количества осадков, интенсивности таяния снега
и возрастании модуля стока смыв с зяби начинает превышать смыв со стерни.
Низкая дренированность местности и переполивы при бурном росте орошаемых площадей
(до 50 тыс. га в год) привели к подъему грунтовых вод со средней скоростью 0,5-0,8 м/год,
вторичному засолению почвогрунтов и, как следствие, к активизации суффозионно-
просадочных процессов. Особенно быстро происходит подъем грунтовых вод в пределах
Заволожского бессточного бассейна, практически лишенного естественной дренажной
системы, и на северо-западе области, где подъему вод на орошаемых полях способствует общее
региональное поднятие грунтовых вод, вызванное сооружением многочисленных прудов
(только в Новониколаевском районе их насчитывается более 400, а всего по области более
4000) и природной цикличностью в движении крупных масс подземных вод.
Критическая величина подъема уровня грунтовых вод, по данным НИИ Волгогипроводхоза,
зарегистрирована на 5-6% от всей площади орошаемых полей. На Палласовской системе
значительный подъем уровня грунтовых вод отмечается на 35-45% территории, Волго-Дон-
ской - на 30%, Кисловской и Большой Волгоградской - на 10-15%.
Активизация механической и химической суффозии происходит вследствие быстрого
растворения хлоридов и сульфатов, значительные запасы которых залегают на глубине 1,5-2 м.
Интересно отметить, что в данном случае произошло наложение антропогенно обусловленных
экзогенных процессов на естественные, зональные. Интенсивность процессов при этом резко
возрастает.
Изучение различных экзогенных процессов с применением как полевых, так и дистан-
ционных методов позволило разработать систему дешифровочных признаков проявлений
основных типов экзогенных процессов (табл. 2), что облегчило дальнейшую работу по
картографированию современного экзоморфогенеза.
Специфика дешифрирования экзогенного рельефообразования обусловлена природой самих
экзогенных процессов, протекающих в результате взаимодействия различных природных и
антропогенных факторов. Полнота дешифрирования проявлений экзоморфогенеза непос-
тоянна и меняется при анализе отдельных экзогенных процессов от 30-40 до 85-95%. Эффек-
тивность дешифрирования определяется геоморфологическими условиями развития процесса,
морфометрическими показателями и контрастностью изображения на отпечатке форм рельефа
(рисунок).
41
Таблица 2
Дешифровочные признаки проявлений основных типов экзогенных процессов на космоснимках
Объект дешифрирования
Дешифровочные признаки
Балки
Овраги
Борозды и промоины
Очаги усиленной дефляции
Бугристые пески,
подверженные развеванию
Грядовые пески,
подверженные развеванию
Су ффозионно-просадочные
явления
Неоднородный линейный рисунок светло- или темно-серого тона с парал-
лельно-полосчатой или неясно пятнистой текстурой, отличающейся от
прилегающих геометрически-правильных контуров пашни. Байрачная
растительность распознается по темно-серому или черному фототону и
зернистой структуре
Прямолинейный или извилистый фоторисунок, выделяющийся по измене-
нию фототона. Контур оврага не дешифрируется из-за малых показателей
ширины
Рисунок фотоизображения характеризуется линейной, параллельно-
полосчатой или радиально сходящейся текстурой. Фототон светлее
прилегающих участков. Ложбины стока выделяются по потемнению
фототона вследствие лучшего увлажнения и преобладания мезофильной
растительности
Выделяются резким посветлением фототона. Рисунок произвольный, чаще
округлый, эллипсовидный или звездчатый. Структура изображения
зернистая, неоднородная
Хорошо выраженный сетчатый рисунок светлого или серого цвета.
Структура изображения ясно зернистая. Границы контуров размыты
Отличаются от бугристых песков полосчатым мелкоточечным рисунком,
ориентированным по направлению господствующих ветров. Границы
контуров также размыты
Структура рисунка пятнистая или мелкоточечная. Текстура очень
неоднородна, хаотичная. Фототон темнее прилегающих участков
вследствие перераспределения стока
Как мы видим, современный тип экзоморфогенеза определяется как зональными,
климатическими, так и азональными, в том числе и антропогенными, факторами, которые
могут иметь главенствующее значение в формообразовании комплекса экзогенных процессов.
В связи с этим вместо господствующего в настоящее время термина "климатогеоморфо-
логическая зона" целесообразнее использовать термин "экзоморфогенная зона", раскрывая тем
самым сущность выделяемых участков и не акцентируя внимание на климатических
процессоопределяющих факторах. По нашему мнению, "экзоморфогенная зона" - это
территория, которая характеризуется определенным комплексом экзогенных процессов с
присущей им направленностью развития. При этом границы ландшафтно-климатических и
экзоморфогенных зон не идентичны.
Вопрос о границах выделяемых климатогеоморфологических (экзоморфогенных) зон ос-
тается малоисследованным. В большинстве работ границы ландшафтно-климатических и
экзоморфогенных зон считаются условно совпадающими. Однако с этим не всегда можно
согласиться, особенно в условиях переходных экзоморфогенных зон. Под ними мы понимаем
территории, на которых в естественных условиях отмечаются экзогенные процессы, характер-
ные для смежных экзоморфогенных зон, причем примерно в равном соотношении. Изменения в
комплексе процессоопределяющих факторов могут привести к увеличению доли процессов
какой-либо из зон и, следовательно, к смещению границ зон. Причиной таких смещений часто
становится усиление или ослабление техногенной деятельности, изменяющей показатели
водного и теплового баланса.
Проведенный анализ особенностей современного экзоморфогенеза Волгоградского
Поволжья позволяет считать границей между умеренно-гумидной и семиаридной экзомор-
фогенными зонами линию размещения гидротермического коэффициента с показателем 0,8, а
не 0,4, как это было принято ранее [2]. При этом на территории с умеренным климатом
преобладают процессы семиаридной экзоморфогенной зоны, а на территории с семиаридным
климатом активно протекают экзогенные процессы, характерные для аридной экзоморфо-
генной зоны. Тенденции изменения климата были направлены в противоположную сторону -
возрастало количество осадков, снижались годовые амплитуды температуры.
42
e k\\\\N3 IIIIIIII10 ЕШБИ L-z-h2 I h4
Эрозионные процессы Придонского района (по материалам дешифрирования космофотоснимка)
1 - овражная эрозия, 2 - плоскостной смыв на пашне, 3 - плоскостной смыв на целинных участках, 4 -
дефляция, 5 - аккумуляция делювия, 6 - эоловые процессы, 7 - отдельные эрозионные формы, 8 - участки
с отсутствием видимых следов эрозионных процессов, 9 - орошаемые массивы, 10 - леса водораздельные,
И - лесонасаждения, 12 - пойменные леса, 13 - полигон, 14 - населенные пункты
43
Практически на всей территории Волгоградского Поволжья широко распространены
процессы механической денудации, связанной с развитием плоскостного смыва, линейной
эрозии, дефляции. Таким образом, широкое развитие получают склоновые процессы, а механи-
ческая денудация превосходит на несколько порядков химическую, что не характерно для
умеренно-гумидных областей.
В районах с семиаридным климатом Волгоградского Поволжья основную рельефообразую-
щую роль играют дефляционно-аккумулятивные и суффозионно-просадочные процессы, более
характерные для аридного морфогенеза. Определенное значение на этой территории имеют
помимо антропогенного другие азональные факторы - низменный рельеф, препятствующий
широкому распространению склоновых процессов, а также история геологического развития, с
которой связано сильное первичное морское засоление почвогрунтов. В настоящее время для
территории севера Прикаспийской низменности характерен процесс рассоления верхних лито-
логических горизонтов, сопровождающийся значительным выносом легкорастворимых
соединений из горизонта 0-2 м; в результате этого активизируются суффозионно-просадочные
процессы.
Процессы "смещения" климатогеоморфологических зон отмечались для умеренной гумид-
ной зоны [6]. Наши наблюдения свидетельствуют о том, что фактор смещения зон универсален
и мало зависит от климатических тенденций, которые более замедленны во времени. Особенно
отчетливо наблюдается передвижение границ зон в экстремальных климатических условиях.
Анализируя тенденции развития экзоморфогенеза, надо отметить, что климатические
показатели подвержены определенным цикличным изменениям. Распределение осадков во
времени на территории региона носит квазипериодический характер и связано с чередованием
меридиональных и зональных эпох циркуляции атмосферы.
Начиная с 50-х годов XX века, увлажненность, играющая большую роль в развитии
экзогенных процессов, устойчиво возрастала. В 70-е годы количество осадков превышало
норму на 50-60 мм. Такие погодно-климатические условия соответствуют эпохе мери-
диональной южной циркуляции; несмотря на повышение увлажненности, развитие экзоморфо-
генеза, как уже отмечалось выше, шло по пути "аридизации" вследствие влияния техногенного
фактора.
В настоящее время в изменении климата наметилась тенденция к сокращению количества
осадков, что связано с переходом к эпохе зональной циркуляции атмосферы. Наряду с этим
ослабло влияние техногенного фактора - снизились площади распахиваемых земель,
сократились нагрузки на пастбища. Таким образом, в ближайшие 10-20 лет не следует ожидать
дальнейшего смещения границ экзоморфогенных зон на северо-запад, несмотря на аридизацию
климата.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Горнунг М.Б., Тимофеев Д.А. О зональных особенностях проявления экзогенных геоморфологических
процессов Ц Вопросы физической географии. М.: Изд-во АН СССР. 1958. С. 74-102.
2. Дедков А.П., Мозжерин В.И., Ступишин А.В. и др. Климатическая геоморфология денудационных
равнин. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1977. 224 с.
3. Асеев А. А., Веденская И.Э., Коржу ев С.С., Тимофеев Д.А. Современные проблемы зональности
экзогенного рельефообразования Ц Климат, рельеф и деятельность человека. Казань: Изд-во Казан, ун-
та, 1978. С. 9-21.
4. Веденская И.Э. Морфоклиматическая зональность на территории СССР и вопросы ее карто-
графирования //Климат, рельеф и деятельность человека. М.: Наука, 1981. С. 33-40.
5. Скрыльник Г.П. Проблемы климатической геоморфологии // Основные проблемы теоретической
геоморфологии. Новосибирск: Наука, 1985. С. 135-137.
6. Дедков А.П., Тимофеев Д.А. Основные достижения и проблемы климатической геоморфологии //
Основные проблемы теоретической геоморфологии. Новосибирск: Наука, 1988. С. 21-30.
7. Агарков Е.В. Эколого-геоморфологический анализ экзоморфогенеза на территории Волгоградского
Поволжья (по материалам космической фотосъемки): Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: ИГ РАН,
1994. 24 с.
8. Сажин А.Н., Брылев В.А. Современные природно-климатические тенденции и экология земледелия в
Нижнем Поволжье // География и природные ресурсы. 1993. № 3. С. 81-85.
Волгоградский педагогический Поступила в редакцию
университет 31.01.95
44
TRENDS AND REGULARITIES IN THE RECENT EXOMORPHOGENESIS
OF THE VOLGA BASIN WITHIN THE VOLGOGRAD REGION
E.V. AGARKOV, V.A. BRYLEV, A.N. SAZHIN, N.P. SVECHNIKOVA
Summary
The recent exogenic processes are controlled, besides natural factors, also by types of cultivation; under extreme
climatic conditions, the latter may result in the shift of exomorphogenesis towards aridity. As a result, trends of climatic
changes and exomorphogenesis may disagree, as shown taking the Volgograd region as an example. On the whole, the
exogenic processes are of pulsatory and cyclic character.
УДК 551.435.11 (282.252.1)
© 1997 г. В.И. АНТРОПОВСКИЙ
МОРФОЛОГИЯ И ДЕФОРМАЦИИ РУСЛА ВЕРХНЕГО АМУРА
Образуясь в результате слияния Аргуни и Шилки, Амур на протяжении 900 км течет в
гористой местности. Русло реки в основном сложено крупным гравием. Берега местами
скалистые и усыпаны скальными обломками и камнями-одинцами. Приближаясь к Благо-
вещенску, река выходит на низкую, покрытую заливными лугами, равнину. Русло становится
извилистым, нередко образуя четко выраженные излучины [1-3].
Рассмотрим кратко особенности русла, поймы и русловых форм верхнего Амура по мор-
фологически однородным участкам. Сведения о морфологически однородных участках и типах
русловых процессов представлены в табл.1. На первом 200-километровом участке от
с. Покровка до впадения р. Б. Невер, Амур течет в узкой беспойменной долине. Долина на
уровне поймы имеет ширину менее 800 м и расширяется только в отдельных местах [4]. Пойма
высотой 8-10 м обычно приурочена к устьям притоков. Левый берег террасирован: I терраса
(высотой 20-30 м) прослеживается примерно от с. Игнашино (820 км от устья
р. Зеи); II терраса появляется лишь в конце участка; хорошо выражена III надпойменная
(главная) терраса высотой 80-90 м. Подстилающие грунты: граниты, рассланцованные
песчаники и сланцы, доломиты мраморизованные распространены примерно до 850 км от устья
р. Зеи; ниже по течению - песчаники, конгломераты, алевролиты.
На этом участке река имеет немеандрирующее русло с галечно-песчаными побочнями и
перекатами. Ширина реки в межень на участке между с. Покровка и устьем р. Ольдой
изменяется от 270 до 490 м, глубина по фарватеру - от 2,2 до 3,8 м, скорость течения от
1,4 до 1,6 м/с. Высота пойменных берегов над меженным уровнем воды составляет 6,0-8,5 м.
Побочни образуются при больших уклонах реки и при обильном питании наносами.
Удельная мощность потока при среднем из максимальных годовых расходов воды на участках
рек с побочневым типом руслового процесса в среднем колеблется около 1300 кг/с, средние
скорости потока близки к 2,0 м/с. На рассматриваемом участке ширина побочней составляет
100-500 м, длина - 1,0-3,5 км. Высота побочней ниже пос. Сгибнево в период обследования
реки в июне-июле 1988 г. была равна 1,5-2,0 м, при высоте прилегающих пойменных берегов -
4,0-5,0 м. Сложены они мелкозернистым песком и илом. Только вблизи уреза воды появляются
галька, гравий с песком. Побочни и осередки (часто являющиеся отторженными побочня-
ми) могут смещаться вниз по течению со средними скоростями (за период с 1902 по 1967 гг.) до
6-10 м/год и даже до 15-20 м/год. Зарастая они теряют свою подвижность и удлиняются за счет
роста ухвостий со скоростью до 15-20 м/год.
Между притоками Ольдой и Б. Невер (точнее, между 708 и 746 км от г. Благовещенска)
расположены Черпельские кривуны - глубоко врезанные орографические излучины.
Подмываемые вогнутые берега скалистые, высотой несколько десятков метров. Выпуклые
намываемые берега высотой всего лишь 2-3 м, сложены песком и илом. Только вблизи уреза
воды появляются галька и гравий. Длина Среднечерпельского кривуна около 17 км, а
перешейка всего лишь 0,8 км. Радиус закругления 2,5 км. Верхнечерпельский и Нижне-
черпельский кривуны являются врезанными, несколько перекошенными излучинами длиной
45
Таблица 1
Морфологически однородные участки верхнего Амура
Морфологически однородные участки Подучастки Тип руслового процесса
I. С. Покровка - устье
р. Б. Невер (протяжен-
ность участка L - 205 км)
Ij. С. Покровка - устье
р. Ольдой (L = 142,5 км)
12. От устья р. Ольдой до
устья р. Б. Невер
(L = 62,5 км)
II. От устья р. Б. Невер до
устья р. Ольга (L = 220 км)
III. От устья р. Ольга до
устья р. Берея (L = 250км)
IV. Устье р. Берея -
г. Благовещенск (устье
р. Зея) L = 224 км
Немеандрирующее русло с галечно-песчаными
побочнями и перекатами
Врезанное извилистое русло (врезанные излу-
чины - "кривуны”)
Русловая многорукавность с чертами
пойменной. (В целом по участку преобладает
русловая многорукавность, которая местами
переходит в пойменную)
На участке наблюдается чередование сужений и
расширений долины. В расширениях - мно-
горукавное русло с элементами незавершенного
меандрирования
Немеандрирующее однорукавное устойчивое
русло с побочнями и осередками (островами)
соответственно около 11 и 14 км, с длинами перешейков 1 км. Временем образования этих
кривунов считают верхнемеловой и нижнетретичный периоды, когда происходило
формирование древнейшей речной сети. В этот период речная сеть не испытывала влияние
ограничивающих условий. Реки формировали свои русла в рыхлых аккумулятивных
отложениях. Упомянутые излучины врезались и превратились в орографические во второй
половине третичного и начале четвертичного времени, когда происходили горообразова-
тельные процессы [3-5].
В межень между притоками Ольдой и Б. Невер ширина Амура изменяется от 280 до
850 м, глубина по фарватеру -от 2,0 до 5,5 м, скорость течения - 1,4 м/с. Уклон реки на всем
участке от с. Покровка до р. Б. Невер равен 2.8%о.
Ниже впадения р. Б. Невер и до устья р. Ольга (220 км) Амур протекает в широкой
пойменной асимметричной долине [4]. Ширина ее поверху 4-5 км, иногда до 8-11 км. Пойма
высотой 6-9 м и шириной от 400-800 м до 4-5 км. Левый берег террасирован: I терраса высотой
20-30 м, шириной местами до 3-5 км; II терраса (высотой 50-60 м) прослеживается примерно до
с. Толбузино (540 км); III терраса в начале участка (у с. Джалинды) расчленяется на III и IV.
Последняя сливается с прилегающей местностью.
Подстилающие грунты: песчаники, конгломераты, алевролиты. Преобладающий тип
русловых процессов - русловая многорукавность. Встречаются также участки с пойменной
многорукавностью.
При совмещении лоцманских карт 1902 и 1967 гг. издания выяснилось, что происходит
размыв вогнутых и намыв выпуклых берегов. Многие протоки оказались занесенными.
Появились новые осередки и острова длиной и шириной до нескольких сот метров. Произошло
нарастание приверха островов (со скоростью до 6-15 м/год). В ряде случаев ухвостья островов
удлинялись со скоростью до 15-20 м/год. Осередки и побочни (особенно на слабоизвилистых
участках русла) часто смещаются вниз по течению со скоростью до 10-15 и даже 20 м/год. В
межень на этом участке ширина реки изменяется от 250 до 1600 м, глубина по фарватеру - от
1,3 до 6,6 м, скорость течения - от 1,1 до 1,8 м/с. Высота пойменных берегов над меженным
уровнем воды составляет 2-6 м, иногда до 10-13 м. Уклон реки уменьшается до 2,1%о.
Между впадением рек Ольга и Берея (250 км) река течет то в суженной, то в расширенной
долине. Долина асимметричная [4]. Ширина ее изменяется от 800-1000 м до 6-10 км. Пойма
берегового и островного типов. Левый берег террасирован: I терраса и III терраса (низкого и
высокого уровня) распространены повсеместно; II терраса наблюдается у с. Нововоскресеновки
и ниже по течению (примерно от 280 км до 340 км).
Подстилающие грунты: от начала участка и примерно до 320 км - граниты; от 320 км до
46
300 км - гнейсы, сланцы, мрамор; затем до конца участка - слабосцементированные пески и
галечники.
В местах расширения долины русло делится на рукава. Появляются элементы незавер-
шенного меандрирования. Некоторые пойменные протоки достигают большой протяженности
(ст-ца Ольгина, пос. Нововоскресеновка). Картина русловых переформирований в местах
расширения долины примерно та же, что и на предыдущем участке между устьями рек Б. Невер
и Ольга. Отмечается намыв выпуклых и размыв вогнутых пойменных берегов. При этом намыв
обычно происходит за счет разрастания и причленения к выпуклому берегу кос и осередков. В
ряде случаев прежде существовавшие протоки оказались занесенными наносами, произошло
наращивание приверхов островов (со скоростью около 6 м/год). В других случаях наблюдается
удлинение ухвостий островов со скоростью с 4 до 10 м/год и даже до 15-20 м/год. На суженных
участках, где река преимущественно течет в одном русле, наблюдаются побочневидные
образования. Как правило, эти образования отторгнуты от берегов и представляют собой
острова (или группы мелких островов) располагающиеся в шахматном порядке вдоль реки.
В межень на рассматриваемом участке Амура ширина реки изменяется от 250 до 2000 м,
глубина по фарватеру - от 1,2 до 9,0 м, скорость течения - от 1,4 до 1,9 м/с. Высота пойменных
берегов над меженным уровнем воды составляет 2-6 м.
На участке между устьями рек Берея и Зея (224 км), Амур вновь течет в узкой долине
сильно стесненной склонами хребтов. Долина преимущественно ящикообразная [4]. Ширина ее
от 1,5-2 км (на участках распространения гранитов) до 10-12 км (на участках унаследованной
долины с рыхлыми породами). Левый берег с поймой и террасами (1-Ш). Верхний уровень III
террасы у г. Благовещенска возвышается над Амуром на 140-150 м, а нижний - на 110-130м.
Дно реки сложено камнем, мелкой галькой, гравием и песком, под которыми залегают
твердые коренные породы: рассланцованные песчаники и сланцы, доломиты мраморизо-
ванные, граниты.
Русло здесь немеандрирующее однорукавное, устойчивое. В верхней части участка, про-
тяженностью около 100 км, преобладают врезанные излучины. Особенно интересен
Корсаковский кривун ("Трехречье"), расположенной выше пос. Буссе. Длина кривуна около
27 км (139,5 км - 166 км). Радиус закругления почти 3 км, а ширина перешейка всего лишь
0,5 км. Длина вышерасположенной перекошенной излучины (154,5 км - 188 км) около 33 км,
ширин^перешейка около 1 км. Вогнутые подмываемые берега излучин, как правило, высокие
скалистые. Выпуклые намываемые берега, преимущественно высотой 2-4 м над меженным
уровнем воды, сложены песком. Вблизи уреза появляются галька, гравий.
На остальном протяжении участка русло врезанное слабоизвилистое, с побочнями. Побочни
здесь, как и на участке от с. Покровка до устья р. Б. Невер, в маловодные периоды остаются
причлененными к берегу, а при повышении уровня воды отторгаются от берегов. Часто в
меженный период они зарастают травяной и кустарниковой растительностью, теряют свою
подвижность и превращаются в продолговатые острова.
Ширина побочней 300-550 м, длина 2-3,5 км. Высота побочней над урезом воды, в период
обследования реки в июне-июле 1988 г., преимущественно составляла 0,5-1 м при высоте
прилегающих пойменных берегов - 3—4 м (выше 128 км, в районе впадения р. Богданиха,
высота побочня была 2,5 м). Сложены они мелкозернистым песком и илом. Вблизи уреза воды
появляются галька и гравий. Что касается подвижности (скорости смещения) этих образований,
то сведения, приведенные при рассмотрении побочней на первом участке Амура (от с. Пок-
ровка до впадения р. Б. Невер), в общем справедливы и здесь. Результаты совмещения съемок
верхнего Амура от ст-цы Кумарской до г. Благовещенска за 1902 и 1967 гг. подтверждают
размыв вогнутых и намыв выпуклых берегов излучин, которые в какой-то мере врезаны в
подстилающие породы. Намыв выпуклых берегов обычно происходит за счет причленения
побочней, осередков и небольших островов в большом количестве имеющихся в русле. Средняя
из максимальных по участку интенсивность намыва выпуклых берегов равна 6,4 м/год,
наибольшая 16-17 м/год. Средняя из максимальных по участку интенсивность размыва
вогнутых берегов составляет 5,1 м/год, наибольшая достигает 10 м и даже 12 м/год.
В межень на рассматриваемом участке реки ширина изменяется от 430 до 1350 м, глубина по
фарватеру - от 1,8 до 7,8 м, скорость течения от 1,2 до 1,6 м/с. Высота пойменных берегов над
меженным уровнем воды составляет 2-6 м. Уклон реки на участке уменьшается до 0,19%о.
На рисунке представлены гидролого-морфологические схемы рассмотренных участков
Амура, на которых показаны продольный профиль и изменение ширины русла. Расстояния на
рисунках, как и вообще в данной работе, даны по фарватеру в километрах от г. Благовещенска
(от устья р. Зеи).
47
Расстояние от устья р. 3 Е и
В табл. 2 приводятся параметры кривых обеспеченности максимальных глубин (глубин по
фарватеру) в пределах морфологически однородных участков верхнего Амура, а в
табл. 3 - обеспеченные значения отношения шага побочней к ширине реки Л/Z? и ширины реки b
на участке между притоками Берея и Зея. Глубины определены при проектном уровне воды,
который соответствует показаниям +1,2 м по гидрологическому посту Кумара для участка
Благовещенск - Черняево и +1,3 м - по гидрологическому посту Джалинда для участка
Черняево - Покровка.
Скорость (интенсивность) плановых деформаций верхнего Амура тесно связана с особен-
ностями строения долины. В местах ее сужения плановые деформации практически отсутст-
вуют. Этот вывод подтверждается совпадением очертаний берегов при совмещении лоцманских
карт 1967 и 1902 гг. издания.
На участках, где появляется в зачаточном состоянии пойма, скорость деформаций со-
ставляет 1-2 м/год. В местах расширения долины, где наблюдается многорукавность, плановые
48
Гидролого-морфологическая схема р. Амур
Участки: А - от с. Покровка до р. Б. Невер, Б - от р. Б. Невер до р. Ольга, В - от р. Ольга до р. Берея,
Г - от р. Берея до р. Зея
Ширина В, м: 1 - главного русла, 2 - общая. Отметки Z, м Б.С. (Балтийская система): 3 - водной по-
верхности, 4 - дна реки (Здесь и на рис. Б, В и Г)
деформации значительно увеличиваются. Как уже показано, наиболее сложные и интенсивные
русловые переформирования (в том числе и глубинные) происходят на участках Амура между
впадением р. Б. Невер и р. Ольга и между притоками Ольга и Берея. При многорукавном русле
деформации обычно связаны с медленным развитием спрямляющих протоков и с отмиранием
протоков более извилистых. Русловые процессы внутри каждого протока протекают как в
самостоятельном русле соответствующего типа. В них часто наблюдаются переформирования,
выражающиеся в возникновении русловых образований (осередков, кос, побочней), их
видоизменении, причленении к берегам и отторжении [6]. Однако большие острова на верхнем
49
Таблица 2
Параметры кривых обеспеченности максимальных глубин (глубин по фарватеру) и скорости
(интенсивности) плановых деформаций в пределах морфологически однородных участков верхнего Амура
Участок Параметры кривых обеспеченности
максимальных глубин скорости плановых деформаций
/Jm,M Cvh Csh См, м/год Сис Cs(.
С. Покровка - устье р. Ольдой 2,70 0,35 0,80 Р. Ольдой - устье р. Б. Невер 3,50 0,46 1,06 Р.Б. Невер - устье р. Ольга 2,95 0,52 1,60 Р. Ольга - устье р. Берея 3,37 0,45 1,16 Р. Берея - устье р. Зея 3,57 0,39 1,60 5,1 0,65 1,7
Таблица 3
Обеспеченные значения отношения шага побочней к ширине реки "к/b и ширины реки b на участке между
притоками Берея и Зея
Обеспеченность, %
Характеристика
5 10 20 30 40 50 60 70 80 90 95
X/b 11,6 10,6 9,3 8,4 7,7 7,0 6,4 5,6 4,8 3,65 2,8
b, м 770 710 640 590 550 530 500 475 440 390 350
Амуре, покрытые древесной и кустарниковой растительностью, и по-видимому, имеющие в
основании коренные породы, остаются неподвижными. Представленная картина русловых
переформирований усложняется наличием элементов других типов руслового процесса.
Плановые и глубинные деформации взаимосвязаны. Так, после прохождения паводков ред-
кой обеспеченности, согласно совмещенным продольным профилям р. Амура от Бейтонов-
ского до Черняевского перекатов (655-552 км по лоции) за 1951, 1957 и 1967 гг., на отдельных
участках реки наблюдались размыв дна и посадка уровня воды. На этих участках и ниже до 470
км при рассмотрении совмещенных лоций 1902 и 1967 гг. отмечается преобладание намыва над
размывом. Исчезают протоки, небольшие острова объединяются в более крупные. Ширина
обнажившихся берегов здесь достигает в среднем 400 м, а в отдельных местах - до 1000 м.
Глубинные (высотные) деформации русел связаны как с развитием макроформ, так и с
перемещением крупных грядообразных скоплений наносов: мезо- и микроформ. На верхнем
Амуре имеются участки (634-629 км; 578-575 км и 247-243 км), на которых фарватер с 1902 г.
по 1983 г. переместился влево на 1000-1700 м. На других участках (605-603 км; 595-592 км и
255-252 км), наоборот: фарватер переместился вправо на 500-800 м.
В табл. 4 представлены значения характеристик русла и потока в пределах речных участков
Амура, параметры соответствующих им русловых форм (микроформ и мезоформ) и амплитуда
колебания отметок дна, вызываемая русловыми переформированиями. Сведения о русловых
формах получены в результате эхолотирования (по продольникам и поперечникам) на
характерных участках при обследовании верхнего Амура группой русловиков ГГИ под
руководством автора данной работы, в июне-июле 1988 г.
Естественный ход деформаций значительно усложняется землечерпанием в больших
объемах, производимым с целью обеспечения судоходства и для добычи строительных
материалов [7]. Нормированные габариты пути здесь установлены следующие: гаран-
тированная глубина 1,30 м; гарантированная ширина - 60 м, радиус закруглений - 400 м. Для
поддержания гарантированных габаритов пути, выполняются путевые, в частности дно-
углубительные работы. На верхнем Амуре имеется около 60 перекатов. Лимитирующими
являются: Сгибневский (793 км), Бейтоновский (630 км), Нижнебейтоновский (623 км),
50
Таблица 4
Параметры микроформ, мезоформ и амплитуда колебания отметок дна в пределах речных участков
Река - участок Уклон, % Ширина русла, м Средняя глубина, м ^ср -—мм “макс Параметры русловых форм Амплитуда колебания отметок дна: А (м)/период (годы)
микроформ мезоформ скорости перемеще- ния, м/год многолетняя за последние годы
выс отн, м длина, м высота, м длина, км
Шилка - устье 0,00032 300 3,9 28,0 35,0 0,2 7 - - - 0 1902-1957 1,5 м 1957-1988
Амур - Покровка 0,00025 420 5,4 15,3 39,0 гряд нет - - - 0 1902-1957 0 1957-1988
Амур - Сгибнево 0,00025 630 4,7 0,18 0,6 30 2,7 1,7 64 ±6м 1902-1957 ±3м 1974-1988
Амур - Верхнетолбузинский перекат 0,00021 620 6,3 12,9 38.0 0,3 24 3,2 2,0 50 ±6м 1902-1957 ±3м 1974-1988
Амур - Ермаковский перекат 0,00020 520 6,2 33,5 50,0 0,4 17 2,0 1,8 - -7 м 1902-1957 ±5м 1974-1988
Амур - Нововоскресеновка 0,00019 710 4,9 17,9 36.0 0,4 16 2,0 4,0 98 ±3м 1902-1957 -4м 1974-1988
Амур - Петропавловка 0,00016 809 5,2 18,4 48,0 0,4 15 1,6 3,2 95 -1,5м 1902-1957 ±2м 1974-1988
Амур - Бибиково 0.00014 560 4,8 29,5 43,0 0,3 9 1,4 3,3 64 ±2м 1902-1957 -2,5м 1974-1988
Перемыкинский (605 км), Копчинка (476 км), Верхнечерняевский (461 км), Верхнекольцовский
(297 км), Кольцовский (291км), Нижнекольцовский (288 км), Верхнекумарский (238 км),
Сухотинский (108 км). Ежегодно дноуглубительные работы выполняются на 5-6 перекатах. На
перекатах: Копчинки, Верхнечерняевском и Верхнекумарском, относящихся к числу неблаго-
приятных по пограничным условиям, дноуглубительные работы проводятся каждую
навигацию. Средний объем ежегодных дноуглубительных работ на верхнем Амуре составляет
150-200 тыс. м3 выемки в гравелистых грунтах.
Вследствие влияния муссонного климата на верхнем Амуре наблюдается паводочный режим
срока, чреватый в многоводные годы наводнениями, приносящими ущерб народному хозяйству.
При этом параметры годового стока Амура у с. Покровка равны [3]: С?ср.г = 886 м3/с; Cv = 0,36;
Cs = 3 Cv\ а параметры максимального стока: Смаке = 19800 м3/с; Cv = 0,56; Cs = 2,1.
Установлены критические горизонты воды (в см над "0" графика) по гидрологическим постам:
с. Покровка (I категория = 600 см; II кат. = 829 см), с. Кумара (I кат. = 670 см; II кат. = 800 см;
III кат. = 1131 см), г. Благовещенск (I кат. = 650 см; II кат. = 690 см; III кат. = 900 см). Указанные
горизонты воды соответствуют [3]: выходу воды на пойменную террасу (I категория); началу
затопления основных сельскохозяйственных угодий и населенных пунктов (II категория);
значительному или полному затоплению населенных пунктов (III категория).
Противопаводковые мероприятия должны заключаться прежде всего в сооружении
регулирующих водохранилищ на верхнем Амуре. Регулирование стока позволит улучшить
условия судоходства и получить большое количество дешевой электроэнергии, а следовательно
окажется возможным проводить гидромелиоративные работы и улучшить условия добычи
полезных ископаемых.
"Схема комплексного использования и охраны водных ресурсов бассейна р. Амур", сов-
местно с КНР, составлялась в 50-е годы. С конца 1986 г. эти работы возобновлены. Выполнены
основные проектные проработки вариантов каскадного регулирования стока р. Амур и
подготовлены предложения по первоочередным объектам строительства на верхнем Амуре -
каскаду гидроузлов от слияния рек Аргуни и Шилки до створа Нововоскресеновского гид-
роузла. Рассматривается несколько вариантов гидроузлов с различными отметками НПУ:
Амазарский, Джалиндинский, Толбузинский, Кузнецовский, Нововоскресеновский. При этом
ожидается аккумуляция наносов в зоне выклинивания подпора, создаваемого гидроузлами,
заиление и занесение водохранилищ, переработка их берегов, размыв и понижение отметок дна
и водной поверхности в нижних бьефах (особенно замыкающего гидроузла ниже Ново-
воскресеновки).
Приближенная оценка заиления водохранилищ на верхнем Амуре показывает, что время
заиления мертвого объема водохранилищ составит не менее 700-1000 лет. Следует однако
отметить, что при оценке заиления водохранилищ не учитывался объем наносов, обра-
зующихся за счет обрушения берегов и поступления рыхлых пород со склонов [8-9].
Оценка деформаций русла ниже каскада гидроузлов на верхнем Амуре (ниже пос.
Нововоскресеновка) проведена упрощенным балансовым методом [8-9]. При этом исполь-
зованы следующие исходные данные: расчетный расход воды принят равным максимальному
расходу воды 25%-ной обеспеченности в естественных условиях (Q = 9460 м3/с; ширина реки
b = 615 м; средняя глубина реки ЛСр = 7,5 м; уклон реки до размыва I = 0,00034; средний диаметр
наносов dCp = 15,0 мм). Итоги расчетов показывают, что самоотмостка образуется достаточно
быстро и посадка уровня воды невелика, что соответствует природным особенностям нижнего
бьефа рассматриваемого гидроузла. Ослаблению размыва в нижнем бьефе способствует
наличие трудноразмываемых перекатов и некоторое увеличение объема наносов, выносимых в
Амур притоками. Предполагается размыв и понижение до 1 м отметок дна и водной
поверхности. Размыв может захватить участок реки длиной не менее 8 км. Период наиболее
интенсивных деформаций, по-видимому, составит 5-7 лет. В целом необратимые деформации,
постепенно ослабевая, могут развиваться до 30 лет.
Следует иметь в виду, что изменение отметок дна на рассматриваемом участке Амура в
естественных условиях из-за переотложений наносов, вследствие наличия группировок лет
различной водности и особенности литологии, а также вследствие искусственной срезки
гребней перекатов, могут составлять несколько метров. Так, из-за срезки гребней перекатов
отметки дна Амура, согласно совмещениям продольных профилей, выполненных инженером
Н.С. Логиновой, в среднем понизились на 2 м, а ниже Ушаковского переката размыв дости-
гает 5 м.
Ниже Нововоскресеновского гидроузла ожидается рост средней максимальной интенсив-
52
ности размыва берегов, по сравнению с естественными условиями, от 4,5 м/год до 5,1 м/год. При
том же проектном уровне воды на рассматриваемом участке Амура предполагается увеличение
средней максимальной глубины (глубины по фарватеру) от 3,2 м до 3,5 м.
Отсутствие полной ясности о проектных вариантах и необходимых данных и материалов
ограничивает результаты исследований общими выводами, которые должны рассматриваться
как ориентировочные. Они должны уточняться в ходе дальнейших исследований (при
разработке технических проектов конкретных гидроузлов) на основе детальных натурных
исследований и при необходимости - моделирования отдельных участков реки.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Давыдов Л.К. Гидрография СССР. Часть И. Л.: Изд-во ЛГУ, 1955. 600 с.
2. Пиньковский С.И. Типы речных русел Дальнего Востока//Тр. ГГИ. 1967. Вып. 144. С. 77-117.
3. Ресурсы поверхностных вод СССР. Т. 18. Дальний Восток. Вып. 1. Верхний и Средний Амур. Л.: Гидро-
метеоиздат, 1966. 782 с.
4. Вопросы инженерной геологии Верхнего Амура. М.: Изд-во МГУ, 1962. 174 с.
5. Гусев М.Н., Ликутов Е.Ю. Особенности формирования врезанных излучин в верхнем течении р. Амур //
Геоморфология. 1990. № 4. С. 63-71.
6. Гусев М.Н. Условия формирования, распространения и морфология речных островов в верхнем течении
Амура//Геоморфология. 1993. № 1. С. 82-91.
7. Антроповский В.И., Грачев Н.Р. Русловой процесс и его влияние на водный транспорт в связи с пла-
нируемыми мероприятиями по комплексному использованию водных ресурсов в бассейне Амура //
Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях. М.:
Изд-во Моск, ун-та, 1987. С. 361-362.
8. Антроповский В.И. Прогноз русловых переформирований зарегулированных рек Восточной Сибири и
Дальнего Востока // Комплексное использование и охрана водных ресурсов Дальнего Востока. Влади-
восток: ДВНЦ АН СССР. 1981. С. 227-228.
9. Антроповский В.И. Методы исследования русловых деформаций при планировании мероприятий по
комплексному использованию водных ресурсов // Пробл. гидрометеорологического обеспечения нар.
хозяйства Сибири. Красноярск, 1989. С. 25-26.
Государственный гидрологический Поступила в редакцию
институт Росгидромета 19.09.94
THE UPPER AMUR CHANNEL MORPHOLOGY AND DEFORMATIONS
V.I. ANTROPOVSKY
Summary
The paper presents morphometric and hydraulic characteristics, information on channel formations, character of
ground and rate of deformation of the Upper Amur channel under natural conditions; some tentative estimates are given
of the reservoir silting and general channel deformations downstrearm of the cascade of hydroengineering systems
(downstrearm from the Novovoskresenovsky power station).
53
УДК 551.435.11(282.247.3)
© 1997 г. E.E. БЕЛОУСОВА
МОРФОЛОГИЯ ПОЙМЫ р. ХОПЕР В СРЕДНЕМ ТЕЧЕНИИ
И НЕКОТОРЫЕ ПРОБЛЕМЫ ПАЛЕОГИДРОЛОГИИ1
В долинах равнинных рек умеренного пояса сохранились многочисленные следы древних
русел, которые по своим размерам значительно превосходят современные. Наиболее часто они
имеют извилистую форму, образуя огромных размеров излучины (макроизлучины, по
терминологии Б.В. Матвеева [1]). В широкопойменных долинах они лежат в пределах поймы,
реже - низкой аккумулятивной, как правило, осташковской террасы, т.е. сформированы не
ранее чем в позднеледниковье. Первые систематические исследования этих форм проведены
Г. Дьюри [2] на западно-европейском и северо-американском материале. Реконструированные
Дьюри по размерам макроизлучин гидрологические характеристики значительно превосходят
возможные изменения водности рек, если их оценивать, исходя из принятых палеокли-
матических схем поздне- и послеледниковья. Аналогичные выводы сделаны на основании
изучения морфометрии макроизлучин рек бассейна Дона [3. 4]. С геоморфологической точки
зрения, данная проблема интересна тем, что во многих случаях современная амплитуда
горизонтальных деформаций русла невелика по сравнению с шириной пойменного дна долины,
и морфология последнего обусловлена деятельностью именно мощных палеопотоков, т.е.
унаследована от эпохи повышенной водности реки в прошлом. С этих позиций в настоящей
статье рассматривается геоморфологическое строение долины р. Хопер на субширотном
отрезке ее среднего течения в районе г. Поворино.
Река Хопер, левый приток Дона, имеет общую длину 979 км, площадь водосбора 61100 км1 2, а
на участке исследования - 19100 км2. Климат территории умеренно-континентальный. Средняя
температура июля 20-21 °C, января - 10°С, среднегодовое количество осадков 460 мм (все
данные по станции Поворино). Часты засухи. Хопер относится к рекам с восточно-европейским
типом водного режима. Основной источник питания - талые воды, на долю которых
приходится до 77% годового стока, грунтовое питание - 18%, дождевое - 5%. Среднегодовой
расход воды по гидропосту Поворино составляет 67,8 м3/с, среднемаксимальный - 991 м3/с,
максимальный наблюдавшийся расход воды - 2140 м3/с (1884 г.). Амплитуда изменения уровня
воды в среднем составляет 2,8 м, но в отдельные годы достигает 4 м.
Изучаемая территория располагается на южной окраине Окско-Донской равнины.
Четвертичные отложения представлены преимущественно ледниковыми и аллювиальными
осадками. На водоразделах и в основании высоких (средне- и позднечетвертичных) террас
Хопра залегает днепровская морена. Выполняющая долину 30-40-метровая толща позд-
неплейстоцен-голоценового аллювия представлена разнозернистыми песками и реже глинами.
Четвертичная толща подстилается верхнемеловыми глинами и песками, местами - песками
кривоборской свиты плиоцена мощностью до 30 м.
В районе г. Поворино долина Хопра образует четковидное расширение протяженностью
около 25 км. На дне долины, достигающем ширины 11 км, развиты низкая (первая) надпой-
менная терраса и высокая пойма. Терраса относительной высотой 7-12 м (110-115 м. абс.) часто
встречается в виде сегментов в прибортовой части долины и эрозионных останцов внутри
пойменного массива. До глубины не менее 6 м (по данным бурения) она сложена хорошо
сортированными мелко- и среднезернистыми песками, а ее поверхность, в настоящее время
занятая лесом, несет следы интенсивной эоловой переработки, говорящие о наличии в ее
истории эпизода полного отсутствия растительности с достаточно интенсивными ветрами.
Высокая пойма имеет высоту 2,5-4 м над меженным уровнем реки (95,5-97,0 м. абс.). На ее
поверхности хорошо сохранились следы меандрирования древнего русла Хопра - разно-
возрастные русловые формы различных размеров, что дает возможность получить палеогид-
рологическую информацию о формировании поймы на основе изучения небольшого отрезка
долины. В виде старичных понижений на пойме присутствуют три генерации излучин, причем
по взаимному расположению можно судить об их относительном возрасте:
1 Исследования проводились при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных Иссле-
дований (проект 95-05-14435). Автор благодарит также д.г.н. А.Ю. Сидорчука и к.г.н. А.В. Панина за
ценные консультации и помощь в работе.
54
Рис. 1. Геоморфологическая схема дна долины р. Хопер у г. Поворино
7-1 надпойменная терраса (пойма прарусла I генерации), 2-5 - "наложенная" пойма, наследующая: 2 -
побочни прарусла I генерации, 3 - дно прарусла I генерации, 4 - пойма прарусла II генерации, 5 - прарусло
II генерации, 6 - "переработанная" пойма (пояс горизонтальных деформаций современного русла), 7 -
современное русло
1) наиболее древние излучины с шагом 2800-3000 м и шириной русла в бровках 1200—
1400 м (макроизлучины I генерации) имеют четкие береговые границы, а в ряде случаев и
хорошо сохранившийся побочень у выпуклого берега - бровки первой террасы; днище имеет
абсолютные отметки 94-95 м, побочни поднимаются до 96,5-97 м;
2) излучины с шагом 750-1500 м и шириной русла 200 м (макроизлучины II генерации);
бровки берегов выражены менее отчетливо, днище часто занято старичными озерами и
находится в интервале абсолютных высот 94,5-95 м;
3) наиболее молодые и.многочисленные излучины с шагом 100-500 м и шириной русла 20-
150 м, распространенные в 3-4-километровой полосе вдоль современного русла в пределах
поймы с фоновыми абсолютными отметками поверхности 94,5-97 м. Распространение и
размеры этих форм позволяют уверенно связать их образование с горизонтальными
блужданиями русла (или его рукавов) с того момента, когда оно приобрело уже близкие к
современным размеры.
Современное русло (ширина 50-150 м) свободно меандрирует в пределах широкой поймы,
образуя на протяжении участка 23 излучины со средним шагом 420 м. Пояс его горизонтальных
блужданий, фиксируемый по распространению стариц третьей генерации и характерным
следам подмыва уступов террас, имеет ширину 3-4 (до 5-6) км. На участках дна долины, где
распространены макроизлучины I и II генераций, следы блуждания современного русла
отсутствуют. При этом их гипсометрическое положение, а также ряд прямых признаков
свидетельствуют о том, что в настоящее время они достаточно регулярно затапливаются наряду
с Остальными участками поймы.
Таким образом, пойма на исследуемом участке долины Хопра является полигенетиче-
ским образованием. Днище долины занимают несколько разновозрастных поверхностей
(рис. 1):
1) низкая терраса - высокая пойма русла I генерации;
2) "унаследованная" или "наложенная", пойма, наследующая древние русла I и II генерации и
пойму русла II генерации и не захваченная современными горизонтальными деформациями;
3) "переработанная" сегментно-гривистая пойма, созданная в процессе горизонтальных
деформаций современного русла Хопра.
Реконструкция водности палеопотоков, сформировавших макроизлучины I и II генераций,
проведена двумя различными методами.
55
1. Гидроморф о логический метод
Из неоднократно проводившихся сопоставлений современных рек разного размера известно,
что такие параметры, как ширина русла, шаг излучин, размеры русловых форм - побочней и
осередков, имеют прямую связь с водностью реки. Установив количественный вид этой связи
на современных реках, можно, руководствуясь принципом актуализма, оценить водность
палеопотока по соответствующим параметрам сохранившихся участков его русла. На
основании измеренных параметров излучин 11 участков рек Хопра, Вороны, Бузулука,
среднего Дона (не менее 50 излучин на каждом участке) получены эмпирические зависимости:
9-0,0380/ (г-0,91), (1)
9тах-3,42/ (г-0,94), (2)
где I - медианная величина шага излучин, q и 9тах - соответственно среднегодовой и
среднемаксимальный расходы воды. Подставляя в формулы (1), (2) медианные значения шага
макроизлучин I и II генерации (соответственно 3000 и 1000 м), получаем оценку среднегодовых
Q и среднемаксимальных (?тах расходов воды времени их формирования (таблица).
Реконструированные характеристики водности нра-Хопра (м^/с) (в скобках - увеличение по сравнению с
современными характеристиками - число раз)
Расход воды Русло I генерации Русло II генерации
Среднегодовой (по формуле (1)) Q 780(11,5) 200 (2,9)
Среднемаксимальный (по формуле (2)) £>тах 6350 (6,4) 2250 (2,3)
Руслонаполняющий (по формулам (3), (5)) Qbf 14200 3320
Минимально допустимый руслонаполняющий (по 5120 1020
формулам (3), (4)) Qbj,
2. Гидравлический метод
По параметрам живого сечения и крупности аллювия палеорусел рассчитывается рус-
лонаполняющий расход воды qhf (расход в бровках пойменных берегов):
4bf~ vbbfibf, О)
где hbf- средняя скорость течения, bbf- ширина русла в бровках поймы, hbf- средняя глубина
русла при руслонаполнении.
Параметры живого сечения палеорусел определялись по данным бурения, позволяющим
определить подошву позднейшего тяжело- и среднесуглинистого заполнения, погребающего
мелко- и среднезернистые русловые пески (рис. 2). Бровки берегов достаточно четко
выделяются в рельефе. Определенные в расчетных створах значения средней глубины h
составили 7 и 9 м, ширины b - 1400 и 200 м (для русел, соответственно I и II генераций).
Модальный диаметр русловых песков, по данным гранулометрического анализа, составляет
0,18 и 0,19 мм соответственно. Средняя скорость течения определялась двумя способами:
а) как неразмывающая скорость по известной формуле Г.И. Шамова:
VHp = 6,8^5оЛ..., (4)
где коэффициент пропорциональности откалиброван А.Ю. Сидорчуком по данным измерений
Гидрометеослужбы 1938-1939 гг., когда на Хопре проводились измерения крупности влекомых
наносов. Рассчитанные таким способом скорости течения (соответственно 0,52 и 0,56 м/с)
представляют собой минимальную оценку, так как при более низких значениях отсутствовали
бы русловые деформации. Соответствующая оценка руслонаполняющего расхода (таблица)
также является минимальной.
б) по формуле Шези-Маннинга:
2 £
у = 1/1з/2 , (5)
п
56
1 ....I
200 М
Рис. 2. Поперечные профили через палеорусла I (А) и II (Б) генераций
1 - пойменные суглинки. 2 - русловые пески
где I - уклон русла, п - коэффициент Маннинга, равный 0,0287, по данным измерений
Гидрометеослужбы на ряде водопостов на Хопре и Дону (А.Ю. Сидорчук - устное сообщение).
При уклонах соответственно 0,12 и 0,15 м/км скорости течения в руслах I и II генераций при
руслонаполнении составили 1,45 и 1,85 м/с.
Соотношение реконструированных и современных характеристик водности (таблица)
становится объяснимым с привлечением информации о времени формирования макроизлучин.
Радиоуглеродный возраст древесины (9600-11 900 лет) в толще заполняющей русло II
генерации (рис. 26) указывает на его отмирание не позднее чем в среднем дриасе. Можно
предположить, что еще более древние макроизлучины 1 генерации развивались в перигля-
циальных условиях, характеризующихся широким распространением вечномерзлых грунтов. В
настоящее время коэффициент стока в бассейне Хопра не превышает 0,20, в то время как,
например, в районах вечной мерзлоты севера Западной Сибири его величина приближается к
0,90. С учетом этого, десятикратное увеличение стока, требуемое для формирования мак-
роизлучин I генерации, могло быть возможным даже при увеличении количества атмосферных
осадков, в два или немного больше раз превышающем современное, что вполне допустимо по
всем палеоклиматическим реконструкциям.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Матвеев Б.В. Влияние геолого-геоморфологических факторов на образование и морфологию речных
излучин Ц Геоморфология. 1985. № 3. С. 51-58.
2. Dury G.H. Principles of underfit streams I I U.S. Geol. Surv. Prof. Pap. 452-A. 1964. 67 p.
3. Панин A.B., Сидорчук А.Ю., Чернов А.В. Макроизлучины рек ЕТС и проблемы палеогидрологических
реконструкций // Водные ресурсы. 1992. № 4. С. 93-96.
57
4. Sidorchuk A Ju., Panin A.V., Belousova E.E. Paleomeanders of the rivers on the Russian Plain: geomorphological
evidence of paleohydrological change // Global Changes and Geography. The IGU Conference, Moscow, Russia,
August 14-18, 1995. Abstracts. Moscow, 1995. P. 324.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
26.01.96
KHOPER RIVER FLOODPLAIN IN THE MIDDLE REACHES -
MORPHOLOGY AND SOME PROBLEMS OF PALEOHYDROLOGY
E.E. BELOUSOVA
Summary
In the middle reaches of the Khoper River near Povorino town some segments of superimposed floodplain are
identified which inherit channel macro-meanders dated to the late glacial and the early Holocene. Two generations of
the macro-meanders are distinguished and their parameters are determined. Hydromorphological and hydraulic
techniques were used to calculate paleo-discharges necessary to form meanders of the given characteristics. The author
arrives at the conclusion that changes in runoff under periglacial conditions of the late glacial were of primary
importance in the meanders formation.
УДК 551.435.11(282.252)
© 1997 г. Е.В. БЕЛЫЙ, Р.С. ЧАЛОВ
РУСЛОФОРМИРУЮЩИЕ РАСХОДЫ ВОДЫ И МОРФОДИНАМИЧЕСКИЕ
ТИПЫ РУСЕЛ НА РЕКАХ ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА
Активным фактором русловых процессов является сток воды, который, с одной стороны, ,
уже по определению составляет сущность самого явления (взаимодействие потока и русла), с
другой же - его величина обусловливает транспортирующую и эрозионную способность
образуемых им потоков. Поскольку связь водности реки со стоком наносов степенная
(квадратичная для равнинных рек с песчаным аллювием, кубическая - для рек с галечно-
валунными наносами), а повторяемость расходов воды в многолетнем и внутригодовом плане
очень различна, для оценки роли каждого их интервала в русловых деформациях применяется
понятие «руслоформирующий расход воды» [1,2]. По Н.И. Маккавееву, [1] ему соответствует
максимум функции
2ф = тах[/(ое"7Р)]1
где Q ~ средний расход воды данного интервала (весь диапазон расходов разбивается на
20-30 интервалов), Р - его повторяемость, 1 - уклон, о - коэффициент, учитывающий кине-
матический эффект при затоплении поймы и зависящий от ее ширины, т - коэффициент,
зависящий от состава руслоформирующих наносов и равный 2 на реках с песчаными и 3 с
галечно-валунными наносами, Qn4-представляет собой основу формулы Н.И. Маккавеева [1]
для определения стока наносов R = AQml, где А - коэффициент, зависящий от неравномерности
стока, почвенно-эрозионных характеристик водосбора и других природных факторов.
Выполненные исследования [3] показали, что в зависимости от конкретной природной
обстановки, главным образом, от условий формирования стока воды и водного режима, на
реках может наблюдаться от одного до трех интервалов расходов, которые имеют русло-
формирующее значение; согласно Н.И. Маккавееву, их прохождению соответствует наи-
больший сток наносов, и наблюдаются наиболее интенсивные и масштабные русловые
58
Районирование территории Дальнего Востока по условиям прохождения руслоформирующих расходов
воды ((Эф) на реках
Зоны: А — северная, Б — центральная, В — южная. Арабскими цифрами обозначены области в пределах
зон. Цифры в кружках — районы. Территории с (Эф, соответствующим затоплению поймы с интервалами
(Эф до выхода воды на пойму: / — двумя, 2 — одним. Территории с (Эф до выхода воды на пойму с интер-
валами: 3 — двумя, 4 — одним. Границы: 5 — зон, 6 — областей, 7 — районов. Названия областей и районов
даны в тексте и табл. 1
деформации. Иными словами, руслоформирующие расходы воды во многом определяют
русловой режим реки; с другой стороны, их связь с водностью рек и их водным режимом
обусловливает зональные и региональные закономерности в прохождении руслоформирующих
расходов. Кроме того, в зависимости от величины русла рек характеризуются большей или
меньшей сложностью их морфологии, а географическая предопределенность создает
предпосылки для преимущественного развития в конкретных зонах или регионах тех или иных
морфодинамических типов русел. Эта зависимость проявляется в полной мере лишь при
условии свободного развития русловых деформаций, когда реки протекают по территориям,
сложенным рыхлыми легкоразмываемыми породами и имеют широкопойменные русла. В
условиях ограниченного развития русловых деформаций (врезание русла) проявляется
только через структуру руслового рельефа и режим его переформирований.
59
Таблица 1
Руслоформирующие расходы воды на реках Дальнего Востока^
Река-пост При затопленной пойме В пределах русла
верхний интервал средний интервал нижний интервал
Q, м3/ сек % обеспеч. Q, м3/ сек % обеспеч. Q, м3/ сек % обеспеч.
Зона А - Северная 19 Индигиро-Колымская область (бассейн Колымы) Колыма - Дускания 5500 0,3 3500 1,0 1100 10.0 Колыма-Усть-Среднекан 12000 0,1 7500 1,0 3000 8,0 Колыма- 28000 0,5 16800 2,0 7200 10,0 Среднеколымск М. Анюй - Илирней 1395 0,1 1035 0,6 535 2,5 М. Анюй - Островное 2295 0,5 1275 3.0 765 8,0 Амгуэма - Шумный 4050 0,3 2850 1,5 1350 6,5 Сугой-3,2км 780 0,3 575 1,5 360 3,5 ниже р. Омчикган Омчикган - Омсукчан 350 0,2 170 1,5 90 4,5 Берелех - Переправа 525 0.5 285 2,0 160 8,0 Сусуман - Тангара 248 0,1 168 0,5 120 1,5 Аян - Юрях-Эмтэгей 1706 0,2 1027 0,5 538 2,5 Хасын - Колымское шоссе 240 0,1 175 0,5 123 1,0
20 Северо-восточная область
Анадырь - Новый Еропол 8050 0,4 5750 1,0 — —
Анадырь - Снежное 7000 3,0 5700 5,3 — —
Энмываам - Мухоморное 1360 1,75 1100 3,0 — —
Оклан - Оклан 2025 0,75 1275 3,1 — —
Пенжина - Каменское 9750 0,57 6000 2,8 — —
Зона Б - Центральная
37 Читинская область
Ингода - Детулан - — 575 0,1 325 1.0
Ингода - Улеты - — 720 0,2 500 1,0
Ингода - Атаманово — — 1250 0,1 470 2,6
Ингода - Красноярово - — 1425 0,15 510 4,8
Онон - Бытэв - — 1100 0,75 680 2,8
Онон - В. Ульхун - — 1150 1,4 450 11,0
Онон - Оловянная - — 900 3,2 300 30,5
Онон - Чирон — - 1350 0,6 700 4,5
Шилка - Усть - Онон — — 2000 0,75 810 10,5
Нерча - Кыкер - - 970 1,0 550 3,0
Нерча - Нерчинск - — 1415 1.0 890 2.0
38 Шилкинская область
Шилка - Сретенск — — 800 2,8 — —
Шилка - Часовая — — 3000 1,7 — —
Аргунь - Олога — - 675 11,5 — —
39 Камчатская область
Камчатка - Пущино — — 162 0,5 90 4,5
Камчатка - В. Камчатск — — 372 2,5 222 8,0
Камчатка - Долиновка — — 1290 1,0 970 3,5
Камчатка - Козыревск — — 1505 3,0 795 16,0
Камчатка - Ключи — — 2600 1,8 1000 15,0
Камчатка - Большие — — 2550 4,0 930 38,0
Щеки
Кирчаник - Киргалик — — 165 0,7 95 4,0
60
Козыревка - Быстрая Тигиль - Тигиль - 169 970 2,0 0,1 59 420 37,0 5,6
Хайрюзова - Хайрюзово — - 1170 0,2 450 5,8
Воровская - Соболеве — — 595 0,2 253 12,5
Быстрая - Масека - - 402 1,3 192 11,0
Авача - Елизово — — 512 2,5 407 5,0
Зона В - Южная
52 Верхнеамурская область
Зея - Инорогда 8990 0,5 6090 2,0 2300 8,0
Зея - Зейские ворота 8850 0,25 6750 0,9 4600 3,5
Уркан - Заречное 1215 1,5 765 4,0 405 12,0
53 Нижнеамурская область
Буреинский район
Бурея - Усть-Ниман 4600 0,5 2600 3,0
Бурея - Гоголевский 8250 0,1 4250 2,0
Ключ
Бурея - Каменка 10000 0,2 5000 1,6
Ниман - 12 км от устья 4625 0,1 3125 1,0
Амгунь-Гуга 2650 0,8 2000 3,7
Селемджа - Усть-Ульма 6250 0,45 4100 2,0
Зея - Белогорье 9490 4,5 6690 12,5
Амурский район
Амур - Гордеково 14000 5.1 10000 14,5
Амур - Хабаровск 24000 5,8 20000 14,0
Амур - Комсомольск 24000 5,0 24000 15,2
Горин - Бактор 1225 0,5 350 13,6
Тунгуска - Архангеловка 2700 1,2 — — 1100 15,2
Уссурийский район
Уссури - Кировский 2700 0,25 1000 8,1
Уссури - Шереметьево 4950 1,5 2550 17,0
Хор - Хор 3100 0,25 1100 8,0
Биким - Звеньевая 1400 1,0 1050 3,4
Бол. Уссурка - Востре- 1300 1,25 950 4,2
цово
Приморский район
Ту мним - Тумнин 1450 0,2 850 1,15
Раздольная - Терехово 1800 0,3 900 0,8
Сахалинский район
Тымь -Азево-Тымово 440 0,44 260 3,3
Тымь - Сов. Ныш 589 1,5 361 6,0
Поронай - Победино 319 2,0 209 6,0
Найба - Быков 525 0,5 135 2,0
1 Нумерация областей дается единой для Северной Евразии и согласована со схемами районирования
Европейской части, Средней Азии и Сибири [4-6].
Эти положения легли в основу анализа условий и закономерностей прохождения руслофор-
мирующих расходов на реках Европейской части бывшего СССР [4], Сибири [5] и Средней
Азии [6]. Настоящая статья завершает обобщение материалов региональных исследований
руслоформирующих расходов воды для территории Северной Евразии, охватывая Дальний
Восток (в границах России). Вместе с тем она дополняет материалы, отраженные в работе Б.В.
Белого и др. [7], в которой основное внимание уделено влиянию геолого-геоморфологических
факторов на развитие морфодинамических типов русла в этом регионе.
На рисунке приведена схема районирования территории Дальнего Востока по характеру
прохождения руслоформирующих расходов воды Q§. Таблица 1 включает результаты расчетов
0ф по всем гидропостам региона, продолжительность наблюдений на которых удовлетворяет
требованиям методики (20-25 лет; из-за слабо развитой сети иногда допускался 15-летний ряд).
Как видно из этих данных, на Дальнем Востоке по условиям прохождения выделяется три
зоны. К первой зоне А (северной) относятся реки бассейнов Колымы, Анадыря, Пенжины и
.61
других на Северо-Востоке, характеризующихся прохождением одного, верхнего 2ф при
затопленной пойме (с образованием транзитного пойменного потока). В гидрологическом
отношении этому соответствуют весенние половодья и летние паводки, период прохождения
которых отличается наибольшим стоком наносов из-за максимального оттаивания летом
многолетнемерзлых грунтов как в бассейне, так и в самом русле.
Вторая зона Б (центральная) охватывает реки верхней части бассейна Амура (точнее, -
Шилки и Аргуни), Западное Приохотье и Камчатку. Она соответствует, в основном, горным
районам, в которых формируется сток рек; сами реки характеризуются паводочным режимом.
Руслоформирующие расходы в этой зоне проходят до выхода воды на пойму, т.е. здесь
отсутствует верхний интервал 0ф.
К третьей зоне В (южной), относится юг Дальнего Востока (бассейн Амура ниже слияния
Шилки и Аргуни, Приморье и Сахалин), где продолжительный летний паводок обусловливает
частые наводнения и глубокое затопление поймы. Руслоформирующие расходы в таких
условиях вновь проходят выше бровки поймы. При этом, если в зоне А обеспеченность
верхнего (надпойменного) интервала сравнительно невелика, составляя, как правило, менее
1% (исключение представляет только р. Энмываам), то здесь (зона В) она колеблется в
широких пределах, достигая 5-6% на Амуре, 4,5% на нижней Зее, 1,5% в нижнем течении
Уссури и 1,5-2% на больших реках Сахалина; в то же время на остальных реках, протекающих
в горах, обеспеченность верхнего интервала намного меньше, составляя, как и на северо-
востоке, меньше 1 %.
Выделенные на Дальнем Востоке зоны А и Б составляют единое целое с соответствующими
зонами, прослеживающимися по всей территории Северной Евразии [4, 5]. Южная зона В в
границах бывшего СССР выклинивается у слияния Шилки и Аргуни. Исследования рек
бассейна р. Селенги в Монголии [8] показали, что соответствующие ей условия прохождения
2ф (верхний интервал - при затопленной пойме) имеются на Орхоне и его притоках, Идере и
Мурене. По-видимому, здесь находится связующее звено между дальневосточной и
среднеазиатской частями [6] этой зоны, хотя генезис зонального признака (прохождение их
при затопленной пойме) в них различен: летний паводочный период на Дальнем Востоке и в
бассейне Селенги, весенние половодья на реках Средней Азии и юга Европейской части [4, 6].
В зависимости от количества - один или два интервалов до выхода вдоль на пойму - все
зоны подразделяются на области, чередующиеся с запада на восток. В Северной зоне в бассейне
Колымы средний интервал (в бровках поймы) имеет небольшую обеспеченность (0,5-3%) с
тенденцией увеличения вниз по течению рек и от горных их участков к равнинным. Такая же
тенденция характерна и для нижнего интервала 0ф, который соответствует уровням высокой
межени, когда над водой возвышаются прибрежные части наиболее высоких русловых гряд. На
больших реках области обеспеченность достигает 8-10% (Мал. Анюй, Колыма).
Аналогичные условия прохождения характерны и для рек бассейна Индигирки, вместе с
которым бассейн Колымы образует единую Индигиро-Колымскую область (19).
Реки Северо-восточной области (20) имеют только один средний интервал 2ф» соответ-
ствующий уровням бровок поймы. Однако его обеспеченность выше, чем у соответствующего
интервала на реках Индигиро-Колымской области.
В центральной зоне Б малые горные реки Западного Приохотья условно (из-за отсутствия
сетевых наблюдений) отнесены к Лено-Алданской области (35), характеризующейся двумя £)ф,
соответствующими уровням до выхода воды на пойму. К югу от нее располагается Читинская
(37) и Шилкинская (38) области соответственно с двумя и одним в пойменных бровках. В
Шилкинской области обеспеченность среднего интервала существенно выше, чем в
Читинской. Из-за сложного чередования свободных и ограниченных условий развития
русловых деформаций и соответственно уменьшения или увеличения удельных расходов воды в
широком распластанном или узком врезанном русле в обеих областях не прослеживается
закономерных тенденций в изменении обеспеченности Q$. Граница Лено-Алданской и
Читинской областей с одинаковыми условиями прохождения проведена по водоразделу
бассейнов Лены и Амура в связи с различным водным режимом рек, и, следовательно,
различным генезисом Q$. Это же относится к Камчатской области (39), реки которой
характеризуются паводочным режимом стока и отличаются от других рек муссонного климата
незначительными колебаниями уровней и расходов.
На юге Дальнего Востока зона В (южная) по количеству интервалов £>ф, проходящих до
выхода на пойму, подразделяется на две области - Верхнеамурскую (52) с двумя и Нижне-
62
амурскую (53) с одним интервалом последняя охватывает бассейн Амура, начиная от устья
Зеи, все реки Приморья и Сахалина. Широтное расположение областей (внутри Ниж-
неамурской области - районов) связано с возрастанием роли летних дождей в формировании
стока с запада на восток и образованием серий волн летнего повышенного стока,
определяющих русловой режим рек. При этом, помимо верхнего интервала (при за-
топленной пойме - признак зоны), ведущее значение имеет средний, соответствующий мак-
симальному наполнению русла. В Амурском районе, включающем нижнее течение Амура,
это - нижний 0ф; здесь отметки центральных и тыловых частей поймы зачастую несколько
ниже или близки к меженному уровню воды в реке, вследствие чего понятие «максимальные
наполнения русла» теряет смысл. Исключительное положение нижнего Амура (превалирующее
значение нижнего интервала £>ф), очевидно, связано с интенсивной аккумуляцией наносов как
формой проявления вертикальных деформаций русла.
Нижнеамурская область подразделяется на пять районов, отличающихся по обеспеченности
среднего интервала (нижнего - на нижнем Амуре) - единственного в бровках поймы. В
горных реках его обеспеченность невелика (1-4%) и лишь при выходе на равнину повышается
до 10-12%. На реках низменностей обеспеченность среднего (нижнего) интервала
составляет 14-15%; на юге области наблюдается возрастание величин и их обеспеченности
вниз по течению рек.
В отношении влияния условий прохождения на формирование морфодинамических типов
русла наиболее важен зональный признак - отсутствие или наличие их при затопленной пойме
Последнее благоприятно для развития, с одной стороны, у широкопойменных русел пойменной
многорукавности, встречающейся при любом типе русла, а с другой, - русел рек, разветвленных
на рукава с преобладанием наиболее сложных форм разветвлений, или прорванных излучин на
меандрирующих реках (по классификации ГГИ - незавершенное меандрирование). Теорети-
ческое обоснование зависимости типа русла от условий прохождения было дано
Р.С. Чаловым [3] и А.М. Алабяном [9]. Это подтверждается данными табл. 2, согласно которым
пойменная многорукавность сопровождает русла рек Северной зоны (А) не менее, чем на 50%
их длины (считая по оси дна долины), и Южной зоны (Б), где ее доля особенно велика на реках
Нижнеамурской области: 56,8% в Амурском регионе, 44,2% - в Уссурийском, 35,6% - в
Буреинском и 36,2% - в Приморском. Для этих же областей и районов характерна большая
доля разветвленных русел, превышающая 20-30% в Северной зоне и достигающая 50-55% в
Южной. Для сравнения: в целом для территории Северной Евразии среди широкопойменных
русел 20% обладают пойменной многорукавностью, а на долю разветвленных приходится всего
около 7% [10].
В северной (А) и Южной (В) зонах на свободно меандрирующих реках преобладают
прорванные излучины, тогда как в Центральной зоне (Б) широкопойменные реки формируют
крутые сегментные и петлеобразные излучины.
Отмеченные общие закономерности не являются абсолютными из-за многофакторности
русловых процесов. В одних случаях действие других факторов складывается с влиянием £>ф, и
тогда определяемые ими типы русла получают значительно более широкое развитие по
отношению к средним показателям. Это, в частности, относится к тому, что по степени
распространенности разветвленных русел юг и северо-восток Дальнего Востока выделяются
среди остальных регионов Сибири и Восточной Евразии, что отмечалось также другими
исследователями [11]. Их формированию благоприятствует режим аккумуляции наносов на
больших реках (нижний Амур, Уссури) и наледные явления на малых. Последние развиты по
всему Дальневосточному региону, обусловливая также развитие типичной многорукавности и
разветвленных русел в зоне Б (Центральной), где проходит до выхода воды на пойму и не
является поэтому определяющим фактором. В литературе встречается даже термин «наледная
многорукавность», впервые примененный при описании русел рек Дальнего Востока [12]. С
этим явлением связана повышенная пойменная многорукавность, например, на реках Читин-
ской области (37).
В то же время на Сахалине, несмотря на благоприятные условия .(верхний при затоп-
ленной пойме), пойменная многорукавность сопровождает основные реки в равнинной их части
всего на 11,6%, а русловые разветвления и прорванные излучины вообще не встречаются. Это
объясняется густой растительностью на поймах рек, препятствующей образованию пойменных
проток и быстрой зарастаемостью отмелей, вследствие чего реки меандрируют, образуя
крутые сегментные и петлеобразные излучины.
Более детальный анализ условий прохождения и русловых деформаций позволяет
.63
Таблица 2
Распространение морфодинамических типов русла на реках Дальнего Востока по зонам (областям, регионам), выделенным по условиям прохождения
руслоформирующих расходов воды (в % от общей протяженности рек длиной более 300 км)
Зона, область, район Морфодинамический тип русла
пойменная много- рукавность излучины разветвления относительно прямолинейное, неразветвленное русло
свободные, в т.ч. прорванные адаптирован- ные (вынужденные) врезанные одиночные сложные (сопря- женные, разбро- санные и др.)
А. Северная зона 20. Колымская область 53,2 55,1 3,8 5,4 7,6 24,6 3,4
21. Северо-восточная область 50,0 42,4 2,4 32,4 6,7 14,3 1,8
Б. Центральная зона
37. Читинская область 29,4 46,6 7,9 17,9 3,1 13,5 11,0
38. Шилкинская область 15.9 28,1 3,8 29,5 10,6 25,7 2,3
39. Камчатская область 25,0 80,3 4,6 12,4 0,4 2,3 —
В. Южная зона
52. Верхнеамурская область 12,8 41,0 12,8 15,4 2,6 25,6 2,6
53. Нижнеамурская область
Буреинский район 35,6 42,1 10,9 24,7 2,9 18,6 0,8
Амурский район 56,8 27,8 0,9 14,5 6,8 43,6 6,4
Уссурийский район 44,2 28,7 11,6 4,5 5,0 50,8 -
Сахалинский район 11,6 78,5 21,5 - - - -
установить связь между первыми и их обеспеченностью, с одной стороны, и интенсивностью
русловых переформирований, - от размыва берегов на излучинах, развития одних и отмирания
других рукавов до режима перекатов [13].
В заключение следует отметить, что приведенная схема районирования по условиям
прохождения руслоформирующих расходов в общих чертах совпадает с физико-геогра-
фическим районированием Г.К. Тушинского и М.И. Давыдовой [14], учитывающим гидро-
термический показатель. Характерно, что для Дальнего Востока с этой схемой наблюдаются
большие совпадения, чем со схемой гидрологического районирования П.С. Кузина и В.И.
Бабкина [15].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 348 с.
2. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
3. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
4. Власов Б.Н., Чалов Р.С. Районирование Европейской территории СССР по условиям прохождения
руслоформирующих расходов воды на реках И Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1991. № 6. С. 32-42.
5. Чалов Р.С., Белый Б.В. Районирование территории Сибири по характеру руслоформирующей
деятельности рек Ц Метеорология и гидрология. 1975. № 12. С. 76-88.
6. Чалов Р.С., Белый Б.В. Региональные особенности руслоформирующих расходов воды на реках
Средней Азии Ц Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1984. № 5. С. 107-116.
7. Белый Б.В., Матвеев Б.В., Чалов Р.С., Чернов А.В. Морфодинамические типы русел рек Дальнего
Востока и Забайкалья, их распространение, связь с факторами русловых процессов и принципы их
учета при хозяйственном использовании рек Ц Мат. науч. конф, по проблемам водных ресурсов
Дальневосточного экономического региона и Забайкалья. СПб.: Гидрометеоиздат, 1991. С. 580-588.
8. Нацаг Ж., Чалов Р.С. Динамика речных потоков и морфология русел на реках Монголии (бассейн
р. Селенги) // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1978. № 1. С. 110-116.
9. Алабян А.М. Типы русел равнинных рек и факторы их формирования // Геоморфология. 1992. № 4.
С. 37-42.
10. Работа водных потоков. М.: Изд-во МГУ, 1987. 196 с.
11. Пиньковский С.И Типы речных русел Советского Дальнего Востока (южная половина) // Тр. ГГИ.
Вып. 144. 1967. С. 77-117.
12. Прокачева В.Г., Сншценко Б.Ф., Усачев В.Ф. Дистанционные методы гидрологического изучения зоны
БАМ. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 224 с.
13. Балябин В.Ф., Сахарюк Н.П., Карасев М.С. Закономерности руслового процесса и их использование при
освоении пойменных земель малых и средних рек Приморского края // Тр. V Всесоюз. гидрол. съезда.
Т. 10. Русловые процессы и наносы. Кн. 2. Л.; Гидрометеоиздат, 1988. С. 174-181.
14. Тушинский Г.К., Давыдова М.И. Физическая география СССР. М.: Просвещение, 1976. 544 с.
15. Кузин П.С., Бабкин В.И. Географические закономерности гидрологического режима рек. Л.: Гидро-
метеоиздат, 1979. 200 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 11.03.94
CHANNEL-FORMING DISCHARGES AND MORPHODYNAMIC TYPES OF CHANNELS
OF THE RIVERS IN THE FAR EAST
B.V. BELY, R.S. CHALOV
Summary
A scheme of the region subdivision according to the conditions of channel-forming discharges is developed for the
Far East which completes the development of a general scheme for Northern Eurasia. The conditions of the channel-
forming discharges passage are shown to influence development of morphodynamic type of channel in different
regions.
3 Геоморфология № 1
65
УДК 551.435.16
©1997 г. Т.Д. ГАЙВОРОН
ОСНОВЫ СИСТЕМАТИКИ БАЛОЧНЫХ ФОРМ
Овражно-балочные формы (ОБФ) - важнейшее звено в системе эрозионного расчленения
территории, с одной стороны, и существенный резерв сельскохозяйственного производства - с
другой. Для создания на ОБФ оптимальных природно-хозяйственных геосистем, отвечающих
ресурсосберегающим, природоохранным принципам, необходимы: всесторонний пространст-
венно-временной анализ их природной и антропогенной составляющих, а также планируемой
сельскохозяйственной нагрузки; комплексная геоморфологическая и эколого-экономическая
оценка этих территорий. В основу такой оценки может быть положен пространственно-вре-
менной подход к изучению эрозионно-аккумулятивных форм, отражающий как распростра-
нение и иерархическую соподчиненность различных типов балок по направлению от водораз-
делов к речным долинам, так и стадии их развития, возраст. Эти формы являются одним из
звеньев в системе единого эрозионно-аккумулятивного процесса [1]. В то же время, по мнению
Д.А. Тимофеева [2], принцип пространственно-временной неоднородности (дифференцирован-
ности) геоэкосистем, в основе которой лежит морфодинамическая и историко-генетическая
неоднородность, - один из ведущих теоретических принципов системных комплексных эколого-
геоморфологических исследований, необходимых на современном этапе преобразования
рельефа.
Овражно-балочные формы - промежуточное звено аккумуляции продуктов смыва с
распахиваемых водораздельных и прибалочных склонов. Около 20% от общего количества
смытого материала оседает на днищах балок, не попадая в следующее звено гидрографической
сети - долины малых рек [3, 4]. В составе этих осадков содержатся химические удобрения и
пестициды, смываемые с пашни, что весьма неблагоприятно сказывается на экологическом
состоянии овражно-балочных земель (ОБЗ).
В балках наблюдается пространственно-временная дифференциация эрозионно-аккумуля-
тивного процесса: зоны размыва, транзита, аккумуляции могут неоднократно сменять друг
друга на сравнительно небольшом расстоянии, а также взаимоперекрываться (размыв продук-
тов аккумуляции и переотложение последних). Об этом свидетельствуют прерывистые донные
овраги, размытые конусы выноса в днищах и на склонах балок. На балочных склонах
возникают новые формы размыва, растут существующие овраги и промоины. Межовражные
пространства подвержены процессам смыва почв и аккумуляции смываемого материала, здесь
наблюдаются оползневые, осыпные и другие склоновые процессы. Все это в значительной
степени усложняет геоморфологическое строение ОБЗ и их экологическое состояние, что
требует комплексной эколого-геоморфологической оценки. Важнейшими ее критериями
являются следующие показатели.
1. Геоморфологические характеристики: а) морфологические и морфометрические по-
казатели: форма днищ, склонов, поперечного и продольного профиля оврагов и балок,
крутизна, длина, экспозиция склонов, количество оврагов, их параметры, типы, расстояние
между ними и т.д.; б) динамика и интенсивность современных рельефообразующих процессов
на ОБФ и склонах водосборов; в) палеогеоморфологические данные: генезис (естественный,
антропогенный, естественно-антропогенный) оврагов, балок, их возраст, современные стадии
развития.
2. Литологический состав пород, слагающих днища и склоны ОБФ.
3. Характеристики почвенно-растительного покрова ОБФ.
4. Экологическое состояние ОБЗ (возможно использование методики эколого-геомор-
фологического анализа флювиальных систем [5]).
Все это позволяет выявить пространственные характеристики эрозионных форм и про-
цессов и определить их развитие во времени. Последнее важно для прогнозирования даль-
нейшего функционирования эрозионно-аккумулятивных форм и процессов.
Проведенная нами комплексная оценка овражно-балочного рельефа Среднерусской воз-
вышенности в пределах Курской области позволила составить серию классификационных схем
балочных форм. За основу взят принцип перекрестной классификации по двум основным
признакам, расположенным по вертикали и горизонтали классификационной решетки. По
такому принципу К.А. Дроздовым [6, 7] классифицированы ландшафтные парагенетические
комплексы и элементарные природные комплексы Центральной лесостепи.
66
По вертикали перекрестной классификации балок помещен пространственно-временной ряд
от малых эрозионных форм верхних частей склонов водосборов до переходных к речным
долинам - лощины, балки различных типов, балки-долины. Балки-долины - своеобразные
эрозионные формы, занимающие промежуточное место между формами, создаваемыми
временными и постоянными водотоками. Это верховья малых речных долин, из-за влияния
антропогенного фактора (повсеместной нерациональной распашки водосборо,.» интенсивных,
антропогенно усиленных эрозионно-аккумулятивных процессов, приводящих к сокраще-
нию и исчезновению водотоков) переходящие или перешедшие на балочный режим. Для
систематизации балок первостепенное значение имеет пространственный аспект, т.е
распространение форм от водораздельных пространств и склонов к долинам рек, когде
эти формы закономерно сменяют друг друга в этом направлении. При этом возмож-
но применение системно-структурного анализа эрозионных форм по методике И.Г. Чер-
ванева.
Временной аспект отражен в смене этих форм во времени на одной и той же территории, т.е.
в стадийности развития эрозионных форм. Такой подход имеет значение для прогнозирования
эволюции форм линейной эрозии, особенно овражных, при хозяйственном освоении ОБФ с
применением различных видов мелиораций.
По горизонтали классификационной решетки помещены признаки, дополняющие гео-
морфологическую основу классификации, важные для выбора оптимальных вариантов
мелиорации и хозяйственного освоения ОБЗ (таблица). К ним относятся: морфометрические
показатели балок, состояние овражности (тип. количество, размеры, стадии развития,
динамическое состояние оврагов), литологический состав пород, слагающих балочные склоны
и днище, характеристики почв, растительности и т.д.
Составленные по такому принципу классификационные схемы не являются замкнутыми
и жесткими: по мере получения новых данных о типах балочных форм, их различных
характеристиках, эти схемы можно расширять и дополнять как по вертикали, так и по
горизонтали.
При таком масштабе классификации, когда рассматриваются основные типы балок и их
важнейшие качественные и количественные характеристики, выявляются основные законо-
мерности и особенности строения и развития овражно-балочного рельефа. Для оптимального
сельскохозяйственного освоения ОБЗ необходим более детальный их анализ. Детализация
должна идти в следующем направлении: форма рельфа (лощина, балка и т.д.) - элемент
рельефа (днище, склоны) - участки элементов рельефа с однородными условиями (например,
часть склона с постоянной крутизной). Для относительно простых форм, например лощин и
некоторых типов балок с однородными качественными и количественными показателями,
такая степень детализации (форма рельефа - элемент рельефа) может быть достаточной для
разработки оптимальных способов их освоения. Для более крупных и сложных форм - балок с
разнообразными морфологическими, морфометрическими и другими характеристиками -
следует применять более дифференцированный подход.
Для крупных, сложных, разветвленных форм следует иметь в виду, что на всем их протя-
жении от верховья до устья, с учетом отвершков, приходится иметь дело как с относительно
простыми формами - лощинами, так и с более сложными, причем усложнение происходит по
мере удаления от водораздела. Чем крупнее форма, чем сложнее на ней геоморфологические,
почвенно-растительные и другие условия, тем более детальный должен быть подход к ее
освоению. Целесообразно разделение балочной формы по геоморфологическим признакам -
верховья, средняя часть, низовья. Для этих геоморфологических зон в пределах балок выявлен
ряд характерных признаков - морфологических, морфометрических, литологических, поч-
венно-растительных. Поэтому для разных частей балок нередко следует применять различные
способы освоения. В крупных балках, где наблюдаются относительно однородные условия в
верхней, средней и нижней частях, достаточно выделить только днища и склоны в качестве
территорий с различным способом освоения. В более сложных формах в пределах верхней,
средней и приустьевой частей проводится более детальное выделение площадей под освоение.
Как правило, особо сложны заовраженные балки с различной крутизной склонов, поэтому
именно этим характеристикам следует уделять наиболее пристальное внимание.
Таким образом, намечается следующая схема выделения элементарных единиц сельско-
хозяйственного освоения в зависимости от типа балки и ее основных качественных и
количественных признаков:
форма линейной эрозии —> элементы форм -» части элементов форм.
3*
67
Классификационная схема балочных форм
Типы балочных форм Морфологические особенности Морфометрические характеристики Литологический состав пород, слагающих днища и склоны балочных форм
порядок длина, м ширина по бровкам, м глубина, м
Лощины древние Верхнее звено балочной сети, симметричное строение склонов 1 340-830 31-155 1,5-15 Преимущественно лессовидные и делювиальные суглинки
Балки ящикообразные (молодые) Резкие бровки, резкое сочленение склонов и днища, прямые склоны 1 240-800 31-185 2-15 То же
Балки-суходолы короткие циркообразные Асимметричное строение склонов, округлые вершины, узкое днище различной длины 1-2 370-820 125-400 5-30 Мергельно-меловые породы
короткие чашеобразные 1-2 290-510 100-300 5-25
длинные с отвертками и чашеобразными вершинами 2-3 * 800-1500 135-650 5-35 Аллювиальные отложения террас, коренные песчаные и суглинисто-песчаные отложения
узкие неразветвленные и слабо разветвленные Лощиноподобные формы, но с асимметричными склонами и более крупными размерами 1-2 400-1800 35-220 2-35 Твердые породы, мало- и среднемощные суглинки
широкие слаборазветвленные Подобные предыдущему типу, но более широкие и глубокие 2 510-850 110-300 7-25 Преимущественно лессовидные суглинки
крупные разветвленные (древовидные) Крупные размеры, значительное количество отвершков, сложное строение асимметричных склонов 3 1000-4500 40-330 2-30 Разнообразное сочетание лессовидных суглинков и мергельно-меловых отложений
Балки-долины Водотоки в низовьях, реликты флювиальных форм (террасы), крупные размеры, сложное строение асимметричных склонов 4 2270-8250 55-400 2-40 Сложное сочетание лессовидных суглинков, песчано-глинистых отложений, мергельно-меловых пород
Предлагаемый подход к систематизации балочных форм позволяет учитывать разнообразие
этих объектов по геоморфологическим, литологическим, почвенно-растительным условиям,
степени хозяйственного освоения, экологическим особенностям. Учет параметров, заложенных
в классификационную схему, и тех, которыми эта схема может быть дополнена, будет
способствовать оптимальному хозяйственному освоению ОБЗ и улучшению экологической
ситуации в этом важном звене гидрографической сети.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Маккавеев Н.И. Некоторые особенности эрозионно-аккумулятивных процессов // Эрозия почв и
русловые процессы. Вып. 8. М.: Изд-во МГУ, 1981. С. 5-16.
2. Тимофеев Д.А. Экологическая геоморфология: объект, цели и задачи // Геоморфология. 1991. № 1. С. 43-
48.
3. Лопатин Г.В. Процесс заиления Успенского водохранилища // Вопросы гидрологии Успенского
водохранилища и его водосбора. М.; Л.: Изд-во АН СССР. 1963. С. 212-268.
4. Старостина И.В. О возможности предсказания мутности воды на примере бассейна р. Оки //
Метеорология и гидрология. 1970. № 12. С. 73-79.
5. Ковальчук И.П. Эколого-геоморфологический анализ флювиальных систем региона: Автореф. дис. ...
доктора геогр. наук. М.: МГУ, 1993. 56 с.
6. Дроздов К.А. Крупномасштабные исследования равнинных ландшафтов. Воронеж: Изд-во ВГУ, 1986.
174 с.
7. Дроздов К.А. Элементарные ландшафты Среднерусской лесостепи. Воронеж: Изд-во ВГУ, 1991. 173 с.
Курский пединститут Поступила в редакцию
15.05.95
THE FOUNDATIONS OF THE BALKA LANDFORM SYSTEMATICS
T.D. GAIVORON
Summary
A classification of erosional (balka) landforms has been developed taking the Kursk region as a case study; the
landforms morphometric characteristics and sediment lithology are taken into account. Lands dissected by balkas may
be better cultivated and ecological situation improved by considering parameters which are or could be included into
the scheme.
УДК 551.439(268.45)
© 1997 г. P.A. КРЫЛОВ
ПРЕДПОЛАГАЕМАЯ КОСМОГЕННАЯ СТРУКТУРА (АСТРОБЛЕМА)
НА ДНЕ БАРЕНЦЕВА МОРЯ
К настоящему времени на поверхности земной суши обнаружено более двух сотен досто-
верных и предполагаемых метеоритных кратеров. Вероятно, неуверенность в космогенном
происхождении некоторых из этих структур побудила исследователей называть их менее
определенным термином "астроблема" [1].
Между тем региональные геологические исследования в последние годы распространились с
континентальной суши на акваторию Мирового океана. Автору этой статьи довелось в течение
многих лет участвовать в региональных и локальных площадных геолого-геофизических
изысканиях на шельфе Баренцева и Карского морей. В процессе сейсморазведочных работ в
Баренцевом море было обнаружено редкостное морфоскульптурное образование на морском
69
Схематический план рельефа Лупинской астроблемы
ria врезке черным квадратом отмечено местонахождение астроблемы в Баренцевом море
дне в двухстах километрах к западу -- северо-западу от п-ова Адмиралтейства (северный остров
арх. Новая Земля\ в месте с координатами 75ос:0' с.иг, 50° в.д.
В этой части Баренцева региона, на Лупинской площади, морское дно имеет спокойный
рельеф с плавным изменением глубин в интервале 240-260 м и с небольшим наклоном к
not ! оку На фоне пологонаклонной ровной поверхности обнаружено плоскодонное углубление
окру! дс.-треугольной формы размером в плане 17 х 11 км, глубиной 90 м, местами с крутыми
бортами фисунок). Окаймляющий кольцевой вал фрагментарно прослеживается с разных
сторон углубления. Болес отчетливо он наблюдается на северо-западной, юго-западной и
восточной кромках впадины. Эти фрагменты, протяженностью от 4,6 до 7,6 км, имеют ширину
от 1,2 до Зкм и высоту 15-30 м. Внутренний борт вала круче, нежели внешний. Менее
выразительные признаки вала просматриваются у северного края структуры. Несколько
условно намечается центральное поднятие, тяготеющее к юго-западному борту впадины. Его
диаметр оценивается в три километра, а высота ~ чуть более 10 м.
Описываемая форма рельефа дна приурочена к обширной Баренцево-Северокарской
70
платформе. В месте предполагаемой метеоритной мишени геологический разрез выражен
маломощным неоген-четвертичным рыхлым покровом, залегающим на горизонтальных
глинисто-терригенных породах меловой системы. С глубиной меловые толщи последовательно
сменяются юрскими, триасовыми и более древними осадочными образованиями.
Наше описание структуры опирается на результаты площадных сейсморазведочных работ
МОВ ОГТ м-ба 1:200 000, сопровождавшимися эхолотированием рельефа дна. В камеральной
обработке материалов автор принимал непосредственное участие. Каких-либо работ по
морскому бурению здесь не проводилось.
Анализируя вертикальные сейсмические разрезы, можно предположить, что вследствие
метеоритного удара были разрушены и частично выброшены третичные и самые верхние
меловые осадки. Образовавшийся кольцевой вал характеризуется относительным увеличением
мощности и дополнительными короткими рефлекторами в прилегающих к кратеру частях
сейсморазреза на временах 0,35-0,45 с.
Внутри кратера третичные и меловые породы (до временной глубины 0,60-0,63 с) испытали
пластические и разрывные деформации. Опускания блоков и отдельные разрывные нарушения
наблюдаются и в более глубоких частях мелового разреза. Нам трудно судить о площадном
распространении разломов, поскольку плотность сети сейсмических профилей недостаточна
для уверенной трассировки их на плане. В самой верхней части разреза четвертичные осадки
облекают подстилающие деформированные образования однообразным, почти ненарушенным
плащом.
Как видим, у автора нет иных доводов о метеоритном происхождении Лунинской астро-
блемы, кроме морфологических и сейсмогеологических признаков. Однако необычайность
этой впадины, специфическое строение и уникальность на всем изученном пространстве
Баренцевоморской акватории позволяют предполагать ее космогенное происхождение.
Ожидаемое возражение и предположение об экзарационном ледниковом выпахивании
описываемой впадины кажутся нам неосновательным из-за ее субизометричной плоскодонной
формы. К тому же район расположения отнесен исследователями к зоне преимущественной
аккумуляции, но не экзарации и транзита моренного материала [2, 3].
По всей вероятности, падение метеорита произошло в постмеловую континентальную эпоху,
возможно, связанную с осушением арктической акватории в течение плейстоценового
ледникового максимума. Так или иначе, ни морские воды, ни ледниковые покровы не мешали
космическому телу образовать кратер на дне будущего Баренцева моря.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Импактиты / Под ред. Маракушева А.А. М.: Изд-во МГУ, 1981.240 с.
2. Ионин А.С., Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Проблемы геоморфологии гляциальных шельфов //
Геоморфология. 1993. № 1. С. 15-31.
3. Эпштейн О.Г., Татауллин В.Н. Литология и условия образования четвертичных отложений в восточной
(приновоземельской) части Баренцева моря // Литология и полезные ископаемые. 1993. № 1. С. 110-124.
ГПК “Арктикморнефтегазразведка” Поступила в редакцию
16.04.96
A PROPOSED COSMOGENIC STRUCTURE (ASTROBLEME)
ON THE BARENTS SEA BOTTOM
R.A. KRYLOV
Summary
Remote sensing technique has been applied to studies of a flat-bottom depression encircled with fragmentary
rampart on the northern Barents Sea shelf. The depression is 17 by 11 km large and 90 m deep, the circular rampart is
15 to 30 m high. As revealed by seismic profiles, Tertiary and Upper Cretaceous sediments have been destroyed or
disturbed, while deeper layers have been fractured. The Quaternary cover seems undisturbed. The described
morphosculpture named “Lunin astrobleme” was presumably due to meteorite impact at the time of the Pleistocene
glacial maximum when the shelf was dry.
71
УДК 551.4(268.45-17)
©1996 г. E.E. МУСАТОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ СЕВЕРНОЙ ОКРАИНЫ
БАРЕНЦЕВОМОРСКОГО ШЕЛЬФА МЕЖДУ АРХИПЕЛАГАМИ
ШПИЦБЕРГЕН И ЗЕМЛЯ ФРАНЦА-ИОСИФА
В ходе совместных российско-норвежских исследований на НИС ’’Геолог Ферсман” в
1992 г. был получен обширный фактический материал по батиметрическому и геомор-
фологическому строению шельфа между Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа. Комплекс
геофизических методов [1] включал одноканальное сейсмическое профилирование в диапазоне
частот 70-500 Гц (1200 км) для изучения микрорельефа и высокочастотное (5,6 кГц)
геоакустическое профилирование (3100 км) для исследования мезорельефа. Сейсмостра-
тиграфический анализ этих материалов позволил выделить конечные морены близ архипе-
лагов и на внутришельфовых поднятиях и бассейновые плейстоцен-голоценовые осадки во
впадинах и желобах. Микрорельеф изучался при помощи подводного фотографирования
(60 станций). Интерпретация геофизических полей проверялась путем донного пробоотбора
ударной грунтовой трубкой и дночерпателем. В результате обобщения наших и опублико-
ванных ранее зарубежных [2-9] и российских [10-16] материалов была составлена батиметри-
ческая карта северной части Баренцевоморского шельфа масштаба 1 : 1000000 с сечением
изобат 10-20 м, уменьшенная и генерализованная версия которой приведена на рис. 1.
В северной периферии Баренцева моря располагается краевое шельфовое поднятие,
фиксируемое сводами архипелагов и островов и рассеченное глубокими окраинно-шельфовыми
[17] или приокеаническими [18] грабен-желобами; бровка шельфа расположена на глубинах
140-220 м в случаях, когда она срезает структуры островов и подводных поднятий. В пределах
желобов бровка шельфа опущена до глубин 450-600 м. Далее в рельефе наблюдается резкий
перегиб, и в верхней части материкового склона его крутизна достигает 3-7, иногда 10-15°.
Ближе к континентальному подножию склон выполаживается. Непосредственно шельф
характеризуется значительной переуглубленностью (средние глубины превышают 300 м) по
сравнению с обычными глубинами шельфа [19, 20] близ его бровки (132-200 м).
Имеющиеся геолого-геоморфологические данные не позволяют однозначно определить
генезис и возраст форм рельефа этого наиболее слабо изученного региона Баренцева моря,
поэтому при составлении геоморфологической карты (рис. 2) применялся морфологический
принцип [21]: на детальной батиметрической основе с сечением изобат 10-20 м выделялись
линии выпуклых и вогнутых перегибов, соответствующие бровкам и тыловым швам подводных
террас, а также гребневые и килевые линии, соответствующие палеоводоразделам и тальвегам
палеодолин. Таким образом, был оконтурен ряд выработанных либо аккумулятивных субгори-
зонтальных поверхностей. К первым относятся шельфовые возвышенности, абразионные
террасовидные уровни, седловины и ригели в приустьевых участках фиордов. Аккумулятивные
поверхности выделены в пределах днищ впадин, желобов и фиордов, где мощность
коррелятивных рельефообразующим процессам четвертичных отложений увеличивается до 10-
25 м [22-25].
Подводные террасы на севере Баренцевоморского шельфа установлены на глубинах 0-120,
120-200, 200-300, 300-360, 360-420, 420-500 и 500-600 м. Такая последовательность отражает
сложные колебания положения береговой линии в ходе позднекайнозойских трансгрессивно-
регрессивных циклов [24, 26-28]. На шельфе выделяются три геоморфологические провинции:
северная часть Баренцевоморского мегапрогиба, краевых архипелагов и субокеанических
(краевых) грабен-желобов.
Северная часть мегапрогиба включает внутришельфовые впадины Ольги и Северо-
Баренцевскую с глубинами до 360 и 380 м соответственно, характеризующиеся сходным
геолого-геоморфологическим строением [29, 30]. На их днищах, обычно однообразных и
пологих, с крутизной склонов, не превышающей 1-2°, встречаются лишь отдельные неров-
ности, перекрытые современными алеврито-глинистыми илами. Мегапрогиб осложнен внут-
ришельфовыми поднятиями (с запада на восток): Надеждинским (глубины 0-50 м), Персея (80-
100 м), Короля Карла (0-20 м), Безымянным (80-100 м) и валом Альбанова (140-150 м). На их
склонах отмечен ряд абразионных террас; привершинные части интенсивно расчленены па-
леореками [10, 15, 31, 32] и ледниками [3,4, 6, 24, 33]. Характерны крутые северные и пологие
72
Рис. 1. Батиметрическая схема северной части Баренцевоморского шельфа.
Цифры в кружках: 1 - поднятие Петермана; 2 - вал Альбанова; 3 - поднятие Безымянное; 4 - поднятие Персея; 5 - желоб Святой Анны; 6 - желоб Британского Ка-
нала; 7 - желоб Франц-Виктория; 8 - прогиб Эрика Эрикссона; 9 - Северо-Баренцевоморская впадина; 10 - впадина Олиги; 11 - Зюйдкапский желоб; 12 - желоб Стурё
Рис. 2. Геоморфологическая карта северной части
Баранцевоморского шельфа
О 50 100 км
1 ,
Ригели. Воз вы- Трпп ше нн ос mu асы Седловины Днища фиордов днишиь опадин и желооов
Z7- 72Z7 X X X IX х X |Х X
120-200 + + + « 1 1 «М Л с V О о О о ООО О о о о
- Tr"
200 ~ 300 - i'' \ я II II II 11 II II II II о о 0
300-360 Г Г г • • • • • • • • •
360'420 V V v V V V V v V г2 11 • • •
420-500
500-600
южные склоны В восточной части региона присутствуют куэстообразные поверхности,
бронированные покровами базальтов мелового возраста. Микрорельеф зависит от литологии
осадков: в песчаных отложениях формируются мелкие гряды и валики (за счет подводных
течений), а алеврито-глинистые илы слагают субгоризонтальные поверхности.
Провинция краевых архипелагов охватывает подводные основания о-вов Западный
Шпицберген, Северо-Восточная Земля, Белый, Виктория и Земля Франца-Иосифа. Для них
характерен весьма расчлененный рельеф с относительными превышениями мезоформ
(конечно-моренные гряды, коренные выступы и т.п.) до 150-250 м. Часто встречаются
пологоволнистые равнины с валунно-галечными отмостками. Максимальная расчлененность
присуща прибрежьям островов с крутыми склонами, имеющими преимущественно сбросовое
происхождение. К этой же провинции относится обширная возвышенность Петермана,
расположенная севернее Земли Александры на глубинах 40-80 м и названная по имени
гипотетической суши, предполагавшейся в XIX в. [31] в околополюсном пространстве.
Провинция краевых архипелагов включает систему глубоких (до 400-600 м) фиордов,
заложенных по новейшим сбросам и сбросо-сдвигам, ортогональным глубинным разломам
бортов субокеанических грабен-желобов и материковых склонов, которые морфоструктурно
их контролируют [32, 34]. В литературе известны эрозионная [31], ледниковая [35] и тек-
тоническая [36] гипотезы происхождения фиордов. Фиорды выработаны в самых различных
типах осадочных, кристаллических и вулканогенных пород возрастом от докембрия до
палеогена на глубинах до 600 м на Земле Франца-Иосифа (пролив Кембридж) и 420-440 м на
Шпицбергене (Ис-Фиорд, пролив Хинлопен). Возраст рыхлых осадков в днищах фиордов не
древнее антропогена, чаще всего позднеплейстоцен-голоценовый. Борта фиордов достигают
иногда крутизны первых десятое градусов, что почти невероятно для шельфовых областей.
Такая расчлененность рельефа и уклоны дна могут объясняться высокоамплитудными
подвижками по молодым дизъюнктивам. В узлах сочленения дискордантных систем новейших
разломов создается характерный мезорельеф типа "битой тарелки", возникающий при чере-
довании растяжений и сжатий земной коры и характеризующийся относительными превыше-
ниями до 500 м. В днищах наблюдаются изолированные экзарационные формы типа котловин
выпахивания и ледниковых ригелей. Склоны и днища фиордов также расчленены: на
подводных фотографиях видны отдельные уступы и гряды, дно покрыто валунно-галечными
отмостками близ бортов фиордов и глинистыми илами в их днищах. По комплексу геолого-
геофизических данных считается, что фиорды были заложены в кайнозое по активизирован-
ным древним разломам и преобразованы текучими водами в эпохи регрессий позднего
олигоцена, позднего миоцена и среднего плиоцена, а в четвертичное время - ледниками [32, 34].
Таким образом, фиорды Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа - гетерогенные образования:
их первичное тектоническое происхождение подчеркнуто экзарационно-эрозионными про-
цессами.
Провинция краевых грабен-желобов включает троги Зюйдкапский (глубины до 340 м).
Стуре (до 600 м), Франц-Виктория (до 580 м). Британского Канала (до 620 м) и Святой Анны (до
750 м), рассекающие континентальные склоны Норвежско-Гренландского и Евразийского
суббассейнов. Углы наклона их бортов достигают первых градусов: днища обычно выполо-
жены, за исключением русел палеодолин и отдельных эрозионных котловин с относительными
переуглублениями до 50-150 м. В южной части желоба Франц-Виктория установлено
несколько подводных гряд относительной высотой 100-200 м, представляющих собой отпре-
парированные силлы или дайки меловых долеритов. Пологие поверхности днищ желобов
выстланы илистым материалом со следами биотурбаций.
Установленная на шельфе сеть гребневых и килевых линий современного рельефа
позволила предположить существование там в олигоцене и неогене разветвленной системы
речных палеодолин, впервые предсказанных Ф. Нансеном [31]. Их фрагменты зафиксированы
на дне вплоть до глубины 400-500 м. Основной водораздел в эпохи регрессий располагался в
полосе сводовых поднятий по линии о-в Надежды - Восточный Свальбард - о-ва Белый и
Виктория - Земля Франца-Иосифа, где находились истоки палеогидросистем. Локальные
водоразделы на поднятиях Персея, Безымянном и Альбанова служили источником тер-
ригенного сноса в шельфовые бассейны южной части Баренцевоморской плиты в плиоцене и
начале плейстоцена [27, 37, 38]. Крупные палеодолины, раскрывавшиеся в Норвежско-
Гренландский суббасейн, располагались в Зюйдкапском желобе и на мористых продолжениях
фиордов Хорнсунн, Бельсунн, Ис-Фиорд и Конгс-Фиорд. Другие палеогидросистемы, сток из
которых направлялся в сторону формирующегося Евразийского суббасейна, существовали в
желобах Хинлопен, Стуре, Франц-Виктория, Британского Канала и Святой Анны. Реки, проте-
75
кавшие на месте фиордов Земли Франца-Иосифа, видимо, перехватывались этими реч-
ными системами в зонах тогда еще морфологически не оформленных краевых грабен-же-
лобов.
По комплексу геолого-геоморфологических данных, в сартанскую эпоху ледники Шпиц-
бергена, Земли Франца-Иосифа и плато Персея не смыкались на шельфе, где во впадинах и
желобах продолжалась ледово-морская седиментация.
В целом мега- и макрорельеф региона имеет безусловно тектоническое происхождение и
обусловлен процессами неравномерного проседания крупных блоков земной коры края
континента, синхронными рифтогенезу и спредингу в Норвежско-Гренландском и Евразийском
суббассейнах. Это предопределило сложный морфоструктурный ансамбль краевых архипелагов
(с системой фиордов), субокеанических грабен-желобов и прилегающих частей Баренце-
воморского мегапрогиба. На заключительных стадиях синокеанической эволюции в регионе
преобладали гляциальные экзарация и аккумуляцйя и аккумулятивно-абразионная деятель-
ность морских трансгрессий; поэтому мезорельеф шельфа имеет преимущественно ледни-
ковый, а микрорельеф - морской генезис.
СПИСОК ЛИТРАТУРЫ
1. Solheim A. The cruise of R/V Geolog Fersman 23/8-20/9. 1992. Report of the Norwegian participation // Norsk
Polarinstitutt. Rapportserie. Oslo, 1993, N 81. 19 p.
2. Elverhoi A., Solheim A. The physical environment. Western Barents Sea. 1 : 1500000. Sheet A. Surface sediment
distribution // Norsk Polarinstitutt Skrifter. Oslo, 1983. V. 179A. 23 p.
3. Elverhoi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedimentological discussion // Polar Research, new series.
1983. V. l.P. 23-42.
4. Solheim A., Milliman J.D., Elverhoi A. Sediment distribution and sea floor morphology of Storbanken: implications
for the glacial history of the Northern Barents sea//Canad. J. Earth Sci. 1988. N 25(4). P. 547-556.
5. Cherkis N.Z., Fleming H.S., Max M.D., Czarnecki M.F. Bathymetry of the Barents and Kara Seas I I Washington:
Naval Research Laboratory, 1991. 1. sheet.
6. Solheim A., Russwurm L.. Elverhoi A., Berg M.N. Glacial geomorphic features in the northern Barents Sea: direct
evidence for grounded ice and implications for the pattern of deglaciation and late glacial sedimentation //
Glacimarine environments: processes and sediments. Geological Society of London. Special Publication. 1990.
V. 53. P. 253-268.
7. Zarkhidze V.S., Fulton R.C., Piper D.J.W., Musatov E.E., Naryskin G.D., Yashin D.S. Circumpolar map of
Quaternary deposite of the Arctic. Map 1818A. Scale 1 : 6000000. // Geological Survey of Canada, 1991. 1 sheet.
8. Solheim A. The depositional environment of surging sub-Polar tidewater glaciers // Norsk Polarinstitutt Skrifter.
Oslo, 1991. V. 194. 27 p.
9. Cherkis N.Z., Fleming H.S., Max M.D., Vogt PR.. Czarnecki M.F. Bathymetry of the Barents and Kara Seas //
Washington: Navel Research Laboratory. 1991. 1 sheet.
10. Ласточкин A.H., Федоров Б.Г. Рельеф и новейшая история северного шельфа Евразии // Гео-
морфология. 1978. № 3. С. 19-27.
1 \.Дибнер В.Д. Морфоструктура шельфа Баренцева моря //Тр. НИИГА. 1978. Т. 185. 211 с.
12. Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики: (Тр. ПГО Севморгеология. / Ред.
И.С. Грамберг, Ю.Н. Кулаков. Л.: Недра, 1983. 263 с.
13. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Недра, 1984. 176 с.
14. Аксенов А.А., Дунаев Н.Н.. Ионин А С. и др. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время.
М.: Наука, 1987. 278 с.
15. Мусатов Е.Е. Развитие рельефа Баренцево-Карского шельфа в кайнозое// Геоморфология. 1989. № 3.
С. 76-84.
16. Мусатов Е.Е. Литостратиграфия четвертичных отложений в центральной части Баренцевоморского
шельфа // Литология и полезные ископаемые. 1992. № 2. С. 120-125.
17. Погребицкий Ю.Е. Переходные зоны материк-океан в геодинамической системе Северного Ледовитого
океана //Докл. 27 МГК. М.: Наука, 1984. Т. 7. С. 29-37.
18. Зархидзе В.С. Новейший этап развития Арктического шельфа // Геология и геоморфология шельфов и
материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 58-65.
19. Fairbridge E.W. Eustatic changes in Sea Level // Phys. Chem. Earth. 1961. N 4. P. 99-185.
20. Шепард Ф.П. Морская геология. Л.: Недра, 1969. 462 с.
21. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. Л.: Недра, 1987. 256 с.
22. Solheim A., Kristoffersen Y. Sediments above the upper regional unconformity: thickness, seismic stratigraphy and
outline of the glacial history // Norsk Polarinstitutt Skrifter. Oslo, 1984. V. 179B. P. 3-36.
76
23. Kristoffersen Y., Milliman J.D., Ellis J.P. Uncosolidated sediments and shallow structure of the Norhern Barents
Sea // Norsk Polarinstitutt Skrifter. Oslo, 1984, V. 180. P. 25-39.
24. Vorren T.O., Hald M., Lebesbue E. Late Cenozoic environments in the Barents Sea // Paleogeography. 1988. V. 3.
N 5. P. 601-612.
25. Лопатин Б.Г., Мусатов E.E. Сейсмостратиграфия неоген-четвертичных отложений Западно-Аркти-
ческого шельфа // Сов. геология. 1992. № 6. С. 56-61.
26. Zarkhidze V.S., Sanioilovich Yu. С. Late Cenozoic environments in the Barents Sea // The Arctic Seas Oslo: Van
Nostrand Reinhold Company, 1989. P. 721-728.
27. Мусатов E.E. Неотектоника Баренцево-Карского шельфа II Изв. вузов. Геология и разведка. 1990.
№ 5. С. 20-27.
28. Zarchidze V.S., Musatov E.E., Generalov Р .Р. Norwegian, Barents and Kara Seas // Paleogeographical Atlas of the
Shelf Regions of Eurasia for the Mesozoic and Cenozoic (text). Robertson Group Plk., V. 2. P. 13.18-13.35.
29. Elverhoi A., Antonsen P., Flood S.B., Sollieim A., Vullstad A.A. The physical environment. Western Barents Sea,
1 : 1500000. Shallow bedrock geology - structures, litho- and biostratigraphy II Norsk Polarinstitutt Skrifter. Oslo,
1988. V. 179D. 44 p.
30. Antonsen P., Elverhoi A., Dypvik H., Solheini A. Shallow Bedrock Geology of the Olga Basin Area. Nortwestern
Barents Sea//The Amer. Assoc. Petroleum Geologists Bulletin. 1991. V. 75. N 7. P. 1178-1194.
31. Nansen F. Some results of the Norwegian Arctic Expedition, 1983-96 // Geogr. J. 1897. V. 9. N 5. P. 473-505.
32. Мусатов E.E., Мусатов Ю.Е. К проблеме происхождения фьордов (на примере западной Арктики) //
Бюл. МОИН отд. геологии. 1992. Т. 67. Вып. 3. С. 28-33.
33. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Нуака, 1983. 216 с.
34. Мусатов Е Е., Мусатов Ю.Е. О тектонической обусловленности фиордов Западной Арктики И Изв
Всесоюз. геогр. о-ва, 1990. № 4. С. 337-340.
35. Каплин П.А. Фиордовые побережья Советского Союза. М.: Изд-во АН СССР. 1962. 188 с.
36. Gregory J.W. The nature and origin of fjords. L.: Murray, 1913. 542 p.
37. Зархидзе B.C., Мусатов E.E. Основные этапы палеогеографического развития западной Арктики в
позднем кайнозое // Критерии прогноза минерального сырья в приповерхностных образованиях
Западной Сибири и Урала. Тюмень: ЗапСибНИГНИ, 1989. С. 123-140.
38. Дружинина Н.И., Мусатов Е.Е. Новые данные по микропалеонтологии и сейсмостратиграфии донных
отложений Баренцева моря // Геол. журн. АН Украины. 1992. № 6. С. 76-85.
ВНИИокеангеология, Поступила в редакцию
Санкт-Петербург 30.09.94
GEOMORPHOLOGY OF THE NORTHERN MARGIN OF THE BARENTS SEA
SHELF BETWEEN THE SVALBARD AND FRANZ-JOSEF LAND
ARCHIPELAGOES
MUSATOV E.E.
Summary
Bathymetrical and geomorphological maps of the northern Barents Sea shelf adjacent to Svalbard and Franz-Josef
Land archipelagoes have been compiled. A number of submarine depressions, troughs, terraces, as well as elevations
are mapped. A complicated system of paleovalleys is revealed on the sea floor. Three geomorphological provinces are
recognised: the province of inner-shelfic depressions and highs (the northern part of the Barents megadepression), the
province of outer-shelfic archipelagoes and deep fjords and the province of suboceanic troughs dissecting the
continental slopes within the Eurasian and Norwegian-Greenland oceanic subbasins. The tectonic origin of macrorelief
of the region as well as predominantly glacial origin of mesorelief and marine genesis of microrelief is stated.
77
УДК 551.33.(235.216)
© 1997 г. О.Н. СОЛОМИНА, О.С. САВОСКУЛ
ЛЕДНИКИ ЗАПАДНОЙ И СЕВЕРНОЙ ПЕРИФЕРИИ ТЯНЬ-ШАНЯ
ЗА 2000 ЛЕТ
Изучение недавней истории оледенения в последние годы переживает подъем в связи с
применением аналитических методов исследования и в первую очередь методов биоиндикации.
С их помощью стало возможно определять время наступаний ледников, реконструировать
размеры оледенения в прошлом, восстанавливать изменения климатического фона. Наиболее
информативные методы, которые при этом применяются - лихенометрия и радиоуглеродное
датирование морен.
Методы
В работе использована широко известная стандартная методика радиоуглеродного
датирования образцов торфа и других органогенных образований, погребенных в ледниковых и
флювиогляциальных отложениях.
Модификация лихенометрического метода, применяемая нами для датирования ледниковых
отложений на Тянь-Шане, описана ранее [1]. Она состоит в измерении на каждой датируемой
форме рельефа наиболее крупных лишайников и выборе из них максимального, который и
используется для косвенной характеристики возраста. В случае, если размер максимального
лишайника существенно отличается от среднего, рассчитанного для трех (пяти) наибольших
диаметров, этот лишайник считается аномальным и из расчетов исключается, а вместо него в
выборку добавляется следующий по размеру. В качестве индикаторов использованы лишай-
ники Caloplaca elegans. Aspicilia tianshanica, Rhizocarpon geographicum.
Переход от относительных значений возраста рельефа к абсолютным осуществляется на
основе уравнений, связывающих размер лишайника с возрастом субстрата, построенных нами
для долины Аксай, расположенной на северном склоне Киргизского хребта [II].
I = -25,8 + 1.82г/Сп/ (1),
t = -44,8 + 53dAsp + 0.0k/2Asp (2),
i = 24,8 + 135dRh (3),
I = 43,2 + 13,25dRh + 0,01 d2Rh (4),
где / - возраст поверхности, гг.; d- диаметр соответствующего лишайника, мм.
Уравнение (1) приводится здесь впервые. Оно рассчитано по корреляции размеров мак-
симальных диаметров лишайника Caloplaca elegans со значениями максимальных диаметров
A^picilia tianshanica.
Район работ
Исследования проводили в 1989-1990 гг. на северном макросклоне Киргизского хр. (долины
Ала-Арча и Ноуруз), на Угамском (долины Сайрамсу и Анаульген) и Пскемском (долина
Баркрак) хребтах (рисунок). Главная особенность этих районов состоит в том, что они
расположены благоприятно по отношению к основным влагонесущим потокам и поэтому
получают достаточно много осадков, что способствует развитию ледников. Здесь ниже, чем на
Центральном Тянь-Шане, проходят снеговая граница и нижний предел оледенения, а ледники
отличаются более интенсивным массоэнергообменом. Основные гляциологические различия
между Северным и Западным Тянь-Шанем связаны с несколько более теплым климатом,
большим количеством осадков и меньшей высотой гор на западной периферии. Суммарный
эффект этих различий - меньшие размеры ледников на Западном Тянь-Шане.
78
Пункты лихенометрического датирования ледниковых отложений на предпольях ледников Западного и
Северного Тянь-Шаня
а - ледники бассейна р. Ала-Арча. 6 - ледник Аксай, в - ледники бассейна Ноуруз (Киргизский хр.). г -
ледник бассейна р. Сайрамсу. д - ледник Турпакбель Нижний (Угамский хр.). е - ледники бассейна
р. Баркрак (Пскемский хр.).
1 - ледники, 2 - морены и номера точек лихенометрической съемки (см. текст), 3 - каменные глетчеры, 4 -
радиоуглеродные даты
История исследований
Колебания ледников за исторический период на Северном и Западном Тянь-Шане изучены
крайне поверхностно. Это связано прежде всего с относительно поздним началом исследований
в высокогорьях: первые путешественники, которые обратили внимание на состояние ледников,
появились на Тянь-Шане лишь в конце прошлого - начале нынешнего века. Судя по этим отры-
вочным и эпизодическим данным, в целом во второй половине XIX в. ледники северной и запад-
ной периферии Тянь-Шаня отступали [2-6], но в первом и втором десятилетии нынешнего
столетия многие из них испытали подвижки [5, 6]. Затем проявилась тенденция к устойчивой
деградации, хотя в отдельные годы, например, в 1950-е, ледники переходили к стационарному
режиму или даже наступали, не достигая, однако, своих позиций начала века [7].
Попытки подойти к проблеме с палеогеографических позиций, т.е. с использованием лед-
никовых отложений в качестве источника информации, позволили установить лишь то, что
прежде - предположительно в течение предыдущих нескольких столетий - ледники Северного
Тянь-Шаня были больше современных и в результате многочисленных наступаний сфор-
мировали серию мощных незадернованных морен с погребенным льдом, которые расположены
79
Результаты лихенометрической съемки предполий
Название, но- мер ледника № точек Описание точки D, мм Caloplaca Возраст, л
Ала-Арча
242-245
Центрально- 1 конечная морена 27 25 21 23
Аларчинские 2 конечная морена 91 65 54 140(93)
3 конечная морена 95 90 83 147
4 береговая морена 41 39 38 49
5 береговая морена 95 78 72 * 147(116)
6 скалы
240-241 1 береговая морена 77 77 76 114
2 днище кара 80 78 77 120
3 конечная морена 98 67 65 153
4 конечная морена
237,239 1 зандр 38 38 37 43
2 конечная морена 56 54 52 76
3 конечная морена 99 94 91 154
4 диет, часть т. 3 150 93 82 247
5 конечная морена
255 и 256 1 конечная морена 46 46 40 58
Аксай 2 диет, часть т. 2 72 70 66 105
3 береговая морена 71 69 58 103
4 береговая морена 88 83 83 134
5 конечная морена 92 87 86 142
вблизи концов современных ледников [1, 8 и др.]. По схеме А.В. Шнитникова [9] эти морены
носили название стадии Фернау и не расчленялись на отдельные возрастные генерации.
Насколько нам известно, для Западного Тянь-Шаня - Пскемского и Угамского хребтов -
отсутствуют и такие сведения. Таким образом, в связи с недостатком радиоуглеродных дат и
других источников сведений о возрасте морен, хронология колебаний ледников и связанный с
ней вопрос масштабов наступаний оставались до недавнего времени совершенно не
исследованными.
Результаты лихенометрического и радиоуглеродного
датирования морен
Северный Тянь-Шань. Киргизский хребет. Ледники в бассейне р. Ала-Арча. В центральной
части северного макросклона Киргизского хребта в верховьях р. Ала-Арча находится 11
ледников (№ 237-247) общей площадью 9,0 км2 [6]. Эти ледники расположены у стенок
огромного древнего цирка, дно которого занято каменным глетчером площадью около
4 км2, спускающимся до высоты 3170 м (рисунок, а).
По наблюдениям в июле 1989 г., у концов сливающихся ледников № 242-245 находилась
молодая зандровая площадка длиной около 70 м, еще совершенно не освоенная рас-
тительностью. За ней расположена конечная морена (3450 м), на которой также еще нет
лишайников, но уже отмечено несколько видов цветковых растений. Через несколько десятков
метров за этой грядой заметен перегиб рельефа, по-видимому, связанный с недавним
стационарным состоянием ледника. Здесь, на высоте около 3400 м, впервые появляются
лишайники Caloplaca sp.. и возраст поверхности оценивается в 20-30 лет (таблица, т. 1). Не
исключено, что это следы стадии 1950-х гт., упомянутой выше. Еще одна невысокая молодая
морена (т. 2), подпруживающая небольшое озеро на высоте 3310-3320 м, имеет возраст 70-80
лет. Ниже этой морены расположен зандр еще с одним озером (урез 3250 м), которое также
обрамлено моренной грядой (т. 3). Это наиболее ясно выраженная и сохранившаяся конечная
морена, возраст которой по лихенометрии установлен достаточно определенно в 150-170 лет.
Изучение поверхности береговых морен, правда, не вполне хорошо сохранившихся,
показывает, что здесь можно выделить аналоги двух стадий. Первая (т. 4), относительно
80
ледников Западного и Северного Тянь-Шаия
D, мм Aspicilia Возраст, л D, мм Rhizocarpon Воз- раст, л Наиболее вероят- ный возраст, л
20-30
19 18 17 60 60-100 150 50
38 29 27 171(117) 150-170
205 172 145 1462 58 53 52 845 >1500
24 24 24 88 43 42 40 631 600-700
28 27 26 111 110-120
39 30 29 177 150-180
105 56 56 622 >600
16 15 12 43 40-50
15 14 14 37 70-80
46 45 43 220 7 7 6 136 220
50 48 47 245 7 4 3 136 240-250
250 170 163 1905 97 89 82 1423 1400-1900
14 11 11 31 30-50
21 20 19 71 70-110
18 18 17 54 50-110
28 27 25 111 9 9 7 163 130-170
31 30 27 129 7 5 5 136 140-150
молодая, ясно прослеживается в виде уровня серых и розовых гранитов. Она выклинивается
примерно на уровне морен (тт. 1 и 2). Самая высокая береговая морена (т. 5) - кон-
солидированная, ясно выраженная, обрамляет не только ледники 242-245, но и ледник 246 и
несомненно является аналогом конечной морены (т. 3). Интересно, что на этом уровне за
береговым валом другой, более древней морены нет. Минимальный возраст скального
обрамления, судя по размеру лишайников, составляет около 1500 лет. Это свидетельствует о
том, что за последние минимум полтора тысячелетия ледник имел максимальные размеры в
начале прошлого века.
К сожалению, мы не имели возможности подробно исследовать отложения, расположенные
за пределами описанного моренного комплекса. Нам лишь удалось установить, что ниже
конечной морены (т. 3) на высоте 3200 м расположена еще одна полуразмытая гряда: размеры
лишайников на ней меньше, чем на более молодой (т. 3). Ниже этой гряды расположен
огромный каменный глетчер, который спускается до высоты около 3170 м. Систематических
работ на нем не проводилось, но замеры отдельных лишайников показывают, что его возраст
составляет минимум 1500 лет.
Ледник № 241 занимает соседний кар. Вдоль днища кара протягиваются моренные гряды,
сформированные присклоновыми ледничками. Валы содержат мертвый лед. Их поверхность
свежая, без лишайников. У задней стенки кара раньше находился еще один ледник (№ 240),
который сейчас исчез совершенно. На его месте, на высоте 3515 м, заметны следы небольшого
озера, которое снизу подпруживалось скальным ригелем, справа - мореной ледника № 241.
Уровень этого озера был на 1-2 м выше современного днища. Судя по размерам лишайников на
внешнем крае морены (т. 1) и на днище кара (т. 2), это озеро существовало 110-120 лет назад.
Видимо, оно питалось водами небольшого висячего ледничка, морены которого хорошо видны
на стенке кара. С внешней стороны кар резко обрывается вниз. Под этим обрывом имеются
следы конечных морен ледника, но из-за большой крутизны склона валы нестабильны и их
возраст определяется условно. Предположительно выделяется только стадия на высоте 3460 м
возрастом 150-180 лет (т. 3). По мере удаления от бровки кара возраст морен удревняется. На
высоте 3450 м он оценивается примерно в 600-700 лет (т. 4).
Ледники № 237 и 239 лежат в следующем, более низко расположенном каре левого борта
долины. Ледник № 237 находится значительно выше ледника № 239 и отделен от него скальным
ригелем. Ледник № 239 в момент нашего посещения 11.07.89 оканчивался на высоте 3532 м и
4 Геоморфология № 1
81
спускался в небольшое озерко, которое занимало часть зандра. В дистальной части этого
зандра, за озером, примерно в 150 м от конца языка, появляются первые лишайники сразу
довольно значительных размеров (т. 1). Морена, замыкающая эту часть зандра (т. 2), являлась
подпрудой для озера, которое в то время, т.е. 40-50 лет назад, было больше и занимало всю
верхнюю ступень рельефа. Молодая морена (т. 2) примыкает к более древней (т. 3, 4), лежащей
на ригеле и ограничивающей кар со стороны основной долины. Возраст этой стадии по
лишайникам определяется довольно надежно как середина XVIII в. Эта морена, в свою очередь,
налегает на полузадернованную (т. 5), минимальный возраст которой составляет около 2000
лет. Ниже расположены еще два вала, которые уже не могут быть датированы с помощью
лихенометрии.
Таким образом, очевидно, что ледники № 237-239 отделились от основного ледника в долине
примерно в первой половине I тысячелетия н.э. Отделение ледников № 240 и 241 произошло
около 600-700 л.н. Ледники № 242-246 существовали как единое целое до отделения ледника
№ 246 примерно 170 л.н.
Подробные данные о наступаниях ледника Аксай (№ 255 и 256) изложены в нашей работе
[11]. На предполье этого ледника визуально выделяется до 5-8 молодых незадернованных
валов, содержащих мертвый лед (рисунок, б). Однако многие из них не являются стадиальными
моренами, а обязаны своим происхождением термокарстовым процессам. По лихенометри-
ческим данным можно выделить 3-4 разновозрастных моренных генерации. Морены самой
молодой генерации начинаются в 40-50 м от конца ледника и простираются на 130-150 м вниз
по долине. Дистальная часть комплекса (т. 2) сформировалась, по-видимому, несколько раньше
проксимальной (т. 1), однако выделить отдельные стадии деградации ледника по следам в
рельефе невозможно. Сохранившийся фрагмент береговой морены (т. 3), судя по размерам
растущих на нем лишайников, также должен быть отнесен к этому комплексу, формирование
которого, наиболее вероятно, относится к началу XX в.
Морены второй возрастной генерации представлены мощным незадернованным валом,
который тянется вдоль правого борта долины и представляет собой хорошо выраженную мор-
фологически береговую морену (т. 4). На высоте около 3100 м на ригеле прослеживается фраг-
мент конечноморенного вала, который может быть отнесен к той же стадии наступания лед-
ника или к очень близкой по времени (т. 5). К сожалению, неясная морфология морен, в част-
ности, отсутствие видимого сочленения конечного и берегового валов, не позволяет решить
вопрос, относятся ли эти формы к одной стадии или к двум разным. Оценки возраста этих мо-
рен по кривым роста лишайников Aspicilia sp. и Rhizocarpon варьируют в пределах 130-170 лет.
Последняя моренная генерация, которая была охвачена лихенометрической съемкой,
состоит из двух полузадернованных фрагментов, частично перекрытых более молодым валом.
По правому борту долины на высоте около 3380 м сохранился фрагмент береговой морены
площадью в несколько десятков м2 (т. 6). Ниже по долине на втором ригеле на высоте 3000-
3600 м прослеживается конечная морена того же возраста (т. 7) - около 600-700 лет. Кроме
описанных морен, ниже системы ригелей, в долине имеются следы еще нескольких более
древних стадий наступания ледника, возраст которых выходит за пределы лихенометрического
датирования. Древние моренные валы прослеживаются до высоты около 2700 м.
Под системой древних ригелей на высоте 2750 м река пропиливает валунно-галечную толщу
несортированных отложений береговой морены. В этой толще на глубине около 1 м нами
обнаружена погребенная почва, радиоуглеродный анализ которой показал, что она имеет
возраст 1710 ± 240 лет (ИГАН-1030). К сожалению, замыкание расположенной на этом уровне
береговой морены в конечную неясно. Следы этой морены можно усмотреть в слабо
выраженном возвышении, расположенном примерно на 100 м вниз по течению реки. Однако
однозначно утверждать, что это действительно конечная морена, невозможно, поскольку на
всем протяжении днище долины р. Аксай, которая является активным селевым бассейном,
сильно эродировано, и ледниковые формы рельефа имеют плохую сохранность.
Ледники в долине р. Ноуруз. Примерно в 30 км к востоку от долины р. Ала-Арча на
северном макросклоне Киргизского хребта находится долина р. Ноуруз. В верхнем течении
р. Ноуруз расположено 9 ледников (№ 310-318) общей площадью 13,5 км2 [10] (рисунок, в).
Ближайшая к концу ледника 310 конечная морена в момент нашего посещения 5.8.91
находилась на расстоянии около 300 м от него. Этот вал сложен мертвым льдом и лишь сверху
слегка засыпан моренным материалом. Поверхность морены нестабильна и, вероятно,
постоянно нарушается термокарстовыми просадками. В пределах вала можно выделить следы
2-3 отдельных стадий, которые не слишком надежно, но все же датируются концом XIX -
началом XX, началом XIX, концом XVII - началом XVIII вв. (т. 1-3).
82
Следующий вал также не задернован и, видимо, несет в себе следы нескольких ледниковых
подвижек. Ориентировочно его возраст оценивается в 700-1200 лет (т. 4-8). Интересно, что и в
этой морене сохранилось ледяное ядро, о чем свидетельствуют выходы льда в ее обнажениях. В
целом оба вала составляют единый массив молодых морен со свежей нестабильной
поверхностью, которые отличаются от лежащих ниже полузадернованных и задернованных
морен. Ниже, в диапазоне высот 3620-3530 м, находится серия валов, минимальный возраст
которых, судя по размерам лишайников на них, - 1,5-2,0 тыс. лет (т. 8). За ними начинается
новая серия древних морен, которые тянутся на несколько километров вниз по долине и
заполняют весь ее верхний ярус. Три ближайшие находятся на высотах 3440-3400, 3300, 3100 м.
Максимальная депрессия конца ледника во II тысячелетии н.э. оценивается примерно в 180 м, в
I тысячелетии н.э. - в 270 м.
Ледник № 311 - самый крупный долинный ледник в бассейне р. Ноуруз. Конец ледника на
протяжении около 3 км забронирован моренным чехлом, который фактически представляет
собой каменный глетчер, что создавало определенные сложности для применения
лихенометрического метода. Однако поверхность каменного глетчера расчленяется на три
разновозрастных генерации (т. 1-3), которые, видимо, соответствуют наступаниям ледника в
первой половине XX, середине XIX вв. и примерно 500-600 лет назад.
Еще об одном этапе наступания ледника косвенно свидетельствуют данные радио-
углеродного анализа образца погребенной почвы, отобранного из-под фронта каменного
глетчера. Образец датировался по гуминовым кислотам. Возраст погребенной почвы оказался
равным 380 ± 30 лет (ИГАН-1387), тогда как перекрывающие почвенный горизонт морены,
судя по лихенометрическим данным, были отложены не позднее конца XV в., а возможно, и в
начале XIV в. Это говорит о том, что в начале XVII в. произошла подвижка каменного
глетчера, вероятнее всего, связанная с наступанием ледника. Разумеется, не исключено также,
что погребение почвы связано и с собственным движением каменного глетчера.
Морена конца I тыс. н.э. (т. 4) не примыкает к телу каменного глетчера, а отстоит от него на
100-150 м и представляет собой типичный напорный вал высотой до 40 м. Очевидно, что этот
вал формировался иначе, чем морены малого ледникового периода.
В момент нашего посещения на предполье ледника № 315 мы обнаружили несколько
молодых морен, первая из которых примыкала непосредственно к концу ледника и была
образована, вероятно, в течение последних 10-20 лет. Следующая морена удалена от ледника
на расстояние около 100 м и, так же как и предыдущая, не может быть датирована из-за
отсутствия на ее поверхности лишайников. На следующей конечной морене лишайники уже
обильны. В пределах одного уровня в интервале высот 3650-3680 м здесь выделяются следы по
крайней мере двух стадий возрастом около 30-50 и 80-120 лет (т. 1-2). За этой мореной на
высоте примерно 100 м над дном долины расположена плоская площадка (т. 3) шириной около
10 м. Возраст этой площадки, т.е. периферии всего вала, - около 260 лет.
Следующий моренный вал (т. 4) отделен от предыдущего и расположен на высоте 3630 м.
Его возраст - около 470-500 лет. По периферии этой морены расположен невысокий
незадернованный вал (т. 5) на высоте около 3600 м. Его возраст - около 700-900 лет. Эта
морена (т. 6) налегает на выровненную полузадернованную поверхность морены явно более
древнего облика: она покрыта куртинами мха и подушечниками. Ее внешний склон круто
обрывается в долину 300-метровым уступом. Минимальная оценка возраста - около 1300 лет. В
нынешнем тысячелетии ледник занимал наиболее низкое положение, примерно на 100 м ниже
современного, около 400 л.н. и, возможно, в начале тысячелетия. В I тысячелетии н.э. конец
ледника был на 200 м ниже современного.
Западный Тянь-Шань. Долина р. Сайрамсу. В долине Сайрамсу изучен моренный комплекс
карового ледника № 85 площадью около 0,2-0,3 км2, конец которого расположен на высоте
около 3060 м (т. 4), и пустой кар на высоте 2870-2930 м (рисунок, г).
Ледник № 85 обрамляет моренный комплекс, который, судя по размерам лишайников,
формировался в течение всего малого ледникового периода, и морена проецировалась на дно
долины по мере отступания ледника. Внутренний вал конечной морены (т. 1), на высоте 2980 м,
имеет возраст примерно 180 лет, тогда как дистальная часть того же самого вала
(т 1) на высоте 2950 м, по нашим оценкам, сформировалась около 340 л.н. Из этого следует,
что во время второй стадии наступания последнего тысячелетия ледник не покидал пределов
своего кара. На следующей высотной ступени (2870-2930 м) исследован пустой кар,
освободившийся ото льда, по нашим оценкам, около 800 л.н. В каре, расположенном на более
низкой высотной ступени, ледник исчез значительно раньше - более 700 л.н.
Угамский хребет. Долина р. Анаульген. Турпакбель Нижний № 196 - каровый ледник
4* 83
восток-юго-восточной экспозиции, занимающий диапазон высот 3260-3640 (рисунок, д).
Подробно его история освещена в работе [12]. В целом, судя по инструментальным
наблюдениям за концом ледника, с 1929 по 1986 гг. он отступил на 57 м по вертикали и на 228 м
по горизонтали. Вблизи ледника (до 200 м от фронта) обнаружено шесть небольших, неясно
выраженных конечноморенных валов, которые маркируют задержки в отступании ледника в
XX в. Ниже, за небольшим перегибом рельефа расположена морена высотой до 10 м, которая,
видимо, была описана Б.А. Федченко в конце прошлого века. К сожалению, все эти морены
почти лишены корковых лишайников и не могут быть датированы с помощью лихенометрии.
На более древних моренах, где лишайники появляются в большом количестве, они, видимо,
отличаются по своему видовому составу и скоростям роста от лишайников в других долинах на
периферии Тянь-Шаня, поэтому оценки возраста поверхностей имеют в этом случае сугубо
предположительный характер.
Конечная морена, расположенная на высоте около 3100 м, имеет незадернованный
внутренний склон и внешний, покрытый растительностью. Судя по размерам лишайников,
возраст полузадернованной проксимальной и задернованной дистальной частей этого вала
различается на несколько столетий, что свидетельствует, по-видимому, о том, что ледник
довольно долгое время находился в положении, маркируемом этим валом. Ниже этой морены
расположен зандровый торфяник, который, судя по результатам радиоуглеродного датиро-
вания, имеет возраст 1020 ± 70 лет (ИГАН-1038). Таким образом, можно утверждать, что лед-
ник Турпакбель Нижний на протяжении обеих фаз наступания в нынешнем тысячелетии зани-
мал практически одно и то же положение, спускаясь примерно на 160-170 м ниже, чем сейчас.
Пскемский хребет. Ледники в долине Баркрак. На северо-западном макросклоне Пскем-
ского хребта в верховьях р. Баркрак расположено четыре ледника № 52-55 [13] общей пло-
щадью 5,1 км2 (рисунок, е). Лихенометрическая съемка проводилась на моренном комплексе
ледников № 54 и 55. К современным концам обоих ледников примыкают обширные каменные
глетчеры. Судя по крутизне фронтальных частей, оба глетчера являются активными. Размеры
лишайников на их поверхности (т. 1, 2), свидетельствующие о том, что каменный субстрат
начал осваиваться сравнительно недавно, в начале нынешнего столетия, вряд ли отражают
реальный возраст этих образований. Вероятнее всего, они маркируют время относительной
стабилизации этих поверхностей. Каменный глетчер ледника № 55 состоит из двух разно-
возрастных фрагментов, расположенных на разных высотах и изолированных друг от друга
скальной ступенью древнего ригеля, на которой обнаружена задернованная конечная морена
возрастом около 650 лет (т. 4). Расположенный под ригелем фоссильный каменный глетчер (т.
5), вероятнее всего, уже не содержит мертвого льда. Образование его мы связываем с
отступанием ледника, во время которого нижняя часть языка по мере таяния льда и понижения
уровня поверхности оказалась под ригелем и, потеряв связь с ледником, была забронирована
собственным моренным материалом. Поверхность этого фоссильного глетчера заселена
лишайниками, судя по размерам которых, ее образование относится примерно к началу
нынешнего - концу прошлого тысячелетия. Лихенометрическая оценка возраста общей
береговой морены ледников № 54 и 55 (т. 6, 7), которая прослеживается вдоль южного борта
долины в интервале высот от 3180 до 3430 м, дает примерно тот же результат.
На высоте 3300 м был изучен зандровый торфяник, расположенный под упоминавшися
выше скальным ригелем внутри контура общей береговой морены сливавшихся ледников № 54
и 55. Судя по местоположению этого торфяника, он мог образоваться только после распада
единого некогда ледника. Возраст базального горизонта торфа оказался равным 1030 ± 35 лет
(ИГАН-1378), что свидетельствует о том, что лихенометрические оценки возраста береговой
морены и каменного глетчера, возможно, несколько занижены, но в целом весьма
правдоподобны. Таким образом, ледник № 55 занимал наиболее низкую позицию в нынешнем
тысячелетии примерно 650 л.н., опускаясь на 1,00 м ниже своего современного положения. Во
время предыдущей стадии наступания, не позднее конца I тысячелетия н.э., депрессия его конца,
по сравнению с современностью, составляла не менее 300 м.
Обсуждение результатов
В результате лихенометрического датирования морен и радиоуглеродного датирования
торфяников нам удалось, установить, что на протяжении двух последних тысячелетий ледники
Северного и Западного Тянь-Шаня неоднократно наступали. Наиболее часто встречаются
морены, образовавшиеся 30-50 лет назад, а также начала XX, конца, середины и начала XIX,
XVI-XVIII вв. Кроме того, обнаружены стадиальные морены, сформировавшиеся около 500-
84
700 (900) л.н. и с минимальным возрастом 1500-2000 лет. Первая дата относится к самым
молодым моренам, которые образовались в результате кратковременных подвижек или
стационирования ледников, имевших место на общем фоне их отступания в XX в. Эти события
для многих ледников зафиксированы документально. Первые два десятилетия нынешнего века
известны как период стационарного состояния или даже наступания многих ледников
Северного и Западного Тянь-Шаня после периода отступания (см. например, [14]). Конец XIX в.
в целом характеризуется как период деградации оледенения. Так. сравнивая условия
путешествия Б.А. Федченко в 1897 г. [4] с состоянием ледников и снежного покрова в 1903 г.,
О.А. Шкапский [15] пришел к выводу о том, что они существенно изменились: увеличилось
количество снега, возросла продолжительность его залегания, расширились площади
некоторых ледников. Наблюдения за положением снеговой границы на северном склоне
Заилийского Алатау, которые ведутся с 1879 г., показывают, что наиболее низко она была
расположена в 1901 и 1907 гг. [16]. Еще более низкое ее положение отмечал П.П. Семенов-Тян-
Шанский в 1857 г. Соответствующая фаза наступания ледников известна для Внутреннего Тянь-
Шаня [13]. В этот период - в середине и начале прошлого века - наступали ледники в
большинстве горно-ледниковых районов мира (см., например, [9]). Как видно из таблицы,
указанное наступание характерно для большинства изученных нами ледников. По данным
дендрохронологии, на Северном Тянь-Шане периоды, благоприятные для оледенения,
охватывают конец XVIII - начало XIX вв., 1830, 1850, 1910-е гг. [18], т.е. относятся к тем же
временным интервалам, что и реконструированные в данной работе на основе лихенометрии
морен. Таким образом, косвенно подтверждается совпадение лихенометрических датировок
морен с другими данными о наступании ледников, по крайней мере, для последних двух
столетий. Более ранние наступания, относящиеся к XVI-XVIII вв., также известны на Тянь-
Шане [1], однако, других, кроме лихенометрических датировок, подтверждений возраста этих
наступаний мы не имеем.
Специальных комментариев требуют датировки морен, относящихся, судя по лихенометрии,
к рубежу I и II тысячелетий нашей эры, поскольку они уже не укладываются в рамки малого
ледникового периода, а частично попадают на средневековый климатический оптимум,
установленный ранее для Тянь-Шаня на основе радиоуглеродного, пыльцевого, лихеномет-
рического анализов и археологических данных (см., например, [1]). По-видимому, трудно
считать случайными и две радиоуглеродные даты базальных горизонтов торфяников,
расположенных за моренами малого ледникового периода в долинах Баркрак и Турпакбель,
которые, видимо, отражают теплые влажные условия, существовавшие около тысячи лет назад
и способствовавшие образованию торфа, что скорее свидетельствует об остановках, неблаго-
приятных для оледенения. Вопрос усложняется тем, что в этом временном диапазоне ошибка
лихенометрического датирования существенно возрастает, и при отсутствии независимого
контроля можно усомниться в его правильности. Другое возможное объяснение состоит в том,
что восстанавливаемые нами колебания ледников и климата имеют частоту, превосходящую
разрешающую способность наших методов.
Следует также отметить, что на Северном и Западном Тянь-Шане, в отличие от Внут-
реннего [1], разновозрастные генерации морен разобщены в пространстве, тогда как во
внутренних районах они более сближены между собой и образуют единые комплексы. Это
свидетельствует о существенно больших амплитудах колебаний ледников в периферийных
районах, где маленькие ледники увеличивались по площади в несколько раз, в то время как
площади крупных ледников внутренних областей Тань-Шаня превышали современные не
более, чем на 10-20%. Вероятно, объем ледников континентальных областей увеличивался
преимущественно не за счет расширения площадей, а благодаря увеличению мощности
ледников.
Выводы
I. Периоды наступания ледников на Северном и Западном Тянь-Шане, по нашим оценкам,
имели место в середине и в начале XX в., в конце, середине и начале XIX в., в XVI-XVIII вв.
Кроме того, обнаружены стадиальные морены, образовавшиеся около 500-700 (900) л.н. и с
минимальным возрастом в 1500-2000 лет, однако разные ледники имеют неодинаковый набор
стадий. Практически у всех исследованных ледников морены нынешнего тысячелетия содержат
мертвый лед и являются незадернованными.
2. Размеры ледников Северного и Западного Тянь-Шаня за последние 2000 лет в целом
сократились. 400-150 л.н. концы ледников в среднем были ниже, чем сейчас, на 50-100 м.
85
Около 2000 л.н. они опускались и на 110-120 м по сравнению с современным положением.
Колебания крупных ледников обладали ббльшим размахом, понижение концов ледников
составляло до 200-250 м для стадии 400-150 л.н. и 300-350 м для стадии около 2000 л.н. На
Северном и Западном Тянь-Шане, в отличие от Внутреннего [1], разновозрастные генерации
морен разобщены в пространстве, тогда как во внутренних районах они более сближены между
собой и образуют единые комплексы. Это свидетельствует о существенно больших амплитудах
колебаний ледников в периферийных районах, где маленькие ледники увеличивались по
площади в несколько раз, в то время как площади крупных ледников внутренних областей
Тянь-Шаня превышали современные не более, чем на 10-20%. Вероятно, объем ледников
континентальных областей увеличивался преимущественно не за счет расширения площадей, а
благодаря увеличению мощности ледников.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Морены - источник гляциологической информации. М.: Наука, 1989. 240 с.
2. Венюков М.И. Очерки Заилийского края и Причуйской страны // Изв. Русск. Геогр. об-ва. Кн. 4. СПб..
1861. С. 35-61.
3. Лангваген В.В. Ледники хребтов Александровского, Заилийского и Кунгей Алатау // Изв. Ими. Русск.
Геогр. об-ва. Кн. 48. СПб., 1907. С. 43-64.
4. Федченко Б.А. Поездка в Западный Тянь-Шань для изучения ледников Таласского Алатау // Изв.
Импер. Русск. Геогр. об-ва. Кн. 34. СПб., 1898. С. 403-423.
5. Корженевский Н.Л. Некоторые результаты физико-географических наблюдений в средней
части Александровского хребта в 1932 г. // Материалы по гидрологии Узбекистана. В. 15. 1933. С. 67-79.
6. Сельскохозяйственное обозрение Семиреченской области на 1914 г. В. 3. Верный, 1915. С. 96-98.
7. Айзин В.Б. Оледенение и его эволюция в периферийных хребтах Северного Тянь-Шаня (на примере
бассейна р. Ала-Арча): Автореферат... дис. канд. геогр. наук. М., 1988. 24 с.
8. Максимов Е.В. Ледниковое прошлое хребта Киргизский Алатау. Л.: Изд-во ЛГУ, 1980. 184 с.
9. Шнитников А.В. Изменчивость общей увлажненности материков северного полушария // Зап. ГО
СССР. Т. 16. Нов. сер. М. Л.: Изд-во АН СССР, 1957. 377 с.
10. Каталог ледников СССР. Т. 14. Вып. 2. Ч. 2. Л.: Гидрометеоиздат, 1973. 71 с.
11. Solomina O.N., Savoskul O.S., Cherkinskiy А.Е. Glacier variatrions and mudflow activity in Aksay valley (Kirgiz
Ridge) in the Late Holocene Time // Holocene. 1994. V. 4. № 1. P. 25-31.
12. Соломина O.H., Савоскул ОС. Динамика ледника Турпакбель Нижний в голоцене и история оледенения
Тянь-Шаня Ц Материалы гляциол. исслед. М.: 1993. В. 76. С. 47-53.
13. Каталог ледников СССР. Т. 14. В. 2, ч. 1. Л.: Гидрометеоиздат, 1968. 40 с.
14. Мушкетов Д. Ледниковая область восточной Ферганы // Изв. Импер. Русск. Геогр. об-ва. Кн. 48.
В. 1-5. СПб., 1907. С. 281-313.
15. Шкапский О.А. Две поездки в горы Ташкентского уезда И Изв. Импер. Русск. Геогр. об-ва. Кн. 42. СПб,
1907. С. 1-37.
16. Пальгов Н.Н. Основные метеорологические условия, фирновая линия и абляция в прошлой жизни
Центрального Туюксуйского ледника в Заилийском Алатау // Материалы гляциол. исслед. Хроника,
обсуждения. М., 1968. Вып. 14. С.82-90.
17. Семенов П.П. Первая поездка на Тянь-Шань, или небесный хребет // Вестн. РГО. СПб.. 1858. С. 1-24.
18. Соломина О.Н., Айзин В.Б. Реконструкция метеорологических показателей северного склона
Киргизского хребта по дендрохронологическим данным // Материалы гляциол. исслед. М.: 1993. В. 77.
С. 105-111.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
09.03.94
86
УДК 630.116.2
© 1997 г. В.Г. ШАТАЛОВ
ЭРОЗИОННО-АККУМУЛЯТИВНЫЕ ПРОЦЕССЫ НА ПОЙМАХ
РАВНИННЫХ РЕК
(на примере бассейна Дона)
На примере равнинных рек бассейна Дона рассматриваются особенности эрозионно-
аккумулятивных процессов на пойме в связи со специфической ролью лесной растительности.
Дон - вторая по величине река Европейской части России. Ее бассейн занимает центральную
часть южной половины Русской равнины и имеет свыше 13 тыс. водотоков общей
протяженностью около 90 тыс. км. Преобладает свободное меандрирование (54%), значительно
меньше развито ограниченное меандрирование (21%).
Поймы рек периодически затапливаются полыми водами на разную высоту. Взаимодействие
руслового и пойменных потоков создает особые условия для эрозионных процессов, транспорта
твердого стока, его кольматации и аккумуляции. Сложность этих процессов, их пестрота и
мозаичность отмечались многими исследователями [1-3]. При этом не всегда учитывалась
противоэрозионная, берегозащитная, аккумулирующая роль пойменных лесов, создающих
специфическую шероховатость поверхности.
Основной вид эрозии на пойме - смыв и размыв почвы. Эти явления наблюдаются, как
правило, на участках подмыва вогнутых берегов русла, достигающих значительных размеров
при направлении основного водного потока к контуру берега под углом, близким к 90°.
Наиболее подвержены эрозии прирусловые песчаные и супесчаные наносы и почвы. Поток
воды устремляется из русла в пойму, разрушая берег русла и поверхность поймы, которая
может размываться до погребенных суглинистых горизонтов на глубину до 2 м.
При концентрированных потоках такие размывы распространяются вглубь поймы на
расстояние до 100 м. Песчаные наносы в прирусловой части поймы подвергаются вторичному
разрушению и переносятся далее, погребая плодородные почвы центральной поймы.
В наиболее резкой форме выражены эрозионные процессы на изгибах берегов, где иногда
формируются протоки. На прямолинейных участках берегов они выражены слабо. Наиболее
интенсивно эрозионные процессы протекают в годы с повышенным уровнем половодья (менее
10% обеспеченности).
Защитная роль пойменных лесных насаждений в предотвращении эрозионных процессов
сводится к уменьшению скорости потока, протекающего по пойме. Древесная и кустарниковая
растительность резко увеличивает коэффициент шероховатости поймы (по Базену), который в
русле Дона составляет 1-1,5, а в покрытой лесом пойме - 4-5,5. По наблюдениям Сера-
фимовичской гидрометеорологической станции в 1963 г. скорость течения Дона в русле была
1,31-1,75 м/с, а на залесенной пойме - 0,05-0,15 м/с, т.е. в 10-26 раз меньше, что ниже величины
размывающей скорости. На смежных незалесенных участках поймы Дона отмечаются
размывы даже задернованной поверхности.
При концентрации пойменных потоков по водонаправляющим ложбинам и неравномерной
густоте спелых насаждений крупные стволы, пни и даже корневая система древесных пород не
могут предотвратить поверхностный размыв, напротив, создавая завихрения в водном потоке,
усиливают его. В результате образуются большие промоины у корней и водороины у
единичных крупных стволов и пней. Такие явления имеют место в годы с высоким половодьем
на прирусловой пойме. По нашим наблюдениям, густой подлесок может предотвратить
поверхностный размыв в пойме и способствовать усиленному кольматажу песчаных наносов
илами. Эту роль хорошо выполняют густые заросли кустарниковых ив.
Большое количество песчаных наносов поступает на пойму из русла реки, от разрушения
бугристой прирусловой поймы и размыва берегов, особенно коренного левого песчаного
берега, являющегося одним из основных источников поступления песка в русловой поток.
Кольматирующая роль пойменных лесонасаждений заключается в аккумуляции твердого стока
в период прохождения полых вод. Прирусловой лес является своеобразным фильтром,
осаждающим из водного потока продукты его эрозионной деятельности. Механическое
воздействие древесной и кустарниковой растительности при этом выражается в снижении
скорости водного потока, в результате чего происходит уменьшение массы транспортируемых
наносов. Согласно закону Эри, при снижении скорости воды в 2 раза грузоподъемная сила
87
потока уменьшается в 64 раза. Кольматирующее влияние прируслового леса особенно хорошо
видно при сравнении нивелирных профилей, заложенных в одинаковых гидрологических
условиях на луговой и лесной поймах. За счет аккумуляции твердого стока высота участков
поймы, занятых лесными насаждениями, всегда намного больше, чем высота безлесных
участков [4].
Проявление кольматирующей способности прирусловых лесов зависит от целого ряда
факторов - высоты половодья, источника поступления основной массы наносов, угла подхода
течения к контуру берега, литологии берегового откоса, лесоводственно-биологических
свойств насаждений. Наиболее велика кольматирующая роль леса в годы с высокими
половодьями, характеризующиеся и бурными эрозионными процессами. В максимальный
паводок на Дону в 1963 г. мощность годичных отложений в прирусловом дубово-ясеневом
насаждении при полноте 0,7-0,8 и слабом развитии подлеска составила 0.5-1 м, а в годы со
средним половодьем (1964, 1969) не превышала нескольких сантиметров.
Следует различать три основных источника поступления песчаных наносов в прирусловую
пойму: 1) подмываемый рекой коренной берег, сложенный песками (надпойменные террасы);
2) размываемые вогнутые берега русла и поверхность слоисто-супесчаной прирусловой поймы
в излучинах рек: 3) выносы из впадающих в долину балок и притоков.
На участках поймы, расположенных ближе к источникам песчаных наносов (вниз по
течению), где отмечается наибольшая мощность отложений, прирусловые леса задерживают
основную массу наносов.
Из лесоводственно-биологических показателей насаждений решающее влияние на их
кольматирующую способность оказывают густота, средний диаметр деревьев, наличие
подлеска, подроста, их размещение с учетом микрорельефа. В результате обследования
больших отрезков берегов Дона, Хопра, Вороны, Битюга и других рек Донского бассейна
установлено, что лучше всего кольматирующую функцию выполняют густые заросли
прирусловых молодняков из ив, тополей, вяза с примесью клена, жимолости, крушины и
шиповника. Эти породы хорошо переносят засыпание стволов песчаными отложениями на
разную высоту. На погребенной части стволов в первое же лето образуются корни, которые
равномерно распределяются на всей площади занятой насаждениями, и хорошо задерживают
наносы. Так, при средней густоте ивняка 35-40 побегов на 1 м2 в прирусловой пойме Дона
мощность отложений за 1963 г. составила 1-1,5 м. Вся толща наносов пронизана вновь
образовавшимися корнями. При постоянном накоплении наносов в насаждениях образуются
новые ярусы корней, скрепляющих наносы. Из древесных пород успешно переносят засыпание
комлевой части стволов тополь, ветла, вяз, дуб, ясень. При размыве и повреждении корневой
системы тополей они дают обильную поросль в виде густой щетки. Это в первую очередь
относится к тополям белому и серому, которые должны получить наибольшее распространение
в прирусловых насаждениях.
.Если подлесок или молодые заросли имеют неравномерную густоту, песчаные отложения
образуются в виде бугров, грив или шлейфов, которые протягиваются вглубь леса.
Старовозрастные насаждения без подроста и подлеска, с редким размещением деревьев с
большим диаметром стволов обладают более низкой кольматирующей способностью, однако
иногда и они могут предотвратить эрозию в прирусловой пойме.
Наибольшая дальность отложения грубых песчаных наносов характерна для участков
вогнутых берегов, при углах подхода водного потока >45°. На больших реках (Дон, Хопер) она
составляет 500-600 м. На участках берегов с прямолинейным направлением русла кольматаж
песчаных наносов наблюдается в прирусловых насаждениях на расстоянии от 10 до 50 м от
берега. На петлеобразных излучинах отложение песка происходит по всему пойменному
сегменту, так как пойменный поток устремляется через шейку меандра.
В зоне выпуклого берега аккумуляция песка происходит иногда и без непосредственного
участия лесной растительности. Поселяющаяся здесь естественным или искусственным путем
лесная растительность (ивы, тополя) закрепляет намытый песок, защищает его от дефляции и
смыва в русло. Растительность способствует формированию на пляжах и косах нового
прируслового вала в среднем за 10-15 лет (например, на среднем Дону).
В своеобразных гидрологических условиях - при формировании спрямляющих проток-
прирусловые насаждения не всегда могут предотвратить концентрированный размыв при-
русловой поймы и размыв берегов. В 1953 г. ледоход на Дону проходил при сравнительно
высоком уровне половодья. В условиях большого подпора, создаваемого крутой излучиной
Дона ниже с. Александровка Донская, вода со льдом разрушила прирусловую пойму и
устремилась в верховье оз. Тахтарка. Деревья с диаметром ствола 24 см ломались под напором
88
льдин, выворачивались с корнем, в результате чего образовался большой завал. Весной 1963 г.
на этом участке сформировалась протока длиной 400 м, шириной у русла Дона до 200 м и
глубиной 3-5 м. После спада полых вод в протоке остались продолговатые озера, заполненные
водой. В таких условиях древесная растительность не может оказать эффективное влияние на
эрозионные процессы. Для предотвращения размывов берегов в таких случаях необходимо
строительство гидротехнических сооружений. Прорывы излучин и образование рукавов
связаны главным образом с изменениями гидравлических параметров потока. Как показывают
наблюдения, густые насаждения из кустарниковых пород, расположенные по тальвегу
протоков, не повреждаются льдом и лучше противостоят размыву.
Деформация речных берегов зависит от множества факторов и условий: порядка реки,
удаленности от потока, величины руслоформирующего расхода, типа руслового процесса,
высоты и строения руслового откоса. По очертанию в плане и характеру деформации пред-
лагается выделять 3 типа берегов: 1) вогнутый размываемый; 2) выпуклый намываемый;
3) прямолинейный. По характеру вертикального профиля берегового откоса выделяются
обрывистые, пологие и ступенчатые берега.
В прямой зависимости от этих типов берегов находится рельеф прирусловой поймы.
К вогнутым размываемым берегам обычно примыкает пойма с волнистым рельефом; под
лесом или кустарниками он бывает чаще бугристым, слабоволнистым. К выпуклым на-
мываемым берегам примыкает серия прирусловых валов, расположенных веерообразно,
параллельно руслу реки. Между валами остаются замкнутые или проточные ложбины с
незначительным превышением дна над меженью, иногда круглый год заполненные водой. При
прямолинейных берегах прирусловая пойма характеризуется выровненным рельефом, иногда
слабоволнистым, и наличием одного, реже двух прирусловых валов.
Процесс подмыва берегов наблюдается постоянно - и в половодье, и в межень. Подмытые
нависшие глыбы грунта не удерживаются силами сцепления и обваливаются в русло. Наиболее
интенсивен процесс эрозии весной, когда весь русловый откос затоплен, грунт полностью
насыщен водой, сцепление грунта уменьшено, а скорость и центробежная сила потока
увеличены до максимума. В межень подмыву берега способствуют волны высотой до 0,5-1 м,
образующиеся на реках при прохождении скоростных пассажирских судов и моторных лодок.
Наиболее ощутимый вред они приносят на малых реках, если берега, бечевник и пляжи не
защищены травянистой и древесно-кустарниковой растительностью.
Степень размыва берегов зависит от геологического строения и угла подхода водного
потока к размываемому берегу. В одинаковых гидрологических условиях берега русла,
сложенные слоистыми песками или пылеватыми супесями, размываются значительно быстрее,
чем русловые откосы из илистого суглинка или глины. Наибольший размыв происходит при
подходе водного потока к подмываемому участку берега под углом близким к 90°. При углах
подхода <10° эрозия меженных берегов почти полностью отсутствует, заменяясь аккумуляцией
твердого стока. Таким образом, наиболее ярко выражена боковая эрозия на вогнутых
подмываемых берегах 1 -го типа.
Берегозащитная роль леса состоит прежде всего в укреплении почвогрунта корневой
системой. Кроме того, своей надземной частью (стволы, побеги, ветви) деревья и особенно
кустарники оказывают существенное волноломное воздействие, снижая до минимума
эрозионную силу потока. Об этом убедительно свидетельствуют выпуклости, обычно наблю-
даемые на берегах в пределах однородного морфологического строения там, где произрастает
группа кустарников или деревьев. Отмытые корни древесно-кустарниковых пород механически
отражают воздействие водного потока и предохраняют откос руслового берега от повреждения
льдом. Поваленные стволы небольшого диаметра (до 10-15 см) с корнями, лежащие на
бечевнике вдоль руслового откоса, особенно с обильной порослью (ветла, тополь) хорошо
противодействуют как механический щит размыву берега.
Наилучшим образом берегозащитную роль выполняют кустарники. Так заросли ив по
бечевнику или откосу берега полностью исключают эрозию. Участки берега, русловой откос
которых сплошь покрыт кустарниковыми ивами, в плане резко выступают в сторону русла.
Мощность годичных отложений в густых зарослях кустарниковых ив при крутизне откоса 30-
45° иногда достигает 30 см. Кроме того, кустарниковые ивы сравнительно хорошо переносят
повреждения льдом, длительное затопление и засыпание песком.
Крупные деревья, произрастающие на подмываемых берегах 2-го типа на крупных реках
(Дон, Хопер), оказывают отрицательное воздействие на устойчивость берега. При подмывании
берега эти деревья вследствие своей тяжести и раскачивания ветром падают в реку,
выворачивая при этом большие глыбы грунта, что приводит к засорению русла. Отрицательное
89
влияние крупных деревьев на подмываемый берег в значительной степени можно ослабить
своевременной их вырубкой в предполагаемой зоне скалывания.
Разрушительные процессы наблюдаются при подмывании высоких крутых берегов, где
корневая система находится намного выше меженного уровня реки. На низких берегах, где
корневая система древесных пород смыкается с уровнем грунтовых вод (реки Битюг, Тихая
Сосна, Сейм и др.), крупные деревья оказываются устойчивыми, их корневая система густо
оплетает и армирует русловый откос, и они надежно защищают берег от разрушения. Наилуч-
шими породами в этом отношении являются ольха черная и ветла.
Несколько иная роль прирусловых насаждений на выпуклых берегах 2-го типа. В половодье
здесь преобладают процессы кольматажа, т.е. осаждения и накопления твердого стока
преимущественно легкого механического состава, транспортируемого водным потоком.
В меженный период прирусловые насаждения закрепляют песчаные наносы, защищая их от
дефляции, а в паводок предотвращают их смыв в русло, и кроме того оказывают определенное
влияние на русловые процессы. Такие насаждения могут состоять из древесных пород с густым
подлеском, а их опушка - из кустарников. Молодые посадки ив снижают скорость течения реки
вдоль берега в 3-5 раз и защищают на некотором расстоянии нижерасположенные участки
берегов. В меженный период существенную защитную роль на бечевниках берегов и в нижней
части русловых откосов играет и травянистая растительность (тростники), выносящая затоп-
ление в течение всего вегетационного периода.
Изучение особенностей залесенных и безлесных речных пойм позволяет обоснованно
рекомендовать систему лесных насаждений для регулирования и управления эрозионными
процессами [5].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Барышников Н.Б. Морфология, гидрология и гидравлика пойм. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 280 с.
2. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ. 1979. 234 с.
3. Чернов А.В. Геоморфология пойм равнинных рек. М.: Изд-во МГУ. 1983. 198 с.
4. Шаталов В.Г. Прирусловые леса ЦЧО. Воронеж. 1975. 120 с.
5. Шаталов В.Г. Рекомендации по созданию защитных лесных насаждений в долинах рек. М.: Сельхозгиз.
1984.27 с.
Воронежская лесотехническая академия
Поступила в редакцию
15.05.95
RIVERINE FORESTS AND PROCESSES OF EROSION AND ALLUVIATION
V.G. SHATALOV
Summary
Forests growing on the plain rivers floodplains deeply influence erosion and sedimentation. They control erosion
and protect the banks. The riverine forests impact on the erosion and alluviation processes is discussed with reference to
various types of banks: concave, eroded, convex bulit-up, and rectilinear ones. The paper discusses different tree
species, as well as differences in the age and density of growth. Consideration of all those data would permit to choose
right species, as well as correct system of planting, and thus to regulate and control erosion and alluviation in each
individual case.
90
УДК 551.435.84 (234.37)
© 1997 г. Л. ЯКУЧ, Г. МЕЗЁШИ
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГИПСОВЫХ ПЕЩЕР ПОДОЛИИ
Пещеры, формирующиеся в области развития гипсового карста Подолии, представляют, по
мнению авторов, уникальный генетический тип [1,2]. Наиболее дискуссионными вопросами их
образования являются два: динамика гипсоносного массива и генезис феномена типа "слоеный
пирог". Полученные авторами новые материалы по этим вопросам и составляют содержание
предлагаемой статьи.
О роли тектоники в образовании пещер области развития подольского гипсового карста.
Наши предшественники отдавали предпочтение тектоническому фактору - интенсивному
трещинообразованию - в развитии гипсовых пещер региона и отводили подчиненную роль
процессам водного растворения [3-9]. Результаты детального изучения планового рисунка
пещер (рис. 1) показывают значительную плотность систем контролирующих их трещин.
Однако анализ тектонического развития Подольской платформы приводит к выводу о том, что
в процессе длительного развития с раннего палеозоя (силура) до среднего миоцена регион был
значительно консолидирован и испытывал преимущественно медленные энейрогенические
поднятия и опускания небольшой амплитуды. В среднем миоцене Подольская платформа,
выраженная в рельефе в виде обширной континентальной равнины, испытала опускание на
несколько десятков метров, трансгрессию мелководного тортонского моря и отложение
лагунных, включающих гипсоносные, толщ. В конце миоцена произошло медленное поднятие
равнины, и она достигла абс. высот 250-300 м. В плейстоцене равнинный рельеф был покрыт
лёссовой (перигляциальной) толщей и расчленен долинами рек. При этом тектонические и
эрозионные процессы сколько-нибудь существенно не нарушили монолитность центральной
части крупного Подольского гипсового массива; система трещин заложилась, но блокооб-
разования не произошло.
О генезисе карстового образования типа "слоеный пирог". Характерной чертой гипсового
карста Подолии является высокая плотность лабиринтов подземных полостей - сильная
раздробленность (нарушенность) гипсовой тоцщи. Последняя расчленена многочисленными,
главным образом вертикальными, местами косыми полостями, однако вертикальных смещений
гипсовых блоков нигде не отмечается.
Дезинтеграция блоков гипсовой толщи определялась ориентировкой речных долин, врезан-
ных в карстующуюся гипсоносную тортонскую свиту. Приведем результаты наших исследо-
ваний ряда пещер.
В пещере "Кристальная" общая длина пустот составляет 22 км, а средняя ширина ходов
около 1,5 м. Об интенсивности карстообразования можно судить по следующим цифрам: весь
лабиринт ходов занимает площадь 130 000 м2 (рис. 2). Если площадь основания ходов (22 000 х
х 1,5 = 33 000 м2) сопоставить с территорией, вмещающей ходы, получается, что объем пустот,
проектируемый на горизонтальную плоскость, составит 25,4% площади. Обращает на себя
внимание большая плотность лабиринтовых сетей. На Земле нет подобной системы
известняковых пещер, с хотя бы сходными соотношениями объема пустот и горных пород.
Пещера "Кристальная" не является уникальной в Подольском районе гипсового карста. Так,
лабиринт ходов пещеры "Озерная" длиной 107 км расположен в массе пород площадью
760 000м2 (0,76 км2). Если за среднюю ширину коридоров взять 2 м, то площадь пустот
пещерной сети составит 214 000 м2, т.е. площадь полостей достигает 28% внутри слоя
карстующихся пород; 72% площади занимают гипсовые столбы, разделяющие пустоты.
Горизонтальная пустотность в пещере "Озерная" - 20%, а величина, определенная для всей в
настоящее время известной системы, - 28%.
В пещере "Оптимистическая" общей длиной 178 км плотность пустот порядка 11,5%. Ради
сравнения отметим, что в пещере "Палвельди" (Венгрия) с известной высокой плотностью
лабиринтовых ходов последняя ни в одном из ярусов не достигает 4%.
Так как трещины не встречены ни в пластах, подстилающих гипсовую толщу, ни в ее кровле,
лабиринт ходов не мог образоваться за счет напряжений, возникших в ложе карстующихся
пород или сдвигов, распространившихся оттуда, и является результатом собственного движения
гипсовой толщи, заключенной между пластами. Здесь мы сталкиваемся со специфической
формой спелеогенетики: с латеральным движением гипсовой толщи, заключенной между
пластами. Дело в том, что мягкая и относительно пластичная гипсовая "лепешка" под толщей
91
Рис. 1. План первого отрезка пещеры "Оптимистическая" и системы тектонической трещиноватости
Рис. 2. План пещеры "Кристальная"
наслоившихся на нее пород выдавливается в сторону речных долин, врезанных в гипсовую
толщу. Вес покровных пород мощностью 20-30 м уже достаточен для того, чтобы "выжимать"
гипс. Такой способ псевдотектонического образования трещин в породе и лабиринтовой сети
ходов был назван спелеогенетикой типа "слоеный пирог".
Аргументы, подтверждающие теорию спелеогенетики типа "слоеный пирог" на Подольской
возвышенности. Рассмотрим наиболее важные из них.
1. В бортах долин рек и их притоков, врезанных в тортонскую свиту до силурийского
фундамента, гипсовые осадочные породы всегда образуют выступы, подобные балконам. В то
же время, в пределах днищ этих долин, вдоль оснований их бортов всегда образуется барьер из
обломков гипса. Эти обломки протягиваются вдоль края аллювиальной равнины как боковые
морены вдоль края ледника (рис. 3). Это явление объясняется тем, что гипс и в настоящее
время медленно, но постоянно выжимается из под пластов известняков и песчаников. Если бы
механизм "слоеный пирог" не работал постоянно, гипсовый слой, залегающий между более
устойчивыми породами, не выступал бы в виде балконов и не обламывался, а, наоборот,
представлял бы участок вогнутого склона.
2. Каждый из известных до сих пор лабиринтовых ходов гипсовых пещер находится вблизи
глубокой долины, пересекающей всю гипсовую толщу. В центральных частях платформы, не
расчлененных долинами, такой системы пещер не встречается. Таким образом оказывается, что
основным условием формирования таких псевдотектонических пещер является соседство
глубоких долин. Последние нарушают целостность гипсовой лепешки и создают предпосылки
(условия) для латерального смещения гипса. В итоге гипс движется в сторону долин, и в
соответствии с законами геомеханики в нем формируются перпендикулярные друг другу
структуры трещин и полостей под углом 45° к основному направлению смещения.
Из описанного выше механизма формирования пустот следует, что чем гуще сеть долин,
расчленяющих платформу на мелкие блоки, тем больше в гипсовой "лепешке" Подольской
возвышенности встречается лабиринтовых ходов псевдотектонического генезиса. Поэтому
открытие новых пещер - лабиринтовых ходов в будущем следует ожидать в наиболее
расчлененных маргинальных частях гипсового плато (рис. 4).
3. Разумеется; обширная система трещин внутри гипсовой массы со временем превратится в
сеть, собирающую инфильтрационные пластовые воды. В ней формируются устойчивые
подземные потоки. Ливневые потоки, протекающие по поверхности плато, сложенной некар-
стующимися породами, также находят путь к подземным системам трещин и на поверхности
образуют поноры. Потоки этих вод, проходя через карстовые воронки, увеличивают скорость
93
Е2Р ШШ2 El3 * О s И б
Рис. 3. Типовой профиль долин, пересекающих Подольскую область гипсового карста
1 - аллювиальные отложения (голоцен), 2 - лёсс (плейстоцен), 3 - кровля (тортон), 4 - гипс (тортон),
5 - подстилка (тортон), 6 - силурийский фундамент Подольской платформы
Рис. 4. Система генетических и пространственных взаимосвязей речных долин, расчленяющих плато на
отдельные блоки, и суходолов, поноров, пещер и источников, развитых на Подольском плато
дальнейшего формирования пустот. Со временем растворяющее и руслообразующее
воздействие подземных потоков (волновые углубления, меандровые уступы) на значительно
обводненных участках становится настолько сильным, что разломные формы трещин с
плоскими, отвесными стенами, первоначально псевдотектонического характера, могут исче-
зать. Некоторые части пещер "Оптимистическая", "Кристальная" и "Озерная" превратились в
подземные русла водных потоков, раньше протекавших на поверхности. В итоге, следует
отметить, что гипсовые пещеры Подолии формировались при взаимодействии поверхностного
и подземного стока.
Приведенные выше аргументы необходимы для правильной оценки значения этих явлений,
подтверждающих наличие псевдотектоники.
По нашим наблюдениям наибольшая плотность подземных пустот соответствует участкам
лабиринтовых ходов, расположенных близко к системам долин. С приближением к
центральным частям плато роль водных потоков в образовании и развитии подземных ходов
уменьшается и ширина трещин соответственно убывает. Это означает, что внутри гипсовой
залежи регрессивная эрозия проявляется точно так же, как в развитии русел на поверхности.
Между возрастом поноров на поверхности плато и их удалением от окраины блока, таким
образом, существует обратная связь (рис. 5).
Существует и достаточно четкая зависимость между удалением псевдотектонических пустот
94
Рис. 5. Генетическая связь речных долин, доноров, пещер и источников на Подольском плато
1 - водонепроницаемые толщи, 2 - гипс.
В фазу 1 ливневые потоки стекали по поверхности плато.
В фазу II поверхностный поток был дренирован снизу гипсовой толщей и образовался верхний ярус пещер.
В фазу III поноры смещались в сторону долин и формировался нижний (активный) ярус пещер. Такой тип
генетической связи представлен пещерной системой Оптимистическая (фаза III) с пещерой Ветровая
(фаза II)
от краев долин и возрастом поколений трещин. Среди последних наиболее древними являются
находящиеся ближе всего к краям долин, вызывающих разлом гипсовой толщи; большинство
полостей эмбрионального развития встречается в пещерах, наиболее отдаленных от краев
плато.
О роли анализа типов кристаллов для понимания генезиса гипсовых пещер Подолии.
Многие авторы отмечают, что в ходах пещер, расположенных в верхних ярусах (в так назы-
ваемых верхних пещерах) на потолках наслоений минералов нет; бывают пустоты, на потолках
и стенах которых кристаллов нет, а вся поверхность пола покрыта ими. Результаты наших
наблюдений подтверждают правильность этого важного вывода. В пещерах Подолии действи-
тельно существует взаимосвязь между уровнем ходов и интенсивностью кристаллообразования.
Изобилие гипсовых кристаллов на верхних горизонтах карстовых полостей может служить
доказательством того, что кристаллы осаждались под водой или выпадали из воды.
Необходимые условия для этого есть. Гипсовая толща залегает здесь строго горизонтально, а
под ней так же горизонтально расположена кровля водонепроницаемых пород. Поэтому при
отсутствии уклона вполне возможно образование пластовых вод глубиной в несколько метров.
Устойчивое положение уровня застойных вод вследствие очень хорошей растворяемости гипса
может привести к насыщению гипсового раствора, а затем - к быстрому накоплению и
интенсивному росту кристаллов.
В тех участках пещер, где протекал русловой поток, транспортировавший чаще всего
лёссовый материал, уровень застойных вод довольно быстро снижался. Дело в том, что потоки
за короткое время способны промывать себе русло, которое оказывает постоянное дрени-
рующее влияние на воды, понижая уровень воды внутри гипсовой толщи. Коридоры, образо-
ванные расширяющим действием текущих вод, отличаются от простых псевдотектонических
ходов по трем признакам. 1. По стенам ходов, расширенных водными потоками, прослежи-
ваются уступы, своеобразные террасы пещерных потоков, расположенные на противо-
положных сторонах последних (рис. 6), а потолки слабо куполообразные, отшлифованные.
2. В таких ходах верхние группы гипсовых кристаллов отсутствуют. 3. На отшлифованном
гипсовом потолке и вдоль плоскости стен развиты длинные (60-80 см), буро-коричневые, так
называемые колосовидные кристаллы, не известные в других участках пещер. Дугообразные
пучки колосовидных кристаллов образуют более или менее параллельные системы; дуги
перекрещиваются друг с другом в плоскости стен.
Колосовидные кристаллы формируют гипсовую кору мощностью 1,5-2 см с отшлифованной
поверхностью. По-видимому, они выпадали из текущей воды и осаждались на потолке и стенах.
Рост кристаллов в других направлениях, в частности, в сторону полости пещеры, скорее всего
блокировался шлифующим действием иловых частиц.
Результаты проведенных наблюдений указывают на три, отчетливо проявляющиеся гене-
95
Рис. 6. Типичные профили ходов пещеры "Оптимистическая", сформированных при изменениях расхода
воды и затем расширенных эрозией водных потоков
тические фазы карстообразования в крупных гипсовых толщах Подолии: а) образование
псевдотектонических трещин; б) заполнение их застойными водами и в) развитие ходов,
вызванное эрозией водных потоков.
Таким образом, в области развития гипсового карста Подолии формирование линейных
карстовых полостей происходило практически без сколько-нибудь существенного влияния
активной тектоники под влиянием процесса горизонтального пластического "растекания"
гипсовой толщи в сторону бортов долин молодых рек. В результате ослабленные зоны
гипсовой толщи раскрываются, превращаясь в зияющие подземные трещины и, затем, в
пещеры. Этот уникальный тип пещер формируется в не менее уникальных морфоструктурных
условиях - устойчивого, унаследованного едва ли не с раннего палеозоя равнинно-
платформенного рельефа Подолии.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Jakucs L., Mezosi G. Genetic problems of the huge gypsum caves of the Ukraine, Acta Geographica. T. XVI. Szeged:
Hungary, 1976. P. 15-38.
2. Jakucs L., Mezosi G. Ukrajna orias gipszbarlangjainak genetikai problemai. Foldrajzi Ertesito XXVI. evf. 1. sz.
Budapest: 1977. P. 119-137.
3. Татаринов K.A. Карстовые пещеры Среднего Приднестровья//Тр. МОИП. Т. 15. 1965. С. 106-121.
4. Дублянский В.Я Карстовые пещеры Среднего Приднестровья // Вопр. изуч. карста Русской равнины. М.:
МОИП, 1966. С. 17-26.
5. Максимович Г.А. Пещеры гипсового карста // Пещеры, вып. 7/8. Пермь: 1964. С. 5-29.
6. Савчин М.П., Качковский И.В. Оптимистическая пещера// Пещеры, вып. 10/11. Пермь: 1971. С. 84—89.
7. Jakucs L. A karsztok morfogenetikaja, Akademiai Kiado, Budapest: 1971. 310 p.
8. Чикишев AT. Пещеры на территории СССР. М.: Наука, 1973. 137 с.
9. Jakucs L. Morphogeneses of Karst Regions, Halsted. New York. 1977. 284 p.
Институт физической географии BAH Поступила в редакцию
22.11.94
96
GENETIC FEATURES OF GYPSUM CAVES IN PODOLIA
L.JAKUCS, G.MEZOSI
Summary
Conditions and mechanisms of neotectonic fissuring and cave formation are considered with special reference to the
hypsum massive of Podolia. The Podolian platform is shown to be a surprisingly stable morphostructure with planated
topography which developed from the Silurian to the Middle Miocene. It underwent subsidence in the Miocene and was
flooded by the shallow water Tortonian Sea, where lagoon (including gypsum) sediments were accumulated. At the end
of the Miocene the platform was uplifted up to 250 to 300 m a.s.l. During the Pleistocene the plain relief was covered
by the loess periglacial formations and dissected by river network. The latter has not penetrated the central part of the
gypsum massive of Podolia. Within the limits of the latter, due to the gypsum member viscous flow towards large river
valleys a complicated dense network of subterranean holes developed; later on, they were remodelled by karstic
processes and transformed into a system of Podolian caves unique in their genesis.
97
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№1
январь-март
1997
РЕЦЕНЗИИ
РАЗВИТИЕ МОРСКИХ БЕРЕГОВ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ
В УСЛОВИЯХ ИЗМЕНЯЮЩЕГОСЯ УРОВНЯ МИРОВОГО ОКЕАНА
Монография А.О. Селиванова посвящена важной для геоморфологов, географов и палеогеографов
теме изменений уровня Мирового океана за различные промежутки геологического и исторического
времени и развития в этих условиях морских берегов.
Морские берега крайне чувствительны к происходящим в настоящее время изменениям климата и
природной среды, среди которых изменения уровня моря являются одним из важнейших процессов. Даже
сравнительно небольшие изменения уровня моря неизбежно приводят к существенным сдвигам в характере
рельефа и природных систем берегов. Разнообразие природы берегов, их огромная экономическая роль и
сосредоточение на побережьях значительной части населения планеты делают анализ и целостное
осмысление названной проблемы крайне актуальными.
Имеющиеся систематические данные непосредственных наблюдений за уровнем Мирового океана и
отдельных морей и развитием в этих условиях морских берегов охватывают немногим более столетия и
недостаточны для характеристики процессов, ожидаемых уже в ближайшие десятилетия, в частности,
связанных с развитием "парникового потепления". Поэтому не только прогнозирование природных условий
морских побережий, но и разработка стратегии защиты берегов невозможны без уяснения процессов их
развития при изменениях уровня моря в широких временных масштабах, от десятилетий и столетий до
сотен тысяч лет.
В книге А.О. Селиванова последовательно рассматриваются основные факторы изменений уровня моря
в различных временных масштабах; методологическая и методическая база исследований; колебания
уровня океана и отдельных морей в плейстоцене, голоцене и за историческое время; основные
закономерности реакции морских берегов различных типов на изменения уровня моря в зависимости от
сочетания прочих факторов; принципы прогнозирования развития морских берегов в условиях возможных
глобальных изменений природной среды, в частности, уровня Мирового океана.
Вводный характер носит глава 1 "Уровень моря и причины его изменений в различных масштабах
времени": в ней делается попытка обобщения разнородных сведений о возможной интенсивности
воздействия отдельных факторов изменений уровня моря и масштабах времени, в которых они
проявляются.
В главе 2 рассматриваются вопросы применимости отдельных методов для изучения изменении уровня
моря в различных масштабах времени и некоторые свойства береговых процессов, в частности, их
инерционность и изменчивость. Автор справедливо различает методы, позволяющие реконструировать
положение уровня моря в тот или иной период прошлого, и способы выявления тенденций его изменений.
Особенно важны оценки возможных средних ошибок определения положения уровня моря по тому или
иному геолого-геоморфологическому индикатору. В книге детально характеризуются возможности
применения историко-археологических методов для реконструкции изменений уровня моря и развития
берегов.
Интересны и важны для практического применения полученные автором зависимости оценки скорости
изменений уровня моря и развития берегоформирующих процессов от промежутка времени между
оценками, наглядно демонстрирующие необходимость четкого разграничения временного масштаба
изучаемых процессов. Предложенные автором принципы оценки наименьшего времени, необходимого для
Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских
берегов / Научн. ред. проф. д.г.н. П.А. Каплин. М.: Ин-т водных проблем РАН. 1996. 268 с.
98
корректной оценки скорости береговых процессов, могут найти применение как в фундаментальных, так и
в прикладных геол о го-геоморфологических исследованиях.
В главе 3 детально анализируются изменения уровня Мирового океана в плейстоцене и голоцене,
причем впервые рассматриваются не только изменения во времени, но и пространственное распределение
индикаторов уровня моря в отдельные характерные эпохи плейстоцена. Массив использованных для этого
данных создан на основе обширных собственных материалов автора и критического анализа литературных
и фондовых источников по берегам всего мира. Путем довольно строгого статистического анализа автор не
только подтверждает широко известный вывод об определяющей роли гляциоэвстатических движений в
изменениях среднего уровня Мирового океана в плейстоцене, но и приходит к принципиально новому
выводу о влиянии покровного оледенения на ход уровня отдельных морей в масштабах десятков и сотен
тысячелетий посредством воздействия на гравитационное поле Земли. Предложенные принципы расчета
глобальных геофизических параметров по данным о высотном положении морских террас той или иной
эпохи открывают новые возможности палеогеофизических реконструкций.
Автором получен принципиально важный вывод о наличии двух сравнительно устойчивых состояний
уровня Мирового океана и природы морских побережий, называемых "ледниковым" и "межледниковым"
состояниями, и быстром, иногда катастрофическом характере перехода между ними. При этом показано,
что переход из одного устойчивого состояния в другое может носить случайный характер.
Глава 4 посвящена анализу основных закономерностей развития берегов в условиях изменений уровня
моря. Разработаны схемы развития рельефа берегов при изменениях уровня моря в зависимости от
соотношения основных факторов. Общая схема развития берегов при изменяющихся темпах подъема
уровня моря в зависимости от интенсивности поступления осадочного материала представляет
несомненный практический интерес, как и анализ условий применимости и надежности различных
количественных моделей перемещения береговой линии при изменениях уровня моря. Важно, что при
рассмотрении факторов, определяющих характер реакции берегов на изменения уровня моря, автор
уделяет особое внимание сравнительно мало изученным в этом отношении приливно-отливным движениям.
Им предложена схема реакции берегов на изменения уровня моря в зависимости от соотношения
интенсивности воздействия волнения и приливов.
В заключительной, 5-й главе, полученные в предыдущих разделах данные успешно используются для
разработки принципов прогнозирования развития морских берегов в условиях ожидаемых изменений
уровня Мирового океана и оценки природно-экологического риска для морских побережий, связанного с
ожидаемым подъемом уровня моря. Эта методика, основанная на новейших достижениях геоморфологии
морских берегов, в том числе на исследованиях автора, успешно применялась им для изучения берегов
нескольких морей (Черного, Азовского, Берингова, Охотского) и вызвала интерес проектных организаций
и региональных властей. Приводимые в работе примеры применения этих принципов к Черному и
Азовскому морям убедительно демонстрируют высокую чувствительность морских побережий к
ожидаемым глобальным изменениям природной среды.
Разработанные А.О. Селивановым принципы расчета наименьшего времени, необходимого для
достоверной оценки скорости изменений уровня моря и развития морских берегов, могут быть
использованы при планировании натурных экспериментов и геолого-геоморфологических исследований.
Приводимые в работе схемы развития рельефа берегов при изменении уровня моря в зависимости от
сочетания различных факторов и разработанные автором принципы прогнозирования отступания
береговой линии и оценки природно-экологического риска, связанного с возможным подъемом уровня
моря, можно рекомендовать к применению при планировании берегозащитных мероприятий и разработке
стратегии хозяйственного освоения морских побережий.
Поставленные автором глобальные задачи позволяют в данной рецензии не касаться мелких замечаний,
однако имеет смысл остановиться на наиболее дискуссионных и, возможно, принципиальных вопросах.
Автор в большей степени останавливает свое внимание на гидрократическом аспекте изменений уровня
океана. Возможно, поэтому из сферы его внимания выпала очень интересная дискуссия, суть которой была
изложена К.К. Марковым в 1948 г. при взгляде на теократический аспект проблемы. В начале века,
основываясь на контракционной гипотезе, Э. Зюсс декларировал: "Земной шар сжимается, море следует за
ним". Б.Л. Личков в 1941 г. писал: "В нашу эпоху трансгрессия почти исключена". В 1948 г. К.К. Марков
сформулировал проблему уже несколько по-другому: "Земная поверхность колеблется, море следует за
ней", признавая возможность возврата трансгрессии. Наконец, современная формула "Океан наступает"
несомненно подразумевает мировую трансгрессию. Есть ли противоречие в приведенных высказываниях?
По-видимому, нет. Скорее всего, речь может идти не о направленной тенденции, а о ритмичности
изменений уровня Мирового океана.
В книге используются понятия неравновесности, нелинейности, стохастичности, но, к сожалению,
отсутствует анализ известных работ И. Пригожина, Г. Хакена, Б. Курдюмова, Н. Моисеева. Между тем,
понятие самоорганизации, используемое вышеназванными учеными, чрезвычайно важно при прогно-
99
зировании развития берегов. Вспомним дискуссию о беспредельности абразии (А. Карпинский,
Ф. Рихтгофен, Д. Джонсон, К. Марков, В. Зенкович). Формирование абразионных террас при подъеме
уровня моря можно считать ярким проявлением самоорганизации геоморфологических систем. Одному из
авторов рецензии приходилось наблюдать развитие террас за 1-2 года на водохранилищах, а также очень
быстрое развитие бенчей на приливных морях (Сахалин, Камчатка, Пенжинская губа).
Было бы также целесообразно более детально рассмотреть в книге роль малых флуктуаций как точек
бифуркации в открытых геодинамических и географических системах (на стыке лито- гляцио- и
гидросфер).
По-видимому, проявление тектоники плит следует отнести к глобальным, а не к региональным
факторам изменений уровня моря. Региональные катастрофические явления также могут серьезно влиять
на глобальный уровень океана. Возможно, следовало бы четче разделить ритмические и хаотические
колебания, изменения и изменчивость, детерминированность и стохастичность. Конечно, автор учитывает
эти различия, но не всегда однозначно.
Высказанные замечания отнюдь не умаляют высокую оценку книги. Подходы автора перспективны и
соответствуют современному направлению развития наук о Земле.
С.М. Александров, Н.С. Благоволин
НОВЕЙШАЯ МОНОГРАФИЯ О ГЛОБАЛЬНОМ РЕЛЬЕФЕ ЗЕМЛИ1
Приступая к рецензированию очередного труда В.М. Литвина, необходимо вспомнить главное, что было
сделано ранее по монографическому обобщению знаний о морфологии нашей планеты - одной из наиболее
трудных задач геоморфологической науки. К ее решению впервые приступили на рубеже 30-40-х годов,
когда Ф. Махачек опубликовал в Берлине двухтомный труд, переизданный в 1955 г. [1]; в нем акцент
делался на морфотектонический анализ, примененный на широкой палеогеографической основе. В 60-е
годы Л. Кинг издал в Лондоне обширную монографию, также посвященную синтезу знаний о рельефе
Земли [2]; в монографии использовалась гипотеза А. Вегенера о перемещении континентов, но не
получили достаточного обоснования ее геологические, стратиграфо-литологические и тектонические
аспекты. Дальнейшему развитию глобальных представлений о рельефе Земли способствовал выход в свет
коллективной монографии под редакцией и при участии И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова [3]. Новым
явилась разработка в глобальной геоморфологии метода морфоструктурного анализа, примененного для
выявления черт рельефа как всей планеты, так и отдельных материков и океанов, причем в этой
монографии внимание акцентировалось на морфологии более изученных материков. Отсутствие
достаточных знаний о рельефе дна океанов объясняет подобный подход в монографиях того времени.
Заметно усилившиеся с 70-х годов исследования дна Мирового океана привели к появлению
отечественных геоморфологических сводок по этой проблеме [4-9 и др.]. Результатом явилось накопление
научного материала, позволяющего рассматривать вопросы глобальной геоморфологии уже не только с
"континентальной", но и с "океанической" позиции. В этом отношении примечателен творческий путь
В.М. Литвина, который последовательно применял метод морфоструктурного анализа, основываясь на
концепции тектоники литосферных плит, вначале к Атлантическому океану [6], затем - ко всем океанам
[7] и, наконец, - целиком к Земле1. При исследовании морфоструктуры дна океанов он широко
использовал картографический метод, составив новые карты - геоморфологическую, рельефа фундамента,
мощности осадочного чехла, вулканических и вулканотектонических морфоструктур, горизонтальных и
вертикальных движений, а также схемы выделенных этапов развития; тем самым значительно
расширяются современные знания о рельефе дна океана [7].
В связи с этим сразу же отметим аналогичное применение В.М. Литвиным картографического метода в
сочетании с морфоструктурным и при синтезировании сведений о рельефе Земли, что нашло отражение в
многочисленных картосхемах (в особенности, морфоструктурных и палеоморфоструктурных). Несомнен-
но, интегрирование морфоструктурного и картографического методов является важным достоинством
монографии, позволяющим автору развивать свои представления о глобальных геоморфологических
закономерностях в пространстве и во времени. Этому способствует в общем и построение монографии.
По содержанию в ней можно различать две основные части, охватывающие соответственно
морфоструктурные (гл. 1-6) и палеоморфоструктурные (гл. 7) проблемы глобальной геоморфологии.
Монография дополняется преимущественно авторскими рисунками (80) и таблицами (5); в списке
1 В.М. Литвин. Морфоструктура Земли. Калининград: Калининградский госуниверситет, 1995.419 с.
100
использованной литературы более 120 трудов, изданных в основном в 70-90-х годах (из них одна треть -
иностранные работы). Во "Введении" в сжатой форме раскрывается важность и сложность данной
проблемы, ее современное состояние, использованные основные методы и материалы.
Открывающая морфоструктурную часть глава вполне уместно посвящена вопросам, дающим
представление о морфоструктурном плане нашей планеты, структуре и взаимодействии литосферных плит.
Обоснованным является сделанный вначале акцент на раскрытие сущности морфоструктурного анализа,
включающего геоморфологические, геологические и геофизические методы (во взаимодействии с
картографическим методом). На его основе автором разработана общая схема классификации крупных
морфоструктур - планетарных и региональных. Ценны также морфометрические данные, сведенные в
таблицы, как по площадям морфоструктур континентов, так и по площадям основных морфоструктур дна
океанов. Важно, что выделенные планетарные и региональные морфоструктуры нашли картографическое
обобщение в общей схеме морфоструктур Земли, подтверждая тем самым необходимость интеграции
морфоструктурного анализа и картографического метода при проведении глобальных геоморфоло-
гических исследований.
Так как В.М. Литвин связывает развиваемые им представления о рельефе Земли с концепцией
тектоники литосферных плит, то последней отведен специальный раздел. Особое внимание уделяется
рассмотрению кинематики горизонтальных движений как наиболее разработанной в принятой автором
концепции. Подчеркивается, что сопоставление данных о строении литосферных плит с морфоструктурой
континентов и дна океанов подтверждает достаточную согласованность этих крупнейших морфоструктур
внешней оболочки нашей планеты. Однако имеются еще и нерешенные вопросы этой концепции, о
которых следовало бы здесь упомянуть: их разработка способствовала бы научной результативности
применяемого морфоструктурного метода для решения проблем глобальной геоморфологии.
В двух последующих главах рассматриваются основные морфоструктуры континентов - равнинно-
платформенных областей и горных сооружений. Характеристика преобладающих на суше равнинно-
платформенных морфоструктур проводится в их взаимной связи по материкам - Евразии, Африки,
Австралии, Антарктиды, Северной и Южной Америки. Описываются различаемые В.М. Литвиным
региональные структуры 1-го и 2-го порядков, что выполнено на основе анализа и обобщения довольно
большого фактического материала. Вполне доказательным является подчеркивание определяющей роли
неотектонических движений в формировании различных региональных структур равнинно-платформенных
областей.
По материкам выявляются также особенности таких региональных структур, как возрожденные и
омоложенные горные сооружения; особо рассматриваются морфоструктуры молодых горных сооружений
- Альпийско-Гималайского пояса и Тихоокеанского кольца. Весьма убедительны доводы автора о ведущем
значении в создании региональных горных структур трех факторов - нетектонических движений,
разрывных дислокаций и вулканических явлений. Представляется, что для объективности развиваемых
положений требуется сопоставить их с интересными высказываниями о формировании и эволюции
трансконтинентальных горных поясов - Альпийско-Гималайского и Андийско-Кордильерского [1].
• Две следующие главы посвящены характеристике основных морфоструктур океанического дна.
Вначале рассматриваются морфоструктуры континентальных окраин с прилегающими к ним переходными
зонами. £реди этих структур В.М. Литвин различает три основных типа: пассивные континентальные
окраины, активные континентальные окраины и сложные переходные. Региональные структуры первых
двух типов описываются по материкам, а третьего - по Атлантическому и Тихому океанам и их частям.
Существенно, что исходя из концепции тектоники литосферных плит, автор высказывается о большей
близости в структурном отношении переходных зон к континентам, так как в этих зонах формируется
новая континентальная земная кора. Для пояснения сложности данной проблемы опять-таки следовало бы
упомянуть другую точку зрения, в частности, О.К. Леонтьева [1], согласно которой исходной является
океаническая земная кора.
Значительное внимание уделяется морфоструктуре ложа океанов и срединно-океанических хребтов (в
особенности последним). Наряду с ними автор выделяет на ложе океанов и описывает две другие основные
группы морфоструктур - дно океанических котловин, а также сводово-глыбовые и вулканические
поднятия. По его мнению, активную роль играют рифтовые зоны, протягивающиеся вдоль срединно-
океанических хребтов: в ходе раздвижения литосферных плит в этих зонах образуются региональные
морфоструктуры и отдельные формы рельефа на ложе океанов. Для обоснования сказанного В.М. Литвин
проанализировал и обобщил многие новейшие материалы, а также данные собственных исследований на
океанах и морях. Поэтому полученные им научные результаты вызывают большой интерес.
Вполне логично выявление роли эндогенных и экзогенных факторов в формировании глобального
рельефа Земли. Обстоятельно рассматриваются сейсмические и вулканические явления, складчатые и
разрывные дислокации, горизонтальные и вертикальные тектонические движения, процессы денудации и
аккумуляции. Анализ новейших материалов подтверждает, что формирование структурного рельефа
101
нашей планеты обязано прежде всего эндогенным факторам. Для имеющих меньшее значение в развитии
глобального рельефа экзогенных факторов выполнены новые расчеты, уточняющие прежние данные о
средней скорости современной денудации по материкам, всей суше, также по равнинно-платформенным
областям и горным сооружениям. Для позднего мезозоя и кайнозоя проведены расчеты по объемам
осадочного чехла и средней скорости аккумуляции на континентальных платформах и на дне океанов.
Важно, что пространственный анализ планетарных и региональных морфоструктур завершается в
монографии рассмотрением их во временном аспекте. Описание развития этих морфоструктур проводится
применительно к мезозою и кайнозою, когда сложился в конечном итоге современный морфоструктурный
план нашей планеты. Сперва выясняется направленность и последовательность развития морфоструктуры
Земли, а затем ее эволюция по четырем этапам: позднетриасовому-раннеюрскому, позднеюрскому-
раннемеловому, позднемеловому-раннепалеогеновому и неотектоническому (с окончательным становле-
нием в последнем общего морфоструктурного плана нашей планеты). Такая историческая трактовка
основана на убеждении автора в том, что "... изложенные выше материалы по морфоструктуре континен-
тов и дна океана наиболее логично укладываются в концепцию тектоники литосферных плит" (с. 355).
Действительно, нельзя не отметить фундаментальность рецензируемой монографии как следствия
выполненной огромной работы по анализированию и синтезированию многочисленных научных
источников. Жаль, однако, что в монографии отсутствует "Заключение", в котором следовало бы
обобщить результаты капитально сделанной работы, чтобы подчеркнуть новые научные возможности
принятой автором концепции. При этом сопоставление полученных результатов с основными положениями
других важнейших концепций, особенно в региональном плане, еще более способствовало бы
установлению главнейших закономерностей морфологии Земли.
Заканчивая рецензию, подчеркнем, что рассмотренная монография относится к еще довольно редкому
ряду исследований по глобальной геоморфологии, в котором она выделяется не только широким
применением концепции тектоники литосферных плит, но и стремлением к утверждению этой концепции в
современном блоке наук о Земле.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Махачек Ф. Рельеф Земли. М.: Изд-во иностр, лит., 1959. Т 1; 1961. Т. 2. 703 с.
2. Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 559 с.
3. Рельеф Земли. М.: Наука, 1967. 331 с.
4. Ильин.А.В. Геоморфология дна Атлантического океана. М.: Наука, 1976. 232 с.
5. Канаев В.Ф. Рельеф дна Индийского океана. М.: Наука, 1979. 267 с.
6. Литвин В.М. Морфоструктура дна Атлантического океана и ее развитие в мезозое и кайнозое. М.:
Наука, 1980. 126 с.
7. Литвин В.М. Морфоструктура дна океанов. Л.: Недра, 1987. 275 с.
8. Удинцев Г.Б. Геоморфология и тектоника дна Тихого океана. М.: Наука, 1972. 394 с.
9. Удинцев Г.Б. Рельеф и строение дна океанов. М.: Недра, 1987. 239 с.
В.И. Лымарев
ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ ПОЗДНЕГО КАЙНОЗОЯ ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ
И ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
(ответ рецензентам)
На монографию авторами были получены ряд письменных отзывов и несколько рецензий; три из них
опубликованы в журнале (№ 2 и 4, 1996).
Во многих отзывах, а также в опубликованной в журнале рецензии А.Н. Ласточкина и Ю.Е. Мусатова
дается благоприятная оценка труда; в рецензии кратко изложено содержание составляющих его глав, что
авторы книги, как, по-видимому, и редакция, считают важным для ознакомления читателей с
рассматриваемыми в ней вопросами, учитывая крайне ограниченный ее тираж. Отмечается, что в ней с
современных научных позиций обобщены новейшие фактические данные по стратиграфии, палеонтологии,
гляциологии, климатологии, дана важная информация из области критериев нефтегазоносности и геологии
россыпей.
102
Во второй из опубликованных рецензий, написанной А.Н. Маккавеевым, дается общая отрицательная
оценка книги; она завершается фразой-выводом - "автор весьма далек от восторженной оценки труда".
В этой рецензии ортодоксального сторонника ледниковой теории сконцентрированы практически все
основные общие замечания, которые содержатся и в ряде присланных нам письменных отзывов.
Но, прежде чем ответить на них, отметим три особенности этой рецензии вызывающие недоумение.
Так, А.Н. Маккавеев совершенно не анализирует новейший стержневой тектонический (неотек-
тонический) фактор, который является основой всех описываемых природных явлений кайнозоя (как и всех
других эпох и периодов), обусловивший обширные трансгрессии и регрессии Мирового океана, клима-
тические изменения и связанные с ними распространение ледников, формирование специфического
литологического состава осадков, а также комплексов фауны и флоры. Он не затрагивает и проблему
метахронности этих явлений, приводящей к скольжению стратиграфических рубежей и к ряду
особенностей палеогеографических обстановок в разных регионах и на разных широтах.
Вторая, удивившая авторов особенность рецензии А.Н. Маккавеева, это рассмотрение вопросов и
проблем, относящихся, в сущности, только к территории Балтийского щита и сопредельных с ним областей
России и стран Прибалтики (до Москвы на юго-востоке). Вся остальная, огромная территория,
описываемая в книге и изображенная на картосхемах как область великих трансгрессий Северного океана и
Каспия, регионы от западного берега Белого моря до Таймыра, включая и всю Западную Сибирь, а также
акватории морей западной Арктики, в этой достаточно объемистой рецензии отражения не получили.
Видимо, рецензент признает, что для этих пространств, еще до середины 80-х годов изображавшихся на
всех изданных геоморфологических картах и картах четвертичных отложений как области широчайшего
или сплошного распространения покровных ледников - днепровского (самаровского), московского
(тазовского) и поздневалдайского (осташковского, сартанского), отложенных ими морен - представления
авторов монографии, с учетом изложенных в ней материалов, можно считать убедительными и оспаривать
их ныне, после всех проведенных здесь работ - невозможно.
Эта же особенность отличает и рецензию, написанную Д.Б. Малаховским и И.И. Красновым.
Наконец, третья особенность этой рецензии - полное игнорирование самых важных из признаков,
отличающих мореноподобные осадки (диамиктон) от морен. Авторы имеют в виду обширные разделы
книги (главы 2 и 3), где описываются органические остатки из толщ морских позднекайнозойских
отложений - от скелетов и костей китов и тюленей до раковин моллюсков, остракод, фораминифер и
микрофлоры диатомовых, а также приведены материалы об ионно-солевом составе этих осадков.
А.Н. Маккавеев в отношении всех этих разделов работы ограничивается фразой... "палеонтологические
доказательства в пользу предлагаемой концепции, как и свидетельства о колебаниях уровня моря (главы 3 и
4), должны разбираться соответствующими специалистами". А каково же мнение самого рецензента, и как
это можно анализировать предлагаемые построения, изъяв из рассмотрения важнейшие факторы, на
которых они построены?
Теперь о конкретных замечаниях, содержащихся в рецензии А.Н. Маккавеева. Их - семь.
1. Об использовании литературных источников. Рецензент пишет: ..."почти каждый раздел...
сопровождается внушительным списком работ исследователей, отрицающих ледниковую теорию, что
очень странно, поскольку они почти не используются (кем?)", и далее... «попыток разобраться в аргументах
"гляциалистов" не делается».
Действительно, в монографии использованы многие из работ исследователей, критикующих
"ледниковизм". но серьезное внимание уделено и работам гляциалистов. Для этого достаточно просмотреть
помещенный в конце книги (стр. 235-239) указатель фамилий авторов, работы которых цитируются,
содержащий перечень почти 500 исследователей, из которых около 200 - правоверные гляциалисты.
Отметим при этом, что список работ, завершающий монографию (их более 700), пришлось сильно, на одну
треть, сократить по просьбе редакторов, сжимавших рукопись до утвержденного объема. Отметим, что в
работах гляциалистов. в том числе и самого рецензента, ссылок на работы маринистов, как правило, или
нет совсем, или их исследования почти не учитываются. В книге аргументы гляциолистрв, естественно, с
комментариями авторов, приводятся в каждой главе и рассмотрены достаточно подробно.
2. О ледниковой штриховке, о невозможности нанесения на ложе ледника штрихов и борозд. Авторы,
один из которых геолог, считают, что материалы, приводимые В.Г. Чувардинским, изучавшим этот вопрос
наиболее подробно. - бесспорны. Это, в подавляющем большинстве случаев, типичные зеркала
скольжения, развитые наиболее характерно во всех районах распространения массивов изверженных и
метаморфических пород, в том числе и на Украинском щите, и в Южной Сибири, в регионах, в которых
сейсмичность ныне не превышает 1-4 баллов и где покровных ледников не было. Штриховка, как
отмечается в книге, может быть нанесена на поверхность относительно менее плотных пород (доломитов,
мраморов, известняков и др.) речным льдом, при движении оползней, при обвалах, иногда гигантских.
Штриховка может быть нанесена и при движении горного ледника в узких сжатых верховьях горной
долины, выработанной в относительно мягких породах - сланцах, карбонатах, песчаниках - за счет
103
сравнительно большой "живой силы" льда и относительно высокой скорости его движения на таких
участках. Противоречий, которые отмечает рецензент, здесь нет. Не искажена ссылка и на работу
И.С. Щукина.
3. Авторами почти совершенно игнорируются такие группы форм рельефа, как озы, камы, зандры,
друмлины.
Действительно, в работе они отмечены только в границах краевых зон оледенений - великого
эоплейстоценового (дзукийского, березинского, донского), а также днепровского и поздневалдайского.
Однако на огромнейшей территории Севера России, восточнее Белого моря, севернее 63-64° с.ш., а в
Западной Сибири и значительно южнее, где эти формы описывались отдельными авторами до начала 90-х
годов и в изобилии изображались на картах как формы ледникового генезиса, ныне мерзлотоведами,
геологами - съемщиками-нефтяниками и геоморфологами установлен истинный их генезис - это глиняные
диапиры и линейно-грядовые мерзлотно-эрозионные формы. Они подробно описаны в книге. Эти бывшие
ледниковые формы, их расположение, простирание, плотность, приходящаяся на единицу площади, вместе
со многими другими признаками позволили геологам-нефтяникам и геоморфологам в конце 50-х - начале
60-х годов выделить ти оконтурить крупнейшие положительные тектонические структуры - своды и
мегавалы на севере Западной Сибири и в Печорской низменности, такие, как Уренгой, Ямбург, Медвежий,
Нурминский и Колвинский мегавалы и многие другие, передать их сейсмологам для детализации и
буровикам для разведки. Все они превратились ныне в газонефтяные месторождения-гиганты.
4. Проблема озерно-ледниковых плато-звонцев, которые авторы считают останцами миоцен-
плиоценовой поверхности.
Действительно, это пока окончательно не решенная проблема, и предлагаемое объяснение их генезиса
не безупречно и требует дальнейшего изучения. Это же замечание содержится и в отзыве
Д.Б. Малаховского и И.И. Краснова. Поверхность эта очень четко картируется в пределах Западной
Сибири (Сибирские Увалы), на Сибирской платформе, северо-восточнее - на кряже Пончищева-
Чекановского. Располагается она на отметках 200-300 м и выше (до 600-700 м на Северном и Полярном
Урале), на ней сохранились гальки и валунчики особо прочных пород - кварцитов и сильно разрушенные,
иногда рыхлые, обломки гранитоидов и основных пород. В пределах Севера Европейской части страны они
отмечены в литературе на Тимане и на Северных Увалах, но глубокого изучения их здесь не проводилось.
Это важный резерв для поисков россыпных месторождений и гравийно-песчаных смесей.
5. Террасы. Их генезис, близкие высотные отметки, прослеживаемые на больших расстояниях.
Их генезис авторами рассматривается очень детально. Указываются площади, на которых в них
встречена морская фауна и микрофлора, в том числе и на наиболее высокой 100-120-метровой террасе
московского возраста в окрестностях С.-Петербурга (кости тюленя, моллюски). Дается объяснение
сниженности или отсутствия выходов на поверхность некоторых из террас (в частности, микулинской -
мгинской), что обусловлено их литологическим составом - они сложены мягкими, легко размываемыми
глинами. Приведены многочисленные профили террас. Утверждение А.Н. Маккавеева об их конти-
нентальном генезисе и связи с долинными зандрами принято быть не может - это нормальные морские
террасы, которые так же успешно использовались для поисков перспективно нефтегазоносных структур.
6. Оценка продолжительности существования древних ледников, скоростей их движения на равнинах, их
температурного режима. Резкое уменьшение величины гляциоизостазии.
Все эти материалы взяты из сборников материалов гляциологических исследований (№№ 1-17) и работ
крупнейших исследователей всех этйх вопросов - Р. Флинта, У. Паттерсона, Б. Фриструпа, А.Г. Шренка,
И.Е. Глен, X. Гирвас, X. Рамберга, Л. Ллибутри, И.М. Экмана, Б. Маккинена и В. Радека, В.Б. Иванова,
К.К. Маркова, И.И. Краснова, В.Н. Богословского, Л.С. Говорухи. В.Г. Ходакова, С.А. Стрелкова,
М.Г. Гросвальда, Н.А. Шило, В.М. Котлякова, П.М. Шумского, А.И. Москвитина, И.Г. Пидопличко,
Ю.А. Лаврушина и многих других. Маловероятно, чтобы эти данные изменились в дальнейшем сколь-
нибудь существенно.
Полученные этими исследователями выводы гласят: для разрастания и, затем, таяния даже наиболее
скромного по размерам поздневалдайского (вюрмского) ледника до его размеров, показываемых на картах,
необходимо несколько десятков (а точнее - не менее 45-50 тыс.) лет, т.е. примерно в 3 раза больше, чем
это определяется по существующим датировкам продолжительности его существования. То же касается
величины гляциоизостазии. Новейшие исследования геофизиков, специалистов по геодинамике, геологов-
тектонистов и инженерных геологов уверенно показывают, что ее величина не может превышать 1-3% от
мощности ледникового щита. В этих работах отмечается также, что нигде в пределах существующих
ледниковых щитов не отмечено движение льда вверх по склону на сколь-нибудь значительное, исчисляемое
километрами, расстояние. Таких материалов нам найти не удалось - их нет.
7. Границы ледниковых покровов, показанные на картосхемах, резко занижены (для московского и
особенно поздневалдайского покрова).
В книге достаточно подробно обосновывается проведение иных, чем прежде, сильно сокращенных
104
контуров распространения ледников с учетом абсолютной продолжительности их существования и ряда
других факторов, в частности, сохранности морских, содержащих фауну террасовых уровней, например,
московского и валдайских, сложенных рыхлыми осадками, которые были бы разрушены при движении
ледников, если бы последние действительно продвигались до районов, показываемых на картах
гляциалистов, датируемых даже концом 80-х годов.
Переходим к ответу на рецензию Д.Б. Малаховского и И.И. Краснова. Здесь также присутствует ряд
конкретных замечаний. Часть из них была упомянута и рассмотрена при анализе рецензии А.Н. Макка-
веева, на остальных кратко остановимся ниже.
1. Гром-камень до того, как из него был высечен памятник Петру], весил не 15000 тонн, как
утверждается в рецензии, а около 1600 тонн. Добавим к этому, что пьедестал состоит не из одного, а из
трех камней; Гром-камень оказался маловат, его пришлось надставить со стороны, обращенной к
Исаакиевскому собору, и со стороны Невы.
2. Мощность морских льдов не превышает обычно 1-2 м, отмечают рецензенты. Это не так. И в работах
Ф. Нансена (плавание "Фрама"), и в материалах по дрейфу "Челюскина", и при работах экспедиции
Папанина, и во множестве работ гляциологов отмечается, что мощность морского льда в Полярном
бассейне достигает 3-4 и даже 5 м, а грузоподъемность такого льда поразительно велика (возможна
посадка тяжелых самолетов).
3. Датировка времени существования великого эоплейстоценового оледенения - от 1 до 0,7 млн. лет
всюду, в том числе и на стр. 180, дана правильно.
4. Шапки - Кирсинские "камы" - это морская 100-110-метровая терраса московского возраста,
содержащая, как отмечалось выше, кости тюленя (определения В.И. Громова) и раковины моллюсков.
5. Дудергофская морена напора - это, как установила В.А. Бурневская, эксплозивная форма - трубка
взрыва, образующая кольцевую структуру (приводится ее структурная карта, стр. 143 и указывается, что по
периферии ею отмыты в шлихах обломки вулканического стекла, шлака и многочисленные (целая
пробирка) зерна граната - альмандина - пиропа и кристалл алмаза).
6. Вопреки утверждениям рецензентов, морена тех регионов, где было покровное оледенение, заметно
отличается от областей распространения морских трансгрессий, где формировался диамиктон. Здесь эта
валуносодержащая толща слоиста, характеризуется определенным составом водорастворимых солей и
содержит фауну, микрофауну и микрофлору.
7. Ссылка на материалы Н.И. Баркова, описавшего валун, встреченный им в Антарктиде, диаметром
4 м. который ледник перенес на расстояние 150 км. - неубедительна. После проведения бурения в этом
районе, до фундамента указанное расстояние может многократно сократиться. Материалы этого
исследователя учитывались при анализе скоростей движения выводных ледников Эймери и Лазарева.
То же относится и к ссылкам на работы Н.Г. Загорской, а также П.С. Макеева - они учитывались и
анализируются в монографии. Приводится более вероятное объяснение наблюдавшихся ими явлений.
8. О валдайском возрасте единственной морены на дне Финского залива, лежащей непосредственно на
глинах и песчаниках венда и перекрытой позднеплейстоценовыми и голоценовыми осадками. Возраст её
окончательно не определен и не исключено, что в дальнейшем она может оказаться московской или даже
днепровской - новейшие геологические съемки (А.Е. Рыбалко, 1982) дополнительных материалов, к
сожалению не дали.
9. Гляциодислокации у г. Канева на Днепре вот уже 100 лет - предмет острых дискуссий. Авторы книги
трактуют их не как гляциодислокации, а как обширные оползни, нарушившие залегание водно-ледниковых
валуносодержащих осадков. Приводится и ссылка на работы украинских геологов - Ю.А. Котика.
В.М. Тимофеева, В.Н. Чмыхала по Житомирскому Полесью, считающих подобные дислокации глиняными
диапирами и связывающих их с мощным проявлением неотектоники.
10. Корреляция высот террасовых уровней, сформировавшихся не на протяжении N - Q, как
2
утверждают рецензенты, а на протяжении - Q\y, проведена очень строго. Они изучались авторами и в
местах их максимального подъема на Олонецкой возвышенности, и по побережью Белого моря, и в устье
Сев. Двины. Приводимые на многочисленных профилях отметки их вполне точны.
11. Иольдиевая терраса в окрестностях и в пределах С.-Петербурга имеет высотные отметки от 17 до
23 м (по С.П. Шевченко и Т.В. Усиковой, изучивших весь комплекс террас этого района наиболее
подробно). Рецензенты же утверждают, что она лежит ниже уровня моря. Таких данных, сколь-нибудь
строго обоснованных, нет. Что касается моллюска Joldia, то он имеет широкий возрастной диапазон,
выходящий за рамки голоцена. Эта терраса показана и на составленной О.М. Знаменской
геоморфологической карте, помещенной в атласе Ленинграда, 1977.
Ошибочны и указываемые рецензентами отметки микулинской террасы, якобы не превышающие на
северо-западе России +15 м. Детальными геологическими съемками 80-х годов эта терраса описана у
пос. Рыбацкого вблизи окраины С.-Петербурга на отметке +32 м, в районе Луги - на отметке +45 м.
105
12. Весьма странно утверждение рецензентов, отмечающих, что на всей территории, покрывавшейся
валдайским оледенением, речная сеть очень молода (Волхов, Свирь, Нева, Вуокса). Это, по их
представлениям - протоки между акваториями. Их долины слабо разработаны и практически не
террасированы.
В действительности реки этого района (исключая, возможно, Вуоксу) имеют переуглубленные долины.
сс|)ормировавшиеся в конце миоцена - начале плиоцена. Так, р. Б. Нева врезана в коренные породы до
отметок минус 83 м, что показано на детальном профиле Метростроя; ниже минус 50 м располагается
днище ее бывшего притока, который был пересечен по замороженному плывуну у площади Мужества.
Ныне этот плывун, как и предсказывали инженеры-гидрогеологи (В.Д. Ломтадзе), разорвал эту линию.
Переуглубленные долины имеют реки Сев. Двина. Свирь. Оять. Сясь. Паша. По берегам всех этих рек
прослежены достаточно отчетливо все террасы от первой до шестой (33-36 м).
Несколько менее значительных замечаний, содержащихся в этой рецензии, сокращая текст, пришлось
опустить, часть кратко затронута в ответе на рецензию А.Н. Маккавеева.
Составляя ответ на содержащиеся в ней замечания, мы убедились, что ее авторы недостаточно знакомы
с материалами последнего двадцатилетия, особенно по гляциологии, инженерной геологии, геологической
съемке, геофизике и динамике горных пород. То же относится, частично, и к данным по четвертичной
геологии и геоморс|)ологии.
Заключая этот краткий ответ, отметим, что каждая новая концепция должна пройти через этап
проверки и недоверия. Это - естественно. Время от времени кто-то должен пытаться сопоставить и
объединить выводы различных наук. Это решились сделать авторы книги, понимая, что неизбежно
подвергнутся критике соответствующих специалистов, т.к. знать все науки - невозможно.
Вместе с тем досадно, когда эта критика производится без достаточного знания новейших фактов, без
многолетних трудоемких и кропотливых экспедиционных полевых исследований, без учета данных многих
смежных наук, а основывается на сведениях, почерпнутых главным образом из докладов и сообщений
единомышленников или из обзорных экскурсий, где обычно демонстрируется лишь одна из концепций.
Именно эти досадные недостатки и отразили рецензии А.Н. Маккавеева, Д.Б. Малаховского и
И.И. Краснова.
Вообще же настало время для проведения рабочей конференции "Гляциализм и маринизм", которую
следовало бы организовать Институту географии РАН с обязательным привлечением не только географов,
но и геологов-тектонистов, съемщиков, мерзлотоведов, инженерных геологов и гидрогеологов,
геофизиков, геодинамиков из России. Украины и Белоруссии, а также из США, Канады, Исландии, Дании,
Финляндии. Норвегии и Швеции. Не сомневаемся, что на ней произойдет затянувшееся объединение
ледниковой и ледово-морской концепций.
Н.Г. Чочиа, С.П. Евдокимов
106
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№1
январь-март
1997
ХРОНИКА
ЭРОЗИЯ И СТОК НАНОСОВ: ГЛОБАЛЬНЫЕ И РЕГИОНАЛЬНЫЕ
ПЕРСПЕКТИВЫ
В июле 1996 г. в г. Эксетер (Великобритания) прошла международная конференция "Эрозия и сток
наносов: глобальные и региональные перспективы". Конференция была организована комиссией по
континентальной эрозии международной Ассоциации гидрологических наук (IAHS) (председатель проф.
Д. Уоллинг, Великобритания). Основная тематика конференции касалась проблем оценки изменений стока
наносов рек в целом на Земле, в пределах отдельных континентов, крупных речных бассейнов или
ландшафтных зон. Кроме того, затрагивались вопросы, непосредственно примыкающие к данной
проблематике. В работе конференции приняли участие делегаты из 47 стран, представляющие все
континенты.
Глобальные оценки стока наносов на основе анализа фактических данных, опубликованных в
литературе, были представлены в докладе Д. Уоллинга и Б. Уэба (Великобритания). Авторы показали, что
за последние тридцать лет существенно увеличилось количество информации о стоке наносов рек
практически по всем континентам, благодаря чему существенно уточнены как карты стока наносов рек, так
и суммарные расчеты объемов наносов, выносимых реками в Мировой океан. Тем не менее
преждевременно говорить о достаточной полноте представлений по этому вопросу. Уже имеющиеся
обобщения, в числе которых и работа А.П. Дедкова и В.И. Мозжерина (Сток наносов на Земле, 1984),
несколько отличаются по оценке стока наносов в различных природных поясах мира. Это связано с
объективно короткими рядами наблюдений по многим крупным речным бассейнам. Доклад В. Людвига и
Ж.-Л. Пробста (Франция) касался проблем моделирования стока наносов рек в Мировой океан.
Предпринятая ими попытка интересна как опыт, но вряд ли может быть признана успешной.
Наибольшее число докладов касалось региональных и национальных оценок и стока наносов. Всеобщий
интерес вызвал доклад М. Стоуна и X. Саундерсона (Канада), разработавших программу компьютерного
картографирования стока наносов рек района Великих озер. Использование подобных программ возможно
только при наличии достаточно густой сети наблюдений за стоком наносов рек. В докладе Р. Вассона с
коллегами (Австралия) показаны темпы смыва с пахотных склонов, интенсивность овражной эрозии и его к
наносов рек Австралии, полученные на основе обобщения данных фактических наблюдений. Однако по
данным, представленным в докладе Р. Лоуграна и Г. Эллиота (Австралия), темпы эрозии на
сельскохозяйственных землях Австралии несколько иные. Сведения об интенсивности эрозии в этом случае
получены на основе цезиевого метода по результатам опробования ряда районов Австралии. Данный
пример показывает известную неопределенность результатов, получаемых различными методами.
Региональный анализ стока наносов рек, представленный в ряде докладов, показал, что в различных
регионах разные факторы оказывают доминирующее влияние. Так, в Новой Зеландии (доклад Д. Хикса)
наиболее значимо влияние дождей и геологии, тогда как в северных регионах наиболее важную роль играет
интенсивность таяния снега и, как следствие, объемы стока в период половодья (Д. Боген, Норвегия;
Б. Хасхольт, Дания; Д. Коллинз, Великобритания и др.). Детальный анализ стока наносов крупнейших рек
юго-восточной Азии был сделан в докладах К. Шармы (Индия), В. Субраманиана (Индия), Д. Хиггита и
X. Лу (Великобритания, Китай), А. Гупты (Индия). Группа докладов касалась специфики стока наносов рек
островных государств: С. Уайт (Великобритания), М. Перт (Гонконг), Д. Мак Манус и Р. Дак (Шотландия).
Анализ расходов воды и сток наносов Оби и Енисея был проведен в докладе Н.Н. Бобровицкой (Россия) с
коллегами из США.
Значительное внимание на конференции было уделено исследованиям механизма формирования стока
наносов рек на примерах сравнительно небольших речных бассейнов. Так, П. Уолбринк с коллегами
107
показал возможности цезиевого метода для определения источников поступления речных наносов на
примере исследований в бассейне р. Маррумвиджи (Австралия). Л. Югаден (Норвегия) рассмотрела
особенности формирования стока воды и наносов на склонах малых сельскохозяйственных водосборов, в
пределах которых проводили режимные наблюдения в течение ряда лет с использованием автоматических
расходомеров и пробоотборников. Количественная оценка перераспределения наносов на малых речных
водосборах южной части Русской равнины была представлена в сообщении В.Н. Голосова (Россия).
Особенности влияния почвозащитных мероприятий на сток наносов малых рек юго-восточной Сербии
были рассмотрены в докладе С. Костадинова и С. Марковича (Югославия). X. Уатсон с коллегами (ЮАР)
сообщила о специфике формирования наносов на склонах речного бассейна Мфолози. В целом, следует
констатировать, что полевые исследования особенностей формирования стока наносов на малых
водосборах все шире дополняются расчетными моделями, включающими блоки трехмерных цифровых
моделей рельефа.
Ряд докладов на конференции касался проблем изменений стока наносов рек во времени. Для подобного
анализа использовали различные подходы. Так, А.Ю. Сидорчук (Россия) на примере бассейне р. Зуши на
основе расчетных методов показал особенности изменения стока наносов в зоне длительного
землепользования. А. Шик и Ю. Розин (Израиль) представили интересный доклад об особенностях
изменения стока наносов в бассейне Нахаль Хога в связи с изменением землепользования и проведением
почвозащитных мероприятий. Все выводы доклада базируются на огромном фактическом материале,
полученном в различные интервалы времени для данного бассейна. Анализ долговременных изменений
стока наносов рек бывшего СССР представила в своем докладе Н.Н. Бобровицкая (Россия). В сообщении
Д. Лоулера и Л. Райта (Великобритания) показано влияние изменений климата на снижение стока наносов
рек юга Исландии. Тренд в стоке наносов малых рек австрийской части бассейна р. Дунай проанализировал
в своем докладе В. Саммер (США) с коллегами из Австрии.
Большое внимание на конференции было уделено проблеме опенки интенсивности эрозии почв и ее
влияния на заиление водохранилищ и сток наносов в реках. Подобные сообщения были сделаны для
территорий США (В. Ренвик), севера Африки (А. Лахлоу), Индии (Ю. Котуари), Польши (А. Лящак),
восточной Австралии (В. Эрскайн и М. Сейнор), бассейнов рек Хуанхэ (Д. Моу) и Янцзы (Ю. Тан и Д. Дай).
Помимо гласных докладов на конференции было представлено около 40 стендовых сообщений,
вызвавших большой интерес. Значительная часть их касалась методических вопросов оценки эрозии,
взвешенных и влекомых наносов: моделирования эрозионных процессов, начиная со склона и в целом
речного бассейна, а также ряда частных аспектов проблем, обсуждавшихся в процессе гласных докладов.
Конференция, вслед за аналогичной, проводившейся в Эксетере 13 лет назад,хподвела некоторый итог
развития научных представлений об эрозии и стоке наносов рек за прошедшие годы. Можно
констатировать, что за десятилетие существенно расширилась методическая база исследований,
позволившая накопить обширный фактический материал, сделаны новые интересные обобщения как по
глобальному стоку наносов, так и по ряду регионов. Тем не менее, пока рано говорить о достаточной
проработанности проблем, обсуждавшихся на конференции. Еще недостаточно продолжительны ряды
регулярных наблюдений за эрозией и стоком наносов рек по большинству регионов мира, слабо
используются новейшие методические достижения для получения новых количественных данных, да и сами
методы, как полевые, так и расчетные нуждаются в постоянном совершенствовании. По этой причине еще
весьма несовершенны имеющиеся модели эрозии, особенно разработанные для речных бассейнов. Тем не
менее, внедрение ГИС технологий безусловно ускорит процесс обработки и обобщения данных по
выявлению связей между отдельными факторами и влиянию факторов на процессы сноса, транспорта и
аккумуляции наносов.
Благодаря очень внимательному отношению как к организационным вопросам, так и к каждому из
участников конференции со стороны организаторов во главе с проф. Д. Уоллингом вся конференция
запомнилась как очень продуктивно и приятно проведенное время. Со стороны российских участников
конференции хотелось бы выразить особую признательность организаторам за финансовую поддержку,
позволившую нам принять участие в работе конференции.
В.Н. Голосов
108
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1 январь-март 1997
СОДЕРЖАНИЕ № 1-4, 1996
Агафонов Б.П. Развитие склонов в свете концепции прерывистой денудации и
аккумуляции ................................................................. 1 3—11
Болысов £.И. Биогенное рельефообразование на суше............................ 3 3 - 19
Горелов С.К. О блоково-геосинклинальной гипотезе формирования рельефа горных
стран (на примере центрального пояса Евразии и смежных областей)............. 3 19-31
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия на равнинах Восточной Европы............... 2 3-9
Литвин В.М. Основные этапы развития морфоструктуры Земли в мезозое и кай-
нозое ....................................................................... 4 3-12
Мусатов Ю.Е. Рельеф и возможная природа неотектонических деформаций верхних
частей литосферы............................................................. 1 11-17
Рейснер Г.И., Иогансон Л.И. Современные эндогенные режимы Северной Евразии. 2 9-19
Сычева С.А. Эволюционный анализ плейстоценовых погребенных малых эрозионных
форм........................................................................ 3 31-38
Тимофеев Д.А., Хмелева Н.В., Чалов Р.С. "Русло реки и эрозия в ее бассейне" через 40
лет.......................................................................... 1 17-26
Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации
речных русел................................................................. 1 26 - 36
Чалов Р.С. Историческое и палеорусловедение: предмет, методы исследований и роль в
изучении рельефа............................................................. 4 13-18
Дискуссии
Баландин В.А. Генезис и структура рельефа. Попытка нетрадиционного подхода к
анализу смысла понятий ...................................................... 2 20-24
Голосов В.Н. О цикличности эрозионно-аккумулятивных процессов в сельскохозяйст-
венной зоне Русской равнины.................................................. 3 43-51
Дебец М.Г., Назаров А.И. Об ограниченном толковании закона Бэра.............. 4 51-52
Дедков А.П.., Мозжерин В.И., Сафина Г.Р. О современном тренде эрозии в степной и
лесостепной зонах Восточно-Европейской равнины............................... 3 39 - 43
Лилиенберг Д.А., Будагов Б.А., Алиев А.С. Морфотектоника Азербайджана и
Восточного Закавказья с позиций неомобилизма................................. 4 31-50
Мацапулина Е.В. К дискуссии о природе орогидрографического парадокса осевой зоны
Восточного Кавказа .......................................................... 4 19-24
Несмеянов С.А. Проблема миграции главного водораздела Западного Кавказа по
данным детального неотектонического анализа.................................. 4 25-31
Спиридонов А.И. К вопросу о возвратно-поступательном развитии флювиального
рельефа...................................................................... 2 24-26
Экологическая геоморфология
Болтрамович С.Ф. Эколого-геоморфологические исследования рудного месторождения
в аридной зоне .............................................................. 1 37 - 42
Иванова Н.Н., Голосов В.Н., Панин А.В. Земледельческое освоение территории и
отмирание рек Европейской части России....................................... 4 53-60
Куценко Н.В. Геоморфологические основы проектирования рельефа для
рекультивации земель......................................................... 1 42-52
Широков В.М. Современное геоэкологическое состояние малых рек Белоруссии... 4 60-64
109
Методика научных исследований
Бондарев В.П. Морфометрический анализ овражно-балочных систем Центрального
Черноземья для их классификации.............................................. 1 53-58
Бронгулеев В.Вад., Маккавеев А.Н. Геоморфологические особенности Истринского
морфоструктурного узла и определение его границ с помощью тренд-анализа ..... 3 52-62
Курбатова Л.С., Тимофеев Д.А. К познанию морфологической структуры рельефа:
опыт картометрического анализа данных о расчлененности рельефа............... 3 62-71
Никонов А.А. Обрушение навесов и ниш: опыт исследований в Крыму.............. 4 65-74
Симонов Ю.Г., Панин А.В., Ульянов В.А. Опыт использования локальной геоин-
формационной системы для автоматизированного изучения унаследованности
рельефа...................................................................... 4 74-81
Научные сообщения
Агафонов В.П. Кумулятивные сели в Прибайкалье................................ 2 27 - 37
Алексеевский Н.И. Трансформация стока наносов в эрозионно-аккумулятивных сис-
темах ....................................................................... 4 82-86
Ананьев Г.С. Морфоструктура Эквадора......................................... 2 37 - 50
Ананьева Э.Г., Ефремов Ю.В., Парунин О.Б. Некоторые особенности озерного
морфолитогенеза Большого Кавказа ............................................ 2 50-60
Антроповский В.И. Гидролого-морфологическая характеристика р. Аргунь......... 3 72-79
Анцыферов С.М., Ефремов А.С. Прогноз условий существования и параметров
песчаных рифелей, образованных волнением..................................... 4 87-97
Болысов С.И., Тарзаева Н.В. Метеорологический фактор в развитии регрессивной
эрозии на юго-западе Подмосковья............................................. 4 97-103
Губин В.Н. Структура последнего ледникового покрова в Белоруссии по данным
дешифрирования аэрокосмических снимков ...................................... 2 60-64
Дегтярев К.С., Фаустова М.А. Тенденции в эволюции валдайской ледниковой
морфоскул ьптуры............................................................. 3 79-88
Евзеров В.Я. Специфика формирования маргинальных гряд поздневалдайского ледни-
кового покрова в условиях арктического климата .............................. 2 64-72
Жидков М.П., Никонов А.А. Сейсмодеформация рельефа у поселка Гарни (Армения,
Малый Кавказ).............................................................. 1 59-68
Жидков М.П. Крупные гравитационные смещения и морфоструктурные узлы Малого
Кавказа...................................................................... 2 72-79
Клюкин А.А. Баланс наносов в бассейне р. Ворон (Крымские горы)............... 3 88-96
Коржуев С.С. Ярусные долины - палеогеографический парадокс горного оледенения 1 68-81
Кочкин Б.Т. Геоморфология и новейшая история междуречья Течи и Зюзелки
(Восточный склон Урала)...................................................... 2 79-89
Рашутин Д.В. Неотектоника как фактор русловых процессов (в долине Терека). 2 89-93
Романенко Ф.А. Рельеф и четвертичные отложения острова Преображения.......... 1 81-87
Романенко Ф.А. Строение рельефа северного побережья озера Прончищева (Вос-
точный Таймыр)............................................................... 2 93-100
Рудой А.Н.. Кирьянова М.Р. Эрозионные террасы и экзогенная геоморфология северо-
восточного Сайлюгема, бассейн Чуйской котловины. Горный Алтай............... 1 87-97
Рыжов Ю.В. Роль экстремальных метеорологических явлений в развитии эрозионных
процессов в Прибайкалье...................................................... 3 96 - 99
Савчик С.Ф. Классификация техногенного рельефа по социально-функциональным
признакам.................................................................. 2 100-105
Сементовский Ю.В. Унаследованные котловинные долины Казанского карстового
района ...................................................................... 3 99- 102
Хмелева Н.В., Виноградова О.В., Маорс Л.В. Влияние русловых процессов на механизм
формирования аллювиальных россыпей в долинах средних порядков................ 3 102-107
Шолохов В.В., Никонов А.А. О сейсмогравитационных образованиях на Мангышлаке 1 97-102
Рецензии
Гросвальд М.Г., Маккавеев А.Н. Книга о роли снега и льда в природе нашей пла-
неты....................................................................... 3 108 - 109
НО
Ласточкин А.Н., Мусатов Ю.Е. Фундаментальный труд о позднекайнозойском
рельефообразовании............................................................ 2 106-108
Лилиенберг Д.А. Новая сводка по геоморфологии Азербайджана.................... I 103-105
Маккавеев А.Н. Состоится ли примирение ледниковой и ледово-морской концепций? 2 108-109
Малаховский Д.Б., Краснов И.И. Спорные суждения о палеогеографии Восточной
Европы и Западной Сибири...................................................... 4 104-106
Хроника
Александров С.М. Актуальные геоморфологические аспекты неотектоники........... 4 107-108
Бутаков Г.П. Овражная эрозия; формы первичной гидрографической сети........... 4 109
Лукьянова С.А., Мысливец В.И., Сафьянов Г.А. III Щукинские чтения............. 1 106-108
Щипек Т., Снытко В.А. Эоловые процессы и формы рельефа....................... 4 110-111
Юбилеи
Сергей Сергеевич Коржуев (к 80-летию со дня рождения)......................... 3 110-111
Геннадий Александрович Сафьянов (к 60-летию со дня рождения).................. 3 111-112
Потери науки
Юрий Васильевич Бабанов (1931 - 1995}......................................... 2 110-112
111
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
О.М. Адаменко, А.М. Берлянт, Н.С. Благоволив (зам. гл. редактора),
В.Вад. Бронгулеев, Б.А. Будагов, А.П. Дедков, П.А. Каплин,
А.Н. Ласточкин, А.Н. Маккавеев (отв. секретарь), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 18.11.96 Подписано к печати 10.12.96 Формат бумаги 70 х 100*/16
Офсетная печать. Усл.печ.л. 9,1 Усл. кр.-отт. 3,9 тыс. Уч.-изд.л. 10,6 Бум. л. 3,5
Тираж 417 экз. Зак. 883
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Московская типография № 2 РАН, 121099, Москва, Шубинский пер., 6
112
Индекс 70215
УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ!
Российская академия наук с 1997 года меняет условия подписки на акаде-
мические журналы. Это связано с необходимостью уменьшить убытки от
выпуска периодики Академии, в связи с чем будут подняты подписные
цены. Повышение цен будет проходить в два этапа.
На первом этапе (I полугодие 1997 года) объявленные в каталоге
подписные цены будут доступны всем категориям научных работников,
преподавателям, аспирантам и студентам вузов, всем государственным и
научным библиотекам, а также научным и вузовским организациям.
На втором этапе (II полугодие 1997 года) численность специалистов и
количество организаций, имеющих право пользования льготной подпиской,
будет существенно сокращено. Воспользоваться этими льготами можно
будет только при подписке в издательстве "Наука'*, в редакции журнала и
в других местах, которые будут указаны дополнительно. Каталожная цена
на академические журналы и, следовательно, стоимость подписки в отделе-
ниях связи будет значительно повышена.
Подписные цены на академические научно-популярные журналы не
претерпят существенных изменений
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 1997, № 1
«НАУКА»