Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1
2000

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЯНВАРЬ-МАРТ
№ 1-2000
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
СОДЕРЖАНИЕ
Борисевич Д.В. Поверхности выравнивания платформенных частей континентов: их корреляция и
условия формирования
Макарова Н.В., Корчуганова Н.И., Макаров В.И. Морфологические типы орогенов как показатели
геодинамических условий их формирования и развития
Дискуссии
Дублинский В.Н. Еще раз о генезисе гипсовых пещер Подолии
Свиточ А.А. Нижнее и юг Среднего Поволжья в плейстоцене
Скоморохов А.И. В защиту представления о возвратно-поступательном развитии флювиального
рельефа
Экологическая геоморфология
Лихачева Э.А., Локшин Г.П., Просунцова Н.С., Тимофеев Д.А. Эколого-геоморфологическая оценка
территории г. Москвы
Научные сообщения
Дедков А.П., Мозжерин В.В. Новые данные о генезисе и возрасте нижнего плато Приволжской
возвышенности			 ^
Евзеров В.Я., Николаева С.Б. Пояса краевых ледниковых образований Кольского региона	 61
Жидков М.П. Условия возникновения крупных обвально-оползневых смещений на Большом Кавказе	73
Жиндарев Л.А., Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И. Динамика Кавказского побережья Каспийского моря
в условиях подъема его уровня
Завадский А.С., Чалов Р.С. Условия формирования и морфология свободных излучин на реках
Северной Евразии
Сироткин А.Н., Шарин В.В. Возраст проявлений четвертичного вулканизма в районе Бокк-фьорда
(архипелаг Шпицберген)
Лю Шугуан, Чалов Р.С. Морфодинамические типы русел рек Хуанхэ и Янцзы (нижнее течение)
и условия их формирования
Рецензии
Лымарев В.И. Учебник-монография по геоморфологии морских берегов 	 117
Чалов Р.С. Первое украинское учебное пособие по русловым процессам			 119
Хроника
Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А. Инженерная география - наука нового тысячелетия			 121
Содержание № 1-4,1999 		 12т
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 2000 г.
1

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JANUARY-MARCH
№ 1-2000
CONTENTS
Borisevitch D.V. Planation surfaces of continental platforms: their correlation and formation conditions		3
Makarova N.V., Korchuganova N.I., Makarov V.I. Morphologic types of orogens as indicators of their
origin and formation conditions		 14
Discussions
Dublyansky V.N. Once more on the genesis of gypsic caves of Podolia	 27
Svitoch A.A. The Lover and the southern part of the Middle Volga region during Pleistocene 	 29
Skomorokhov АЛ. Flu viaf systems’ reciprocating development: an advocacy of conception	 41
Ecological geomorphology
Likhacheva E.A., Lokshin G.P., Prosuntsova N.S., Timofeyev D.A. Ecological-geomorphologic evaluation
of the Moscow territory 		  48
Short communications
Dedkov A.P., Moszherin V.V. Low plateau of Privolzhskaya highland: new data on genesis and age	 56
Yevserov V.Ya., Nikolayeva S.B. Marginal glacial formations of Kola region, North-west Russia	 61
Zhidkov M.P. Climatic and morphostructural conditions of the large landslides genesis in the Great
Caucasus	 73
Zhindarev L.A., Nikiforov L.G., Rychagov G.I. Dynamics of the Caspian seashore in the Caucasus region
under the condition of sea level rise	   82
Zavadsky A.S., Chalov R.S. Formation conditions and morphology of free bends on the North-Eurasian
rivers	 88
Sirotkin A.N., Sharin V.V. The age of quaternary volcanic actions in the vicinity of Bokk-fiord
(Spitsbergen)	 95
Lu Shuguan, Chalov R.S. Morphodynamic types of the Hwang Ho and the Lower Yangtze channels and
conditions of their formation	  106
Reviews
Lymarev V.I. Tutorial-monograph on the geomorphology of the sea-coasts			 117
Chalov R.S. The first Ukrainian education guidance on the channel processes	 119
Chronicle
Zikhacheva E.A., Timofeyev D.A. Engineering geography - the science of new millennium	 121
Contents N 1-4,1999 				 123
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2000
УДК 551.432.8
© 2000 г. Д.В. БОРИСЕВИЧ
ПОВЕРХНОСТИ ВЫРАВНИВАНИЯ ПЛАТФОРМЕННЫХ ЧАСТЕЙ
КОНТИНЕНТОВ: ИХ КОРРЕЛЯЦИЯ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
В 1997 г. была завершена работа над серией монографий об истории развития
рельефа континентов в мезозое и кайнозое. В первой описывается история развития
рельефа Африки, Австралии и Южной Америки [1], во второй - Западной Европы [2],
в третьей - Азии и Северной Америки [3]. Кроме того, была опубликована моногра¬
фия по истории развития рельефа Урала, одного из наиболее детально изученных в
геоморфологическом отношении районов Мира [4]. При этом подтвердилось, что на
всех континентах в их платформенных частях развита серия из пяти коррелирующихся
между собой по возрасту поверхностей выравнивания, как это ранее для континентов
Южного полушария установил Кинг [5]. Однако в определении их возраста он до¬
пустил ошибки. Возраст самой древней поверхности, сохранившейся лишь на вер¬
шинах останцовых гор, выделяемой под названием "гондванской", он определял как
юрский. Образование следующей, "постгондванской" поверхности происходило, по его
мнению, во время краткого эпизода в среднемеловое время, и она успела развиться
лишь в виде придолинных педиментов вдоль меловых долин, врезанных в останцы
"гондванской" поверхности выравнивания. Сами "гондванские" останцы возвышаются
над наиболее обширной поверхностью выравнивания, которую Кинг справедливо счи¬
тает "главной поверхностью", в результате расчленения которой создались основные
черты современного рельефа платформенных частей континентов. Образование этой
поверхности Кинг относит к раннему кайнозою и в Африке выделяет ее под названием
"африканской", а на других южных континентах соответственно - "австралийской" и
"суламериканской". В эту поверхность врезаны две более молодые поверхности,
сформированные в позднем кайнозое.
Возраст поверхности выравнивания, соответствующей "гондванской" поверхности,
на всех материках оказался не юрским, а триасовым. На Урале, как это давно выяс¬
нили Яншин, Вахрушев и Борисевич4 [4], аналог "гондванской" поверхности имеет
среднетриасовый возраст, причем она сохранилась как на вершинах останцовых гор,
так и на днищах Челябинских грабенов и плоской Таналык-Боймакской депрессии, где
ее покрытая мощной латеритной корой выветривания поверхность перекрывается
верхнетриасовыми и юрскими отложениями.
Во Франции, на Центральнофранцузском массиве, как указывает Жоли [6], над
основной поверхностью выравнивания, имеющей раннемеловой возраст, возвышаются
останцовые горы, имеющие относительную высоту около 500 м, причем на выровнен¬
ной поверхности останцовой горы Лозер поверх мощной толщи тропической коры
выветривания имеется покров юрских отложений, с несомненностью свидетельствую¬
щий о триасовом возрасте этой "гондванской" поверхности. Такие же триасовые
останцовые горы, как отмечает Жоли, имеются в Сегала и Морване.
В Африке триасовый возраст "гондванской" поверхности определяется на основании
того, что на вершинах останцовых гор (Табус-Индуна около Буловайо и горы Ганс в
3

Намибии) сохранились остатки покрова "стормбергских" базальтов, излившихся в
триасе.
В Австралии Твидейл и др. [7] выяснили, что на останцовых горах Флиндерс,
Маунт-Лофти, горах полуострова Эйр и острова Кенгуру, которые Кинг считал "гонд-
ванскими" останцами, возраст "гондванской" поверхности оказался не юрским, а триа¬
совым. Так, на острове Кенгуру "гондванская" поверхность, имеющая покров из мощ¬
ной латеритной коры выветривания, перекрыта базальтами, возраст которых, опре¬
деленный калий-аргоновым методом, оказался среднеюрским. Исходя из того, что
ближайшая к средней юре эпоха с гумидным тропическим климатом, во время которой
могла сформироваться кора выветривания латеритного типа, существовала в триасе,
возраст "гондванской" поверхности определяется Твидейлом как триасовый.
Возраст "африканской" поверхности выравнивания и ее аналогов на других конти¬
нентах ("австралийской" и "суламериканской") не раннекайнозойский, как считает
Кинг, а позднеюрско-раннемеловой. К этому заключению пришло большинство иссле¬
дователей, занимавшихся в последнее время изучением поверхностей выравнивания в
Африке, Австралии, Южной Америке, Европе, Азии и Северной Америке, причем для
идентификации ее большое значение имеет наличие на ней мощной латеритной коры
выветривания. В Африке Мишель [8], исследовавший в последние годы Гвинейское
нагорье, поверхность которого Кинг считал "африканской" поверхностью, имеющей
раннекайнозойский возраст, выяснил, что она имеет среднемеловой возраст. Это под¬
тверждают и исследования Донне [9], установившей, что на восточной окраине на¬
горья его поверхность, покрытая мощной латеритной корой выветривания, уходит под
верхнемеловые песчаники Карно, нижние горизонты которых обогащены продуктами
перемыва этой коры выветривания.
В Австралии все современные исследователи: Твидейл, Оллиер, Янг и другие
пришли к заключению о допозднемеловом возрасте "австралийской" поверхности и о
позднемеловом возрасте покрывающей ее мощной латеритной коры выветривания,
причем Маббут [10] установил, что поверхность плато Эйнасли, которую Кинг считал
"африканской", при прослеживании на запад срезает меловые и эоценовые отложения,
на самом деле наклонена в сторону залива Карпентария и уходит под отложения
верхнемелового возраста, что указывает на ее райнемеловой возраст.
В последнее время в Австралии на "австралийской" поверхности обнаружена густая
сеть меловых долин. Фейрбридж и Финкл [11] изучили две древние долины, проры¬
вающие хребет Дарлинг, и установили, что их аллювиальные отложения (получившие
названия "формации гринбуш") содержат пыльцу раннемеловых растений. Аллювиаль¬
ные отложения нацело выветрены во врёмя эпохи позднемелового формирования
латеритной коры выветривания, что привело Фейрбриджа и Финкла к заключению о
раннемеловом возрасте "австралийской" поверхности и позднемеловом - латеритной
коры выветривания.
В Южной Америке, как и на других континентах, на "суламериканской" поверх¬
ности, выделяемой Кингом, сформировалась мощная латеритная кора выветривания,
На Гвианском щите эта кора выветривания, развитая на железистых кварцитах,
представлена гематитами и разрабатывается железорудной компанией "Ориноко",
геологи которой выяснили, что образование коры выветривания произошло минимум
50 млн. лет назад. К заключению о меловом возрасте этой коры пришли и геологи
Рукмик и Лушингер [12].
На Бразильском щите, на его юго-восточной окраине (плато Барбарема), Меснер и
Вулридж [13] выявили, что поверхность выравнивания щита, покрытая латеритной
корой выветривания, уходит под покров верхнемеловых континентальных отложений.
На юге бассейна Мараньяо на "суламериканской" поверхности располагается неболь¬
шое излияние базальтов, возраст которых, определенный калий-аргоновым методом,
датируется 128 млн. лет (Асмус [14]). Такой же возраст (120 млн. лет) имеет гигант¬
ский покров базальтов Серра-Жераль, перекрывающий "суламериканскую" поверх¬
ность юга Бразильского щита и свидетельствующий о ее раннемеловом возрасте.
4

В Западной Европе первые данные о раннемеловом возрасте основной поверхности
выравнивания появились довольно давно. Мартонн [15] еще в пятидесятых годах
пришел к заключению о меловом возрасте поверхности Центрального Французского
массива и постгерцинском возрасте поверхности, венчающей возвышающиеся на ней
останцовые горы. Гиессинг [16] в 1967 г. установил, что покрытая мощной латеритной
корой выветривания основная поверхность выравнивания Балтийского щита имеет
раннемеловой возраст, так как на юге щита уходит под покров морских верхне¬
меловых отложений.
Некоторые геоморфологи старшего поколения продолжают придерживаться мнения
о молодости рельефа. Например, Бюдель [17] возраст основной поверхности выравни¬
вания Европы считает плиоценовым, а Геллерт [18] - олигоценовым, но подавляющее
большинство современных исследователей приводит доказательства раннемелового
возраста основной поверхности выравнивания Европы и триасового возраста увенчи¬
вающих ее останцовых гор.
В Англии, в Кембрийских горах, как показали исследования Баттиану-Куеней [19],
основная поверхность выравнивания сформировалась в среднемеловое время; позднее
на нее наложилась ферралитовая кора выветривания. Над этой поверхностью
поднимаются останцовые горы (Сноудон и др.). В Уэльсе, по данным Коке-Делуилл
[20], основная поверхность выравнивания (Корнуолл) образовалась до сеномана, и в
конце позднего мела на ней сформировалась мощная кора выветривания. Возраст
поверхности на вершинах возвышающихся над ней останцовых гор (Эксмур) Коке-
Делуилл определяет как постгерцинский и начало формирования ее относит к перми,
а окончание - к триасу.
Недавние исследования Бергстрема [21] для Южной Фенноскандии подтвердили
раннемеловой возраст основной поверхности Балтийского щита, наличие на ней лате¬
ритной коры выветривания и факт перекрывания ее периферии морскими верхне¬
меловыми отложениями. В Финляндии, как установили Сёдерман и Кейонен [22], на
раннемеловой поверхности Балтийского щита сохранилась мощная (до 120 м) кора
выветривания тропического типа, формирование которой они относят к апту-альбу.
В Арденнах л Рейнских Сланцевых горах раннемеловая поверхность развита в виде
придолинных педиментов, разделенных останцовыми хребтами аппалачского типа.
Еще в 1960 г. бельгийские исследователи Макар и Алесандре установили, что поверх¬
ность межгорных депрессий Арденн имеет мощный покров латеритной коры вывет¬
ривания и местами перекрывается морскими отложениями верхнего мела.
Недавние исследования Биркенхауэра [23] подтвердили существование в Рейнских
Сланцевых горах поверхности, покрытой мощной латеритной корой выветривания,
образовавшейся, как он выяснил, на границе позднего мела - раннего палеогена.
О раннемеловом возрасте этой поверхности свидетельствует и находка в приуро¬
ченных к ней терригенных отложениях костей игуанодонта Bemisart и остатков флоры
Waldienne, сделанная Вуазеном [24].
На поверхности Богемского массива Демек [25] установил существование мощной
(до 100 м) латеритной коры выветривания, что подтвердил и Крал [26] при иссле¬
довании в Крушногорском районе, что, по его мнению, достоверно определяет возраст
основной поверхности выравнивания массива как допозднемеловой.
На севере Иберийского полуострова Коуде-Гауссен [27] установил существование
двух поверхностей - нижней, покрытой мощной латеритной корой выветривания, и
верхней, сохранившейся на вершинах останцовых гор. На Северной Месете, по дан¬
ным Гарсия-Аббада и Мартин-Серрано [28], на "исходной" поверхности также развита
кора тропического типа, причем на юго-востоке поверхность, покрытая корой вывет¬
ривания, уходит под покров морских верхнемеловых отложений, что, по их мнению,
свидетельствует о меловом возрасте этой поверхности, над которой возвышаются
останцовые горы "аппалачского" типа.
В Восточной Европе раннемеловой возраст основной поверхности выравнивания
Урала был установлен Борисевичем еще в 1939 г. В последующее время все иссле¬
5

дователи Урала: Гудошников, Сигов, Гузовский, Шуб, Шагалов и др. также пришли к
заключению о раннемеловом возрасте этой поверхности, а Шагалов на основании
анализа пяти образцов покрывающей ее коры выветривания определил абсолютный
возраст коры - около 70 млн. лет [4]. На раннемеловой поверхности Урала сохра¬
нились раннемеловые долины с аллювием, подвергшимся латеритному выветриванию.
Раннемеловой возраст долин подтверждается наличием в их аллювии пыльцы ранне¬
меловых растений (цикадовых - родов Zonoptycha, Trilistrium, хвойных - Oedemosacus
Naum и спор Stenozonotriletes) [29]. В раннем мелу сформировалась поверхность вырав¬
нивания, увенчивающая Украинский щит и Воронежскую антеклизу. Позднеюрско-
раннемеловой возраст поверхности Украинского щита подтверждается данными Савко
и Додатко [30], изучившими покрывающую ее древнюю кору выветривания и уста¬
новившими ее позднемеловой возраст. На поверхности щита сохранились раннеме¬
ловые долины, выветрелый аллювий которых содержит пыльцу и споры (Pinaceae,
Gleichenia sttelata, Leiotriletes, Stenozonotriletes и дрО [31], аналогичные ранее выявлен¬
ному пыльцевому комплексу раннемеловых долин Урала.
На поверхности Воронежской антеклизы, по данным Раскатова [32], также сохра¬
нились раннемеловые долины с аллювием, подвергшимся выветриванию одновременно
с формированием позднемеловой коры выветривания, хорошо сохранившейся в
пределах антеклизы.
В Казахстане и районах Средней Азии, как выяснил Селиверстов [33], основная
широко распространенная поверхность сформировалась в ранне-среднемеловое время,
и в позднем мелу на ней образовалась латеритная кора выветривания с бокситами.
Над ней возвышаются останцовые горы, вершины которых увенчаны остатками
поверхности, возраст которой Селиверстов считает доюрским.
В Монголии, по данным Николаевой и Шувалова [34], выработка основной поверх¬
ности выравнивания, над которой возвышаются лишь останцовые горы, произошла в
конце неокома. Девяткин и др. [35] констатируют, что на этой поверхности в ряде
районов сохранилась древняя кора выветривания, местами перекрытая осадочными
толщами верхнего мела, что свидетельствует о раннемеловом возрасте этой поверх¬
ности.
На Сибирской платформе первое достоверное определение возраста основной по¬
верхности выравнивания было сделано Филатовым и др. [36]. У подножья триасового
останца, возвышающегося над этой поверхностью, в верхней части покрывающей по¬
верхность мощной латеритной коры выветривания были найдены остатки ожелез-
ненной древесины Cladoflebis и Eqisetites, возраст которых, по заключению сотрудника
ВСЕГЕИ И.В. Васильева, не моложе мела. К заключению о раннемеловом возрасте
этой поверхности и позднемеловом возрасте покрывающей ее коры выветривания
пришли как исследователи, проводившие геоморфологические исследования при поис¬
ках бокситов (Пельтек, Табацкий, Кустов, Левина, Лейбциг и др.), так и сотрудники
Аэрогеологии (Леонов и др.). Кроме того, были выявлены многочисленные ранне¬
меловые долины с аллювием, подвергшимся выветриванию в позднемеловое время [3].
В Северной Америке поверхность выравнивания Мидконтинента, выделяемая под
названием Лексингтонской поверхности и поверхности Высокого Рима (аналоги
Гаррисбергской поверхности Аппалачей), местами имеет покров из мощной (на плато
Салем до 120 м) латеритной коры выветривания. Кроме того, на плато Салем Фрие
[37] обнаружил аллювиальные отложения с нацело выветрелой галькой неустойчивых
пород, возраст которых он определяет как меловой. Недавно Датц [38] подтвердил,
что вся поверхность Мидконтинента представляет собой меловой пенеплен, так как на
его поверхности в Миннесоте, Айове и Висконсине сохранились галечники меловой
континентальной формации Виндров.
Фейрбридж [39] выявил существование в Висконсине мощной феррикретовой коры
выветривания, что, по его мнению, свидетельствует о раннемеловом возрасте поверх¬
ности, к которой они приурочены, дошедшей до наших дней почти без изменения.
Фейрбридж считает раннемеловой поверхностью выравнивания и поверхность Канад¬
6

ского щита на основании того, что на ней в провинции Квебек сохранились остатки
мелового континентального покрова.
Приведенные выше данные свидетельствуют о том, что как на Урале, где средне¬
триасовый возраст аналога "гондванской" поверхности и раннемеловой (соответствую¬
щий "африканской" поверхности) был определен раньше всего [29], так и на всех
континентах возраст "гондванской" поверхности установлен сейчас как триасовый, а
"африканский" - как раннемеловой, т.е. "африканская" поверхность является на самом
деле "постгондванской", которая в виде долинных педиментов вдается в пределы
останцов триасовой поверхности, как это констатировал и Кинг [5].
Сформировавшаяся после позднемеловой более молодая (палеогеновая) поверх¬
ность выравнивания в Европе, Азии, Африке и Австралии хорошо идентифицируется
по наличию на ней кремнистой коры выветривания (силькретов), возникшей в конце
палеоцена. Как выяснилось при корреляции поверхностей выравнивания материков
Северного и Южного полушарий [40], хорошо коррелируются между собой и две более
молодые (миоценовая и плиоценовая) поверхности, причем для них характерен мало¬
мощный покров из элювиально-делювиальных красноцветных глин. Таким образом, на
всех платформенных частях материков присутствует одинаковая и по числу (пять), и
по возрасту серия поверхностей выравнивания.
Каковы же условия формирования поверхностей выравнивания и причина их
единообразия на всех континентах?	*
Дэвис считал, что формирование пенепленов происходит путем плоскостного сни¬
жения земной поверхности в эпохи стабильного положения базиса эрозии рек, каковым
является уровень океана. Однако темп снижения поверхности междуречий крайне
незначителен. Фейрбридж и Финкл [11] установили, что на плато Дарлинг, на юго-
западе Австралии, остатки флювиогляциальных конгломератов пермского возраста,
залегавшие ранее на днищах долин, в связи с инверсией рельефа возвышаются сейчас
на 25 м над позднеюрско-раннемеловой поверхностью выравнивания. Так как эта тер¬
ритория на протяжении 250 млн. лет была сушей, средний темп плоскостной денудации
определяется Фейрбриджем и Финклом от 10 до 20 см за один млн. лет. Неверно
также и представление Дэвиса о том, что базис эрозии рек (уровень океана) в течение
всего времени формирования глобальных поверхностей выравнивания остается посто¬
янным. Достаточно посмотреть на палеогеографические карты, чтобы убедиться, что
за десятки млн. лет, требующихся для выработки триасовой и меловой поверхностей,
все время происходили многочисленные трансгрессии и регрессии. Поэтому становится
очевидным, что формирование поверхностей выравнивания происходит в таких
условиях, при которых профили равновесия рек не испытывают изменений, несмотря
на колебания уровня океанов.
Пенк [41] считал, что такие условия создаются в пределах крупных сводовых
поднятий, в связи с ростом которых в их периферических частях увеличивается уклон
приуроченных к ним русел рек, что вызывает врезание рек, образование крутых
участков падения и водопадов. В связи с этим вышележащие участки становятся
висячими долинами со своими местными базисами эрозии, независимыми от колебаний
уровня океана, и служат, как считал Пенк, "долговременным" базисом денудации для
формирования привязанных к ним поверхностей выравнивания. Само образование
поверхностей выравнивания, как выяснил Пенк, происходит путем отступания
склонов, т.е. путем бокового срезания возвышенностей; этот процесс он назвал педи-
пленизацией.
Из последующих исследователей на позициях Пенка стоит Кинг [5], считающий,
что поверхности выравнивания формируются на уровне висячих долин, причем однаж¬
ды заложившиеся уступы могут продвигаться, формируя поверхности выравнивания с
такой же скоростью, как продвигаются вверх по рекам крутые перепады их русел. Из
российских исследователей эти взгляды разделяет Тимофеев [42], который считает,
что поднятие территории не препятствует ее выравниванию, причем и в горах, и на
платформенных равнинах образуется лестница поверхностей выравнивания, привязан¬
7

ных к местным базисам эрозии, площади которых продолжают все время расти путем
отступания разделяющих их уступов.
Мнение Пенка о формировании поверхностей выравнивания путем отступания их
тыловых уступов и бокового срезания имевшихся ранее возвышенностей явилось
большим вкладом в понимание процесса образования поверхностей выравнивания. Но
его представление о том, что поверхности выравнивания формируются на поднимаю¬
щихся территориях, будучи привязанными к местным базисам денудации - к уровню
висячих долин — является ошибочным. Пенк не учел того обстоятельства, что
скорость формирования поверхностей выравнивания и скорость регрессивной эрозии
рек — величины совершенно не сравнимые между собой.
Процесс регрессивной эрозии, с геологической точки зрения, почти мгновенный.
Например, по данным Чумакова [43], в олигоцене-миоцене долина Нила была хорошо
разработана, имела большую ширину и зрелый облик. На границе миоцена и плиоцена,
в связи с осушением Средиземного моря долина Нила превратилась в висячую долину,
оторванную уступом высотой в несколько километров от осушившегося днища моря.
За отрезок времени от позднего миоцена до раннего плиоцена в широкую миоценовую
долину врезалась узкая, ныне погребенная, долина протяженностью более 1500 км,
глубина которой близ устья Нила достигала, по данным Саида [44], 2500 м, а в
Верхнем Египте - 400 м [43].
Некоторое представление о скорости отступания тылового уступа при выработке
поверхностей выравнивания можно получить из анализа данных о миоценовой поверх¬
ности, развитой на восточном побережье Индостана. Здесь восточнее прибрежной
миоценовой морской аккумулятивной равнины, сложенной Куддуларскими песчаниками
и гравелитами, расположенной на высоте около 200 м над уровнем моря, протяги¬
вается полоса миоценовой поверхности выравнивания шириной около 35 км и высотой
200-250 м, ограниченная с востока высоким (более 700 м) уступом плато Махараштра
[45]. Отрезок времени, за который сформировалась эта поверхность, точно опреде¬
лить затруднительно, но если считать, что формирование продолжалось в течение
всего миоцена (14 млн. лет), то скорость отступания уступа составляет около 2 км за
млн. лет.
Эти данные показывают, что глубинная и регрессивная эрозия — процесс настолько
быстрый, а существование висячих долин настолько кратковременно, что они никак не
могут служить долговременным базисом денудации для формирования педипленов, как
считал Пенк. Поэтому надо было искать другие условия, при которых долины рек
сохраняют профиль равновесия, несмотря на происходящие колебания уровня океанов.
В 1954 г. было выявлено, что формирование каждой поверхности выравнивания Урала
коррелируется с эпохами трансгрессий [29]. Размышление над этим обстоятельством
привело к заключению о парагенетической связи, существующей между трансгрес¬
сиями и поведением профиля равновесия рек. При трансгрессии в устьевых частях рек
создается динамический подпор, вызывающий на небольшом участке быстро
выклинивающуюся вверх по долине аккумуляцию осадков. Но это не сказывается на
вышележащем отрезке реки, где профиль равновесия продолжает выполаживаться,
постепенно приближаясь к форме предельного профиля. Последующие небольшие
регрессии и трансгрессии не сказываются на развитии профиля равновесия рек выше
точки подпора, который в течение всего этого времени продолжает выполаживаться,
а ограничиваются аккумуляцией и размывом отложений в низовьях рек.
Это заключение получило полное подтверждение во время экспериментов в лотке,
проведенных Маккавеевым и др. [46], по влиянию изменений уровня приемного
бассейна (базиса эрозии) на развитие впадающей в бассейн ’’реки".
Следовательно, в эпохи глобальных трансгрессий, протяженность которых измеря¬
ется десятками млн. лет, профили равновесия рек, несмотря на промежуточные коле¬
бания уровня океана, служат базисом денудации для выработки поверхностей вырав¬
нивания, и эти условия сохраняются вплоть до регрессии, превосходящей по ампли¬
туде предшествовавшую трансгрессию.
8

А - Кривая колебаний уровня моря с триаса до настоящего времени, составленная Хагом, Харденболом и
Вейлом [47]
Б - Возраст и современное высотное положение поверхностей выравнивания на западном склоне Среднего
Урала, по данным Борисевича [2]. Поверхности выравнивания: 7 - с латеритной корой выветривания,
2 - с кремневой корой выветривания, 3 - без коры выветривания
В - Изменение средней величины эрозии и поднятия континентального блока в течение позднего мезозоя и
кайнозоя, по данным Ронова, Хайна и Балуховского [48]
Г - эпохи потепления (7) и похолодания (2) климата в мезозое и кайнозое, по данным Ясаманова [49]
В последнее время получены данные о колебаниях уровня океана в\мезозое и кай¬
нозое [47], о количестве осадков, поступающих за это время в океаны при денудации
суши [48], и колебаниях климата в течение мезозоя и кайнозоя [49]. Эти данные
позволяют проверить, насколько коррелируется с ними формирование поверхностей
выравнивания (рисунок). Как видно из сопоставления трансгрессий (рис. А) с временем
формирования поверхностей выравнивания (рис. Б), формирование триасовой поверх¬
ности выравнивания совпадает с триасовой трансгрессией, раннемеловой - с великой
меловой трансгрессией, а эоцен-олигоценовой, миоценовой и плиоценовой — с более
мелкими трансгрессиями, показанными на кривой Хага и Вейла ниже линии обоб¬
щающей кривой. Согласуются между собой и данные о величине среза между триасо¬
вой и раннемеловой поверхностями выравнивания и объемом отложенных в океанах
осадков.
На всех континентах относительная высота останцов, увенчанных триасовой по¬
верхностью выравнивания над позднеюрско-раннемеловой поверхностью, колеблется
в среднем от 350 до 450-500 м [1-4]. Это свидетельствует о том, что между их
образованием с материков была срезана толща пород мощностью около 400-500 м. На
рис. В видно, что на кривой величины среза суши, построенной Роновым и др. [48]
9

путем подсчета изменения во времени объема пластических отложений, поступающих
как в океаны, так и на континенты, видно, что за время, начиная от юры и до
позднего мела, срез суши составляет 400-500 м, что соответствует и данным,
полученным при изучении поверхностей выравнивания. За это же время, как
констатируют Ронов и др., происходило изостатическое всплывание континентов с
амплитудой 400-500 м. Это положение также согласуется с геоморфологическими
данными. Формирование триасовой поверхности выравнивания, как это видно на
рисунке, происходило при уровне моря на 100 м более низком, чем раннемеловой.
Поэтому современное положение остатков триасовой поверхности на 300-400 м выше
уровня меловой может быть объяснено только изостатическим всплыванием
континентов на величину не меньшую, чем 400 м.
На триасовой и раннемеловой поверхностях выравнивания развита кора выветрива¬
ния латеритного типа, на палеогеновой - кремнистая кора (силькреты), а на миоце¬
новой и плиоценовой элювиально-делювиальные красноцветные глины. На рис. /"вид¬
но, что образование этих кор выветривания совпадает с эпохами потепления климата
в позднем триасе, позднем мелу и позднем палеогене. Как отмечает Ясаманов [49],
эпохи потецления совпадают с эпохами трансгрессий, и это вполне закономерно. Как
трансгрессии, так и эпохи потепления предопределены активизацией процессов,
происходящих в срединно-океанических поднятиях. Например, как выяснили Кальдера
и Рамино [50], в позднем мелу к поверхности Тихого океана поднялся суперплюм и в
атмосферу поступило количество С02, в 7-14 раз превышающее современное, что
вызвало парниковый эффект и установление уникально теплого климата без выра¬
женной климатической зональности. Это объясняет ранее непонятный факт образо¬
вания позднемеловой латеритной коры выветривания на широтах от Скандинавии до
юга Африки и от юга Южной Америки до Канады. Эпоха потепления в конце
палеогена привела, как установили Христиан и Херве, к аридизации климата в низких
и средних широтах, что объясняет формирование кремнистых кор выветривания на
палеогеновой поверхности выравнивания в Европе, Азии, Африке и Австралии.
Некоторые исследователи [51], исходя из факта широкого развития латеритной
коры выветривания на поверхностях выравнивания Африки, Австралии и Европы,
считают, что настоящие поверхности выравнивания могут формироваться лишь во
влажных тропиках в условиях тропической планации. При этом Тендалл считал, что
при образовании латеритной коры выветривания мощностью в 10 м за счет выноса
растворенных веществ земная поверхность понижается на 190 м, на что требуется
свыше 20 млн. лет. Представления о понижении поверхности при образовании коры
выветривания ошибочны. Во всех карьерах, вскрывающих кору выветривания, напри¬
мер, в каолиновых месторождениях Урала, сформировавшихся на гранитах, видно, что
жилы кварца, рассекавшие граниты, не претерпели деформаций и сохраняют свое
исходное положение, что свидетельствует об отсутствии просадок при образовании
коры.
Как видно из приведенных выше данных, коры выветривания формировались на
поверхностях выравнивания после завершения их выработки, которое происходило не
в тропических, а в семиаридных условиях. Так, нубийские песчаники Северной Афри¬
ки, отложение которых коррелируется с образованием раннемеловой (постгондванской)
поверхности, содержат древесину с годичными кольцами, свидетельствующую о
существовании в это время аридного климата с чередованием сухих и влажных
сезонов.
С палеогеновой поверхностью выравнивания Африки (в бассейне Конго) коррели¬
руется формирование "полиморфных" песчаников, отлагавшихся также в семиаридных
условиях [1]. В Европе семиаридные условия во время формирования раннемеловой
поверхности выравнивания установлены Борисевичем [4] для Урала, а Гиессингом [16]
и другими скандинавскими исследователями - для Балтийского щита, Туфеску уста¬
новил, что палеогеновая (Бореску) и миоценовая (Рыул-Шес) поверхности выравнива¬
ния Румынских Карпат образованы путем педипленизации в обстановке жаркого
10

аридного климата. Наблюдение над современными процессами денудации в семиарид¬
ных условиях, особенно американских исследователей, свидетельствуют, что именно
эти условия благоприятны для процесса педипленизации.
Тимофеев [42] считает, что после образования педиплена дальнейшее выравни¬
вание его рельефа продолжается путем плоскостного смыва, т.е. процессом пенепле-
низации, что, по-видимому, справедливо.
В заключение рассмотрим вопрос о характере рельефа поверхностей выравнивания.
Как уже отмечалось выше, базисом денудации при их выработке являются
продольные профили русел рек, в связи с чем эти поверхности имеют первоначальный
наклон от водораздельных пространств к периферии, равный уклону русел рек.
Например, на Урале базисом денудации для формирования раннемеловой поверхности
выравнивания служила верхняя из террас раннемеловых долин (восьмая по общему
счету) [4], причем относительные высоты поверхности над уровнем террасы не
превышают 30 м. Абсолютные высотные отметки, на которых располагается эта
терраса, уменьшаются от 380 м в верховьях р. Чусовой до 280 м в ее низовьях, а
раннемеловая поверхность выравнивания располагается в верховьях Чусовой на высо¬
те до 420 м, а в низовьях - на высоте до 320 м. На западном склоне Южного Урала,
который неотектоническими движениями приподнят на 200 м выше Среднего Урала, в
верховьях р. Белой отметки верхней из мезозойских террас составляют 600 м, в
низовьях - 460 м, а отметки приуроченной к ней раннемеловой поверхности соответст¬
венно снижаются от 620—640 м до 500 м. Таким, образом, поверхности выравнивания
являются не горизонтальными, а наклонными поверхностями и разница в высоте
между их центральными и периферийными частями может составлять 150 и более
метров.
Тимофеев [42] вслед за Ю.А. Мещеряковым отмечает зависимость особенностей
рельефа поверхностей выравнивания от геологической структуры субстрата и пред¬
лагает называть поверхности, срезающие дислоцированные пласты пород осадочного
чехла — диспленами. Действительно, рельеф диспленов значительно отличается от
рельефа поверхностей выравнивания, сформировавшихся на кристаллических породах
основания, представленных сланцами, гнейсами и гранитами. На этих поверхностях на
наиболее устойчивых породах, особенно гранитах, прорванных жилами кварца и
аплита, дольше всего сохраняются массивные останцовые горы, а после их срезания
остаются плоские, пологие своды, характерные для раннемеловой поверхности Аф¬
рики, Бразилии и Австралии.
На интенсивно дислоцированных породах формируется рельеф "аппалачского" типа,
характерный для Аппалачей, Урала, Рейнских Сланцевых гор, представленный
хребтами, увенчанными остатками триасовой поверхности выравнивания, разделен¬
ными полосами раннемеловых придолинных педиментов. При дальнейшей педиплени¬
зации, когда останцовые горы срезаются, на выходах особо устойчивых пластов пород
сохраняются невысокие (20—30 м) гребни, как это, например, наблюдается на Залаир-
ском плато Южного Урала, где такие гряды, сложенные кремнистыми "бетринскими"
сланцами, возвышаются над раннемеловой поверхностью выравнивания, срезающей
однообразную толщу интенсивно дислоцированных залаирских песчаников и глинистых
сланцев. Для педипленов, формирующихся на слабодислоцированных пластах, харак¬
терен куэстовый рельеф, как это, например, присуще палеогеновой поверхности
выравнивания Парижского бассейна, причем изучавший ее Э. Мартонн подчеркивал,
что куэсты являются составным элементом этой поверхности, а не вторичными обра¬
зованиями, возникшими при ее размыве. Для рельефа раннемеловой поверхности
выравнивания, срезающей обширные сводовые поднятия, также характерно наличие
кольцевых куэстовых гряд. На Регибатском поднятии, расположенном на северо-
западе Африки, в центральных частях поверхность срезает ядро, сложенное докемб-
рийскими кристаллическими породами, а по бокам — породы чехла, представленные
кембрийскими и девонскими песчаниками, образующими куэстовые гряды Эль-Ханк и
Эль-Креб-эн-Нага.
\
\
И

В Северной Америке куэстовые гряды окружают свод поднятия Цинциннати, сре¬
занный лексингтонской (раннемеловой) поверхностью, и также являются первичным
элементом ее рельефа. Только на однородных по устойчивости породах вырабаты¬
ваются сравнительно плоские поверхности выравнивания, а в остальных случаях
сохраняются неровности рельефа с амплитудой до нескольких десятков метров, а
иногда и более-.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Борисевич Д.В. История развития рельефа материков - фрагментовГондваны. М.: Наука, 1985. 117 с.
2.	Борисевич Д.В. Основные этапы формирования рельефа Западной Европы в мезозое и кайнозое. М.:
ВИНИТИ, 1995. 181 с.
3.	Борисевич Д.В. Основное этапы формирования рельефа Азии и Северной Америки в мезозое и кай¬
нозое. М.: ВИНИТИ, 1997. 230 с.
4.	Борисевич Д.В. Геоморфология, мезозойские и кайнозойские отложения и неотектоника Урала. М.:
ВИНИТИ, 1990. 401 с.
5.	Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 538 с.
6.	Joly F. Massif Central. // Geomorph. Europe. 1984. P. 182-193.
7.	Twiddle C.R., Bourne J.A., Smith DM. Age and oridgin of paleosurfaces on Eyre Peninsula and southern Gawler
Ranges, South Australia // Z. Geomorph. 1976. Bd. 26, № 1. S. 28-55.
8.	Michel P. Reliefgenerationen in Westafrica//Wurzburg. Geogr. Arb. 1977. № 45. S. 111-129.
9.	Donnet N. Contribution a I’etude geomorphologique d'un contact socle couverture creseuse en zone tropicale
humide: Le Nord et le Nord-Est du plateau de Carnot (Empere Centrafrican) // In: 6C Reun annu. sci. terre. Onsay,
1978. P. 147-148.
10.	Mahbut J.A. Denudation chronology in Central Australia: structure, climate and landform inheritance in Alice
Spring area // In: Landform studies from Australia and New Guinea. 1967. P. 144-181.
11.	Fairbridge R.W., Finkl C.W. Geomorphic analysis of the rifted cratonic margins of Western Australia //
Z. Geomorph. N.F. 1978. Bd 22. № 4. S. 369-389.
12.	Ruckmic J.C., Luchinger S.E. Geologia de Cerro-Bolivar // In: Mem. Ill Congr. geol. Venezolano. Caracas, 1966.
V. 3. P. 972-984.
13.	Mesner J.S., Wooldridge L.C.P. Maranhao paleozoic basin and cretocenous costal basins // Bull. Amer. Assoc.
Petrol. Geol. 1964. V. 48. № 9. P. 1475-1512.
14.	Asmus H.E. Hipoteses sobre origen dos sistemas de zonas da fracture oceanicas/alinamenntos continentals que
ocorem nas regioes sudeste e sul Brazil // In: Aspect, estruc. mar. continen. leste e sudeste Brazil. Rio de Janeiro,
1978. P. 39-73 (Ser. Projeto Remac; № 4).
15.	Мартонн Э. Физическая география Франции. M.: Изд-во иностр. лит., 1950. 467 с.
16.	Giessing J. Norway's paleic surface // Norsk, geogr. tidsskr. 1967. V. 21. № 2.
17.	Btidel J. Reliefgeneration und Klimageschihte in Mitteleuropa // Z. Geomorph. N.F. Suppl. Bd. 33. 1979. P. 1-
15.
18.	Gellert J.F. Verebnungsflachen und Gebirgsstokwerke als Leithorizonte der regionalen Morphochronologie und
Morphotektonik - an Beispilen aus Afrika, dem Kaukasus und Europa // Z. Geomorph. N.F. 1990. Bd. 34, № 3,
S. 335-353.
19.	Battianu-Cueney V. Le Pays-de-Calles: "Massif ancian de la marge atlant.; que Hommes et Terres du Nord. 1981.
№ 3. P. 13-29.
20.	Coque-Delhuille B. The long term geomorphologie evolution of the English South-West massif (U.K.) //
Z. Geomorph. N.F. 1991. Bd. 35. № 1. S. 65-83.
21 .Bergstrom K.L. Prequaternary geomorphological evolution in southern Fennoscandia. // Sverices geologiska
undersokhing. Ser. NR 785. 1982. 202 p.
22.	Soderman G., Kejonen A. The riddel of the tors and Lauhavuori, Western Finland // Fenia. 161. № 1. P. 91-144.
23.	Birkenhauer J. Zum Stand der Untersuhungen tiber die Reliefentwicklung in zentralen Rheinichegebirge //
Z. Geomorph. 1979. Suppl. 33. S. 194-205.
24.	Voisin L. Quelqos idees sur la morphologie de L’Ardene ocsidentale // Hpmmes et Terres du Nord. 1982. V. 3.
P. 39-50.
25.	Demek J. Bogemian Massif // Geomorph. Europe. 1984. P. 216-224.
26.	Krai V. Silcretes and their relationship to planation surfaces in Western Bohemia. // Sb. Cs. spolec. zemep. 1976.
V. 81. № 1. P. 19-22.
27.	Coude-Gaussen. Les serras orientales du Minho (Portugal): genese, modele granitique, alteration // Rev. geogr.
Pyrenees et S.-Ou, 1980. V. 51. № 3. P. 291-313.
12

28.	Garcia Abbad F.J., Martin-Serrano A. Precisions sobre la Macizo Hesperico (Meseta Cenrtal Espanola) //
Estudios geol. 1980. V. 36. P. 391-401.
29.	Борисевич Д.В. Поверхности выравнивания Среднего и Южного Урала и условия их формирования //
Вопросы географии. Сб. 36. 1954. С. 182-206.
30.	Савко АД., Додатко АД. Коры выветривания в геологической истории Европейской платформы.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1991. 230 с.
31.	Веклич М.Ф. Палеогеография области Украинского щита. Киев: Наук, думка, 1966.120 с.
32.	Раскатов Г.И. Геоморфология и тектоника Воронежской антеклизы. Воронеж; Изд-во Воронеж, ун-та,
1969. 164 с.
33.	Селиверстов Ю.П. Главнейшие ярусы выровненного рельефа и коры выветривания Восточного Ка¬
захстана и Южной Сибири//Тр. ВНИИ геологии, 1977. С. 69-78.
34.	Николаева Т.В., Шувалов В.Ф. Развитие рельефа Монголии в мезозое и кайнозое // Геоморфология.
1995. № 2. С. 54-65.
35.	Девяткин Е.В., Мартинсон Г.Г., Шувалов В.Ф., Хосбаяр П. Стратиграфия мезозоя Западной Монголии
// Стратиграфия мезойских отложений Монголии. Л.: Наука, 1975. С. 25-41.
36.	Филатов В.Ф., Лоскутов Ю.И., Кузнецова Г.Ф. и др. История формирования рельефа западной окра¬
ины Сибирской платформы и Енисейского кряжа // Тр. Сиб. н.и. ин-та геол., геофиз. и мин. сырья
(СНИИГИМС). Вып. 227. Сер. геол. 1976. 82 с.
37.	Frye J.C. The Erosion History of Flint Hills 11 Kansas Acad. Sci. Trans. 1955. V. 1. P. 79-86.
38.	Dutch. Post-Gretaceous vertical motions in the Midcontinent, USA // Z. Geomorph. N.F. Suppl. Bd. 40. 1981.
39.	Fairbridge R.W. North American cratonie varping since Cretaceous // Eos. Trans-Amer. Geophys. Union. 1976.
V. 4. P. 325.
40.	Борисевич Д.В. Корреляция возраста поверхностей выравнивания материков Северного и Южного
полушарий // Геоморфология. 1989. № 1. С. 17-25.
41.	Пенк В. Морфологический анализ. М.: Географгиз, 1961. 355 с.
42.	Тимофеев Д.А. Поверхности выравнивания суши. М.: Наука, 1979. 270 с.
43.	Чумаков И.С. Плиоценовые и плейстоценовые отложения долины Нила в Нубии и Верхнем Египте. М.:
Наука, 1967. 111 с.
44.	Said R. The geological evolution of the River Nile in Egypt // Z. Geomorph. N.F. 1982. Bd. 26. № 3.
45.	Dikshit K.B. Drainage basins of Konkan: forms and characteristics. // Nat. Geogr. J. India, 1979. V. 22. № 3/4.
46.	Маккавеев Н.И., Хмелева H.B., Заитов И.Р., Лебедева Н.В. Экспериментальная геоморфология. М.:
Изд-во МГУ, 1961. 194 с.
47.	Hag B.N., Hqndenbol J., Vail P.R. Chronology of fluctuating see levels sinse Triassic // Science. 1987. V. 235.
№4793. P. 1156-1166.
48.	Ронов А.Б., Хайн B.E., Балуховский A.H. Атлас литолого-палеогеографических карт Мира. Мезозой и
кайнозой континентов и океанов // Осадочная оболочка Земли в пространстве и времени, седименто- и
литогенез. М.: Наука, 1989. С. 146—154.
49.	Ясаманов Н.А. Климаты рифея и фанерозоя Земля // Осадочная оболочка Земли в пространстве и
времени, седименто- и литогенез. М.: Наука, 1989. С. 26-32.
50.	Caldera Ken., Ramino Michael R. The mid-Cretaceous super plum and global warming // Geophys. Res. Lett.
1991. V. 18. № 6. P. 987-990.
51.	Bulla B. Remerkungen zur Frage der Entstehung von Rumpfflachen // Foldr. ert. 1987. K. 7. № 3. S. 216-274.
Ин-т океанологии РАН	Поступила в редакцию
23.04.99
PLANATION SURFACES OF CONTINENTAL PLATFORMS: THEIR CORRELATION AND
FORMATION CONDITIONS
D.V. BORISEVITCH
S у m m a г у
Five planation surfaces are shown to occur on all continents. The surfaces are of Middle Triassic, Early Cretaceous,
Paleogene, Miocene and Pliocene age. Their formation took place in the semiarid climate; later the crusts of weathering
were superimposed: lateritic crust on the Triassic and Cretaceous surfaces, silicious - on the Paleogene, red eluvial-
deluvial clays - on the Miocene and Pliocene surfaces. The relief type of planation surfaces depends on the rock type.
13

УДК 551.4.035:551.24
©2000 г. Н.В. МАКАРОВА, Н.И. КОРЧУГАНОВА, В.И. МАКАРОВ
МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ТИПЫ ОРОГЕНОВ КАК ПОКАЗАТЕЛИ
ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ И РАЗВИТИЯ
Парагенезисы структурных форм орогенов, сформированных в различных геодина-
мических обстановках, хорошо изучены. В то же время их морфологические различия
исследованы недостаточно, хотя эти различия являются отражением геодинамических
условий и могут служить самостоятельными индикаторами, особенно тогда, когда пря¬
мых геологических данных мало.
К орогенам, вслед за С.С. Шульцем [1], Н.И. Николаевым [2] и другими иссле¬
дователями, мы относим области с горным рельефом, отличающиеся высокими гра¬
диентами пространственных изменений различных геологических, геофизических и фи¬
зико-географических характеристик. Области начального горообразования еще не
имеют достаточно яркого геоморфологического выражения, но активно развиваются
как конседиментационные и конденудационные структуры. Примером таковых могут
служить кряжи Центральных Кызылкумов, представляющие современный фронт рас¬
ширяющейся области горообразования.
Существуют различные классификации орогенов (Е.Е. Милановский, В.Е. Хайн
[3, 4], К.В. Боголепов [5], А. Миясиро и др. [6], С.К. Горелов [7], Г.Ф. Уфимцев [8],
К. Оллиер [9], С.С. Коржуев [10], И.П. Герасимов [11], В.Е. Хайн [12], В.Е. Хайн,
М.Г. Ломизе [13] и др.). Геодинамические условия формирования орогенов наиболее
полно отражены в классификациях В.Е. Хайна [12, 13].
Все орогены, рассматриваемые в предложенных классификациях, можно разделить
на два главных геодинамических типа: 1) орогены, развивающиеся в условиях горизон¬
тального сжатия земной коры, и 2) орогены, развивающиеся в условиях крупных сво¬
довых поднятий и растяжения земной коры над линзами разуплотненной мантии. По-
видимому, следует выделять третий тип - орогены, развивающиеся в условиях круп¬
номасштабных сдвиговых деформаций земной коры.
Сравнительный структурно-морфологический анализ различных орогенов позволил
провести типизацию их морфогенетических признаков. При этом учитывались дли¬
тельность и история развития орогенов, возможная смена геодинамических обстано¬
вок, характер коррелятных отложений, проявление магматизма, сейсмичности, а так¬
же климатические условия.
Структурно-морфологические признаки орогенов,
формирующихся в условиях горизонтального сжатия земной коры
(орогены сжатия)
К этому типу относятся орогены межконтинентальные (Альпийско-Средиземноморс¬
кого пояса), внутриконтинентальные (Центральноазиатского пояса, орогены Северо-
Востока Азии, Урал) и окраинноконтийентальные. Последние разделяются на орогены
пассивных окраин (Скандинавский, Брукуса и др.) и активных окраин, представленные
Западно-Тихоокеанским (островодужным) и Восточно-Тихоокеанским (андским)
подтипами.
Отнесение орогенов к межконтинентальным и внутриконтинентальным в некоторой
степени условно, так как в одном орогенном поясе наблюдается смена по латерали
этих типов орогенов. В то же время такое деление может быть основано на пред¬
ыстории геологического развития: межконтинентальные орогены - преимущественно
эпигеосинклинальные (первичные), а внутриконтинентальные - эпиплатформенные
(вторичные, возрожденные). Эти несколько устаревшие определения отражают важ¬
ные различия строения геологического субстрата, на котором сформировались горные
14

Структурно-морфологические признаки геодинамических условий формирования орогенов
15

Рис. 1. Структурно-орографическая карта западной части Памиро-Тянь-Шаньского сближения
1 — зоны поднятий (а) и относительных опусканий (б) Южного Тянь-Шаня, представляющие соответственно
положительные и отрицательные складки основания; 2 — реликты позднемезозойско-кайнозойских (ран-
неорогенных) синклинальных зон в пределах плиоцен-четвертичного (позднеорогенного) свода Каратегин-
ского хребта; 3 - поднятия (а) и относительные опускания (б) зоны Северного Памира; 4 - зоны анти¬
клинальных поднятий (а) и синклинальных понижений (б) восточной части Таджикской депрессии; 5 -
позднечетвертичные аккумулятивные зоны; 6 — разрывные нарушения взбросо-надвигового типа (а) и со
сдвиговой компонентой (б); 7 - орографически проявленные секущие линеаменты; 8 - зоны активных
региональных глубинных дислокаций основания
сооружения. В первом случае речь идет о горообразовании, которое непосредственно
следует за покровно-складчатыми деформациями и другими процессами, характеризую¬
щими закрытие, смятие и иные вещественно-структурные преобразования океани¬
ческих и морских осадочных бассейнов. Во втором случае процессы горообразования
охватывают области с давно сформированной континентальной корой и, по выра¬
жению Э. Аргана, "замороженные", развивавшиеся в режиме платформенного типа
(Тянь-Шань, Алтай и т.п.).
Несмотря на различное положение орогенов сжатия в пределах континентов, все
они имеют общие структурные и морфологические признаки (таблица).
Все орогены сжатия обычно образуют обширные горные пояса, состоящие из
множества отдельных горных стран. В плане горные страны представляют весьма
протяженные системы прямолинейных горных цепей (Кордильеры, Анды, Кавказ,
Тянь-Шань), дуги (Альпы, Памир, Гималаи и др.), виргации (Тянь-Шань, Гиндукуш и
др.), горные узлы (Хан-Тенгри) или отдельные хребты (Крым, Копётдаг), островные
16

дуги (Курило-Камчатская, Алеутская, Филиппинская и др.). Длина таких горных
поясов превышает 8000 км при ширине до 1000 км. Абсолютные высоты хребтов
изменяются от 1-2 км до 7-9 км и, в целом, уменьшаются от источников сжатия, зон
коллизии и субдукции литосферных плит. Так высоты орогенов Центральной Азии -
Гималаев, Гиндукуша и Каракорума (8000-8600 м), Памира (7500 м), Тянь-Шаня
(3000-7000 м) последовательно уменьшаются с юга на север, от фронта коллизии
Индо-Австралийской и Евразиатской литосферных плит, подчеркивая генетическую
связь этих горных стран с коллизионными процессами. Однако, есть и исключения из
этого правила. Например, в кавказском секторе Альпийско-Гималайского пояса
наибольшие высоты (> 5000 м) отмечаются в самой северной, периферической его
части, наиболее удаленной от зоны коллизии Аравийской и Евразиатской литосферных
плит.
Основными структурно-орографическими формами всех орогенов сжатия являются
крупные линейновытянутые, сложно построенные системы хребтов-поднятий и
разделяющие их системы впадин-прогибов (рис. 1). Некоторые орогены (Крым,
Копетдаг и др.) имеют более простое строение и состоят из одного или двух хребтов.
Обычно длина и ширина систем хребтов и впадин примерно одинакова (конгруэнтна) и
составляет соответственно 500-700 км и 70-180 км. Общий размах неотектонических
движений в них достигает 12—13 км, а в Гималаях до 18 км. Амплитуда рельефа
значительно меньше и составляет от 1-2 до 5-7 км. Системы хребтов-поднятий, в
свою очередь, состоят из одной или нескольких параллельных, также линейных зон
хребтов, разделенных узкими зонами внутригорных впадин. Сочленение отдельных
хребтов и впадин в зоны и системы соосное или чаще кулисное, что подтверждает
наличие сдвиговой компоненты поля сжатия.
Хребты, входящие в системы и зоны поднятий, в структурном отношении пред¬
ставляют собой положительные изгибы (складки) основания или чехла - меганти-
клинали, осложненные разрывными нарушениями взбросо-надвигового и сдвигового
типов (рис. 1). Изгибовая деформация четко подчеркивается древними поверх¬
ностями выравнивания. Особенно хорошо это проявляется в эпиплатформенных
орогенах (например, на Тянь-Шане). Длина и ширина отдельных хребтов составляет
соответственно 100-400 и 20-50 км. Почти все хребты и впадины, за редким исклю¬
чением, асимметричны, то есть один их склон более крутой и короткий по сравнению с
другим. Кроме того, нередко один и тот же хребет сопрягается с весьма разновы¬
сотными впадинами. Все это отражает вергентность тектонических форм. В одних
зонах вергентность выдерживается на всем их протяжении, в других меняется по
простиранию на противоположную. Это явление подробно проанализировано на Тянь-
Шане и на Памире, где смена вергентности нередко происходит в зонах поперечных
секущих нарушений разрывно-флексурного типа [14-17 и др.]. О продолжающемся
процессе латерального сжатия и деформации земной коры свидетельствует
постепенная миграция водоразделов хребтов в сторону впадин и соответствующее
смещение осевых зон последних, наличие у подножья крутых склонов обвально¬
оползневых масс, являющихся неоген-четвертичными аналогами олистостромов.
Горные впадины в структурном отношении представляют собой отрицательные
складки основания - мегасинклинали разных размеров, морфологии и времени офор¬
мления в рельефе. Наблюдается закономерное уменьшение ширины систем впадин в
направлении к районам, испытывающим наибольшее сжатие. По положению внутри
орогенов впадины подразделяются на предгорные, межгорные и внутригорные..
Предгорные впадины развиваются в зонах сопряжений горных сооружений со
смежными платформами. Это Чу-Илийская и Кучарская системы впадин соответствен¬
но на севере и юге Тянь-Шаньского орогена, Индо-Гангская впадина перед Гималая¬
ми, Предальпийский, Предкавказский, Предкарпатский, Месопотамский и другие
передовые прогибы. Их границы с хребтами чаще всего тектонические, взбросо-
надвигового и взбросо-сдвигового типа; сопряжение с платформами обычно плавное,
так что слабо наклонные поверхности предгорных впадин постепенно переходят в
17

почти горизонтальные платформенные равнины. Иногда в этой зоне развиты
небольшие возвышенности, отражающие флексуры и другие слабые деформации,
развивающиеся на границах с платформами.
Предгорные впадины по тектоническому строению и рельефу обычно асим¬
метричны: наибольшее прогибание приурочено, как правило, к зоне сопряжения с
передовыми хребтами горных сооружений. Здесь отмечается наибольшая мощность
молассовых отложений, выполняющих впадину. Обычно она составляет 3-5 км, но
иногда достигает 10 км (Предгималайский прогиб). В орогенах эпигеосинклинального
типа наряду с континентальными отложениями, могут присутствовать и морские. Об¬
щий наклон впадин — в сторону платформы. Как правило, характерна последо¬
вательная миграция таких впадин от горного сооружения в сторону платформ с
одновременным вовлечением предгорных зон в поднятие и формированием здесь
своеобразных ступеней рельефа - низких и высоких предгорных холмов и возвы¬
шенностей. Однако описанная асимметрия может не проявляться. Например, она ме¬
нее характерна или во всяком случае ослаблена в системе прогибов Северного
Предкавказья. Здесь фактически не развита система передовых взбросов и надвигов,
столь характерная для других горных сооружений этого пояса, и тектонические
ступени предгорных возвышенностей здесь менее выразительны. А Терско-Каспийский
прогиб в поперечном сечении достаточно симметричен. Одной из возможных причин
некоторой структурно-геоморфологической аномалии этой области может быть
ослабление латерального давления со стороны Аравийской плиты глубинными нижне-
корово-верхнемантийными процессами, с которыми связано активное развитие
осадочных бассейнов Каспийско-Черноморской системы.
Межгорные впадины разделяют системы хребтов. Обычно это обширные тектони¬
ческие прогибы, длина которых составляет от 70 до 200 км, а ширина - до 50-100 км.
В районах проявления наибольшего сжатия (в горных узлах) ширина впадин резко
сокращается, и они могут полностью выклиниваться, переходя в шовные зоны. По
морфологии среди межгорных впадин выделяются асимметричные, наклонные в одну
сторону (Аксайская на Тянь-Шане или Алайская на Памире) и симметричные (напри¬
мер, Куринская на Кавказе), высокоподнятые (как Алайская на Памире) и низкие.
(Куринская, Рионская и т.п.), открытые, располагающиеся на флангах орогенов
(Ферганская, Таджикская, Куринская, Рионская и т.п.), и замкнутые (Иссык-Кульская).
Мощность молассового комплекса, выполняющего межгорные впадины, от 3-5 км до 8
км (Ферганская) и больше (Таджикская). По составу моласса может быть
континентальной и морской, реже вулканогенно-осадочной. Границы с хребтами имеют
как разрывный (взбросы, надвиги, сдвиги), так и безразрывный характер.
Внутригорные впадины развиты в системах хребтов, разделяя их на отдельные
зоны. Это участки относительного прогибания, бывшие в начале орогенного этапа
зонами аккумуляции, но по мере общего роста систем поднятий они постепенно
отмирали и большая их часть развивается как конэрозионные формы. Это узкие (до
20-30 км), часто высоко поднятые (до 2500-4000 и более метров) долинообразные
понижения, глубоко прорезанные реками, реже занятые озерами. Мощность молассо¬
вого комплекса 500-1000, иногда и больше метров. Границы с хребтами резкие, часто
разрывные. Некоторые впадины в современной структуре представляют собой рампы,
нередко полностью сомкнутые и переходящие в швы. Реже впадины присдвиговые,
узкие, ромбовидной формы.
Для всех впадин орогенов, формирующихся в геодинамических условиях сжатия,
характерны следующие общие морфологические черты.
1.	Наличие ступенчатых предгорий, которые являются отражением процесса после¬
довательного смятия земной коры и сокращения впадин за счет возникновения в их
краевых частях новых складчато-покровных (взбросо-надвиговых) зон и причленения
их к ранее поднятым хребтам. Ширина предгорий тем больше, чем выше хребты. Так
у Гималаев ширина южных предгорий составляет ~100 км, у Гиндукуша — 50-60 км, у
Тянь-Шаня - 28-30 км.
18

2.	Членение впадин в результате внутренней тектонической дифференциации на
отдельные частные впадины из-за роста внутридепрессионных диагонально и попереч¬
но ориентированных поднятий и перемычек, имеющих складчатый или складчато¬
блоковый характер.
3.	Миграция зон четвертичной аккумуляции в направлении от поднимающихся
хребтов, асимметрия продольных речных долин и скатывание их к одному склону, чет-
ковидное строение.
4.	Последовательное врезание речных долин с формированием лестницы вложенных
четвертичных террас, в озерных впадинах - формирование озерных террас.
Морфологические особенности впадин в значительной степени зависят от климата.
Большая аридность приводит к недокомпенсации впадин осадками. Примером может
служить Турфанская впадина, расположенная у подножья Восточного (Китайского)
Тянь-Шаня. Ее дно в настоящее время находится на абсолютной отметке - 150 м, и
тем она отличается от впадин, расположенных западнее, в более высоких частях Тянь-
Шаня, где в снежниках и ледниках аккумулируются большие запасы воды, обеспечи¬
вающие интенсивный вынос во впадины гигантских масс обломочного материала.
Приведенный выше комплекс морфологических особенностей структурно¬
орографических форм в орогенах активных континентальных окраин (Анды, Камчатка
и др.) дополняется широким развитием вулканического рельефа. Этот тип орогенов
формируется в условиях сжатия, вызванного, согласно плейттектонической концепции,
субдукцией океанической литосферы под континентальную.
Орогены островодужного типа образуют вулканические и авулканические дуги,
которые сопряжены с океанической стороны, реже со стороны окраинного моря, с
глубоководными желобами, а с континентальной - со впадинами окраинных морей.
Высота островодужных орогенов над уровнем океана часто определяется высотой
вулканических построек (до 5 км), тогда как высота основания, на которое насажены
вулканы, составляет от первых сотен метров (Курильская гряда) до 1,5 и более км
(о. Хонсю, Хоккайдо). Размах рельефа на стороне глубоководного желоба достигает
6,5-11 км и более, на стороне окраинных морей - 4-5 км. В орогенах андского типа
размах рельефа от дна глубоководного желоба составляет до 10-15 км.
Субаэральные предгорные впадины в орогенах активных окраин располагаются со
стороны континента. В молассовых комплексах присутствуют вулканогенно-осадочные
образования. Для систем и зон хребтов-поднятий и впадин-прогибов характерна
продольная зональность. По своим морфологическим характеристикам они аналогичны
подобным формам орогенов сжатия, в том числе и орогенов пассивных окраин.
Структурно-морфологические признаки орогенов,
развивающиеся в условиях растяжения земной коры
(орогены растяжения)
Орогены, сформировавшиеся в условиях растяжения земной коры над линзами
разуплотненной мантии, подразделяются на межконтинентальные (Красноморский
рифтогён) и внутриконтинентальные (Байкальский). К последним относятся также
орогены, в которых условия растяжения земной коры не привели к образованию
типичных рифтов, но обладающие их многими структурными и морфологическими
признаками (таблица). Такие орогены (как, например, Хангайский и Хэнтэйский в
Монголии) можно назвать предрифтовыми, по терминологии А.Ф. Грачева [18].
Орогены растяжения развиваются в областях ранее завершенной складчатости на
платформенном основании различного возраста, чаще докембрийского, реже в
пределах молодых складчатых областей. Амплитуда рельефа в их пределах достигает
2-3 км, а размах тектонических движений - 6-8 км.
Литосфера под орогенами этого типа утонена (40-75 км) по сравнению с окружаю¬
щими территориями (120-200 км); характерны повышенный тепловой поток, сейсмич¬
ность (иногда слабая), вулканизм преимущественно трещинного, иногда центрального
типа, который проявлен не всюду.
19

Рис. 2. Структурно-морфологическая карта Байкальской рифтовой зоны
Байкальская рифтовая зона (БРЗ) интенсивных контрастных тектонических движений: 1 - новейшие
поднятия амплитудой >1000 м; 2 - впадины: а - рифтогенные, б - прочие; 3 - внутривпадинные поднятия
амплитудой <1000 м; 4 - Патомское новейшее поднятие; 5 - Забайкальская область новейших поднятий; 6 -
Сибирская платформа; границы: 7 - БРЗ: а - достоверные, б - предполагаемые, в - условные (не
выраженные в рельефе), 8-а- подзон, б - блоков; 9 - внутриблоковые разрывы, разработанные эрозией;
10 - орографические проявленные кольцевые структуры, преимущественно магматогенные.
Цифрами обозначены рифтогенные впадины: 1 — Баргузинская, 2 — Нижнеангарская, 3 — Верхнеангарская,
4 - Муйско-Куандинская, 5 - Чарская, 6 - Южно-Муйская, 7 - Ципинская
В рельефе в условиях обширных сводовых поднятий и растяжения земной коры
формируются системы хребтов и впадин (рис. 2). Морфология и структура их
достаточно подробно изучены многими исследователями [8, 19, 20]. В структурном
отношении - это блоки основания, поднятые на различную высоту, разделенные
разломами типа нормальных или крутонаклонных сбросов и сбросо-сдвигов. Впадины
представляют собой щелевидные долины или достаточно широкие грабены, в том
числе рифтовые.
Хребты областей сводового горообразования асимметричные, крутосклонные.
Наклон вершинных платообразных поверхностей от осевых грабенов особенно
заметен у краевых хребтов, представляющих плечи рифтов. Склоны таких хребтов,
будучи более или менее значительно переработанными эрозией поверхностями
смещений нормальных сбросов, часто имеют фасетный - треугольно- или трапецие¬
образный контур. В рельефе вершинного уровня сохраняются плоские фрагменты
древних предорогенных поверхностей выравнивания. В районах с развитием
платобазальтов (юго-западная Аравия, Хангай, Провинция Хребтов и Бассейнов)
широко развиты куэстоподобные и мелкоступенчатые склоны. Абсолютная высота у
хребтов составляет 2-2,5 км, реже до 3,5 км; длина - 75-100 км, ширина - 15-30 км.
Линейность хребтов выдерживается на больших расстояниях. В структурном
отношении - это блоки земной коры, глыбы, горсты. Однако здесь встречаются и
поднятия типа складок основания. На такое складчатое коробление консолидиро¬
20

ванного основания в пределах Байкальской области обратил внимание Н.А. Флоренсов
[19]. Подобные формы можно наблюдать также в краевой пририфтовой зоне восточ¬
ного обрамления Долины Смерти в Провинции Хребтов и Бассейнов. В американской
литературе они связываются с ядрами древних метаморфических комплексов (core¬
complex). Облекание этих ядер конформно залегающими на их достаточно круто
изогнутой поверхности центробежно наклонными от; них кайнозойскими отложениями
со всей очевидностью свидетельствуют о молодости деформации древних комплексов.
Пологие изгибы древнего основания (up-warping и down-warping) описаны также в
Рейнской области и по краям Красноморского рифта. Рассматриваются два возможных
механизма таких деформаций: 1) подвижность и всплывание древних метаморфических
комплексов в новейшую эпоху тектоно-магматической активизации и 2) вовлечение
коровых (возможно, только верхнекоровых) слоев верхнемантийными (несоответ¬
ственно, нижнекоровыми) потоками в направлении от осевых частей рифтовых зон.
Впадины рассматриваемого типа горных сооружений имеют различную ширину: от
15-50 км до очень узких, щелевидных. В целом их ширина зависит от длительности и
характера проявления сводообразования и рифтогенеза: чем длительнее этот процесс,
тем шире впадина. Впадины часто асимметричны, их дно может быть наклонено не
только к центру, но и к одному из склонов рифта. Асимметрия выдерживается на
больших расстояниях. Длина впадин намного превышает ширину. Некоторые из них
прослеживаются на десятки и сотни км, несмотря на наличие небольших внутривпа-
динных поднятий. Многие впадины развиваются в присдвиговых зонах растяжения,
т.е. представляют собой pull-apart. Амплитуда прогибания их последовательно умень¬
шается от центра к периферии рифта. По бортам впадин развиты нормальные сбросы
и трещины растяжения, секущие эрозионные и аккумулятивные формы; нередко они
рвут четвертичные отложения, в том числе современные, что свидетельствует об их
активности в настоящий момент. В некоторых впадинах с трещинами растяжения
связано проявление вулканизма и наличие обширных лавовых покровов с характер¬
ными формами течения по долинам, а также вулканических конусов. Дно впадин
плоское, с поверхности, как правило, выполнено верхнеплейстоцен-голоценовыми от¬
ложениями, иногда занято озерами, часто бессточными, или разливами временных
водотоков (плайи в Калифорнии). В речных долинах обычно развиты лишь пойма и
низкие террасы. Важной особенностью впадин является отсутствие предгорий, и
поэтому плоское днище впадин непосредственно граничит с крутосклонным хребтом.
Молассовый комплекс впадин представлен в основном озерными, болотными, озер¬
но-аллювиальными, аллювиальными и пролювиальными отложениями. В окраинных
присклоновых зонах впадин формируется узкий коллювиальный шлейф. В областях
древних оледенений эти отложения перемежаются с ледниковыми и водно-леднико¬
выми образованиями. В древних отложениях присутствует переотложенная кора вы¬
ветривания, перекрывавшая поверхности пенепленов перед началом воздымания и
растяжения. В некоторых вйадинах присутствуют угленосные свиты плиоценового
возраста (Тункинская), свидетельствующие о наличии озерно-болотного ландшафта.
Общая мощность молассы 2-3 км, реже 5-6 км. Некоторые впадины остаются
недокомпенсированными осадками (например, Долина Смерти в Калифорнии имеет
отметки ниже уровня океана).
Структурно-морфологические признаки орогенов, развивающихся
в условиях крупномасштабных сдвиговых деформаций
Эти орогены, по существу, представляют собой особый тип. Сдвиговые деформации
могут сопровождать как условия сжатия, так и растяжения земной коры. Они
характеризуют специфические геодинамические условия и формируют яркие формы
рельефа. Особенно значительными являются прямолинейные уступы, образующиеся
вдоль сдвига, а также шовные узкие замкнутые плоскодонные впадины, как бы
нанизанные на линию сдвига - pull-appart'bi (впадины присдвигового растяжения). В
21

условиях активно развивающихся сдвиговых деформаций эти впадины быстро
замыкаются. Примерами орогенов, развивающихся в условиях сдвиговых деформаций,
являются Урал, Сихотэ-Алинь, Момско-Черский горный пояс.
Уральский пояс представляет собой яркий пример линейных областей новейшего
внутриплитного горообразования. Он развивается во внутренней части Евразиатской
литосферной плиты, между двумя крупными платформенными массивами и далеко от
активных областей субдукционного, коллизионного или рифтового типа. Новейшее
поднятие проявилось на коре палеозойского возраста. По Е.В. Артюшкову, сильное
сжатие здесь закончилось более 200 млн. лет назад, и новейшее поднятие связано с
процессами вещественно-структурных преобразований, разуплотнения и течения ве¬
щества на границе астеносферы с литосферой [21]. Вместе с тем, новейший струк¬
турный план Уральского горного пояса, морфологические характеристики его струк¬
турных элементов, геоморфологические особенности строения свидетельствуют о
формировании орогена в геодинамических условиях косо ориентированного к его про¬
стиранию латерального сжатия. Условия латерального сжатия подтверждаются дан¬
ными о механизмах разрушений в очагах землетрясений.
Формирование Уральского орогена могло контролироваться латеральным взаимо¬
действием (косым сближением) Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформ,
общее смещение и напряженное состояние которых предопределены воздействием на
них со стороны весьма удаленных областей активного тектогенеза: Карпато-Кавказс-
кого и Памиро-Тянынацьского фронтов коллизионного пояса на юге и срединно¬
океанических хребтов рифтовой системы Северной Атлантики [22].
Исследование морфологии орогенов показывает, что наряду с комплексом геомор¬
фологических признаков, типичных для определенного геодинамического режима,
присутствуют или проявляются некоторые аномальные особенности рельефа и струк¬
туры, позволяющие связывать их образование с другими геодинамическими условиями.
Так, исследование Родопского массива [23] показало, что на общую структурно¬
орографическую форму - свод, развивающийся в условиях субгоризонтального сжатия,
наложены молодые, близкие к широтным впадины с типичными признаками растя¬
жения. Их образование объясняется влиянием развивающейся впадины Эгейского
моря.
^Аналогичная картина наблюдается на востоке Индокитая. Рельеф Ханойской
впадины и ее горного обрамления отражает структурные формы, развивающиеся в
условиях горизонтального сжатия, ориентированного субмеридионально или в ЮЮЗ -
ССВ направлении [24]. Вместе с тем, в южной части этого района, примыкающей к
впадине Южно-Китайского моря, имеются признаки растяжения. Так же как и в
Родопском массиве, здесь отчетливо сказывается влияние рифтогенной Южно-Китайс¬
кой впадины, активное развитие которой приводит к разрушению краевой части
орогена и появлению в рельефе форм, отражающих условиях растяжения.
Можно привести еще целый ряд примеров, где также наблюдается наложение
морфологических признаков, отражающих влияние различных геодинамических усло¬
вий. Причем преобладающими, развитыми на большей части территории, являются
морфологические особенности одного режима, на которые накладываются иногда еле
различимые признаки другого геодинамического режима. Это позволяет провести
типизацию таких орогенов и выделить среди них два типа: 1) орогены, развивающиеся
в условиях сжатия, с наложенными признаками растяжения, и 2) орогены, разви¬
вающиеся в условиях растяжения, с наложенными признаками сжатия.
К первому типу, помимо упомянутых Родопского массива и Индокитая, относится
Сихотэ-Алиньский ороген, новейшая структура которого развивается в условиях
субгоризонтального сжатия и представляет линейную пологую мегантиклиналь. На ее
морфологию существенное влияние оказывают Япономорская впадина и впадина
Татарского пролива, развивающиеся в условиях растяжения земной коры. Более
активное развитие впадин привело к наложению геодинамических условий растяжения
на орогенную структуру. Этим процессом обусловлены образование поперечных
22

б
Рис. 3. Структурно-морфологическая карта Южно-Приморская зоны Сихотэ-Алиня
1 - новейшие поднятия, выраженные в рельефе горными хребтами, с амплитудами: а - >1000 м, б-
<1000 м; 2 - новейшие опускания, выраженные в рельефе: а - субаэральными равнинами, осложненными
поднятиями с амплитудами до 500 м, 6 - шельфовыми равнинами с абсолютными отметками до -200 м, в -
морскими равнинами с абсолютными отметками > -3000 м, г - морскими наклонными террасами с
абсолютными отметками от -700 до -1000 м; 3 - границы горных впадин; 4 - континентальный склон: а -
крутой, б - относительно пологий; 5 - крупные грабенодбразные долины-депрессии, моделируемые реками;
6 - разрывные нарушения: а - главные, б - прочие; 7 - изометрические структуры плутонического и
тектоно-вулканического генезиса, выраженные в рельефе поднятиями с абсолютными отметками
вершинных поверхностей; а - >1000 м, б - <1000 м; 8 - бровка шельфа; 9 - структурно предопределенные
подводные каньоны
широтных и северо-западных разломов, разбивающих новейшую мегаскладку на
блоки, и активизация глубоких расколов земной коры, которые сопровождались излия¬
ниями базальтов неоген-четвертичного возраста. В Южно-Приморском блоке нало¬
жение условий растяжения со стороны Япономорской впадины наиболее ярко прояв¬
лены в рельефе (рис. 3). Здесь наблюдается виргация хребта-поднятия и изменение
его простирания с северо-восточного на субширотное, параллельное разлому континен¬
тального склона, а также снижение по широтным сбросам в сторону моря мегасту¬
пеней рельефа.
Ороген Большого Кавказа, развивающийся в условиях субмеридионального сжатия,
в западной и восточной частях также испытывает растяжение в связи с развитием
Черноморской и Южно-Каспийской впадин.	■
К орогенам второго типа можно отнести Момский рифтоген, выделенный А.Ф. Гра¬
чевым [25]. В строении рифтогена, развивавшегося вначале как структура растяжения
со всеми характерными морфологическими и структурными особенностями (плоскими
впадинами, резко поднимающимися крутосклонными хребтами, сбросами и пр.)
23

отчетливо проявлены морфологические признаки горизонтального сжатия, которое
устанавливается уже в среднем плиоцене и особенно активно проявляется со среднего
плейстоцена. В хребтах Момский и Черского наблюдается увеличение абсолютной
высоты и сокращение их ширины на фронте наибольшего сжатия, появление внутри-
депрессионных поднятий во впадинах и образование предгорных ступеней [26].
Разломные границы впадин, выраженные в рельефе крутыми уступами, приобретают
сдвиговый и взбросо-сдвиговый характер. Молодые разломы, наиболее удаленные от
центра рифта и ограничивающие предгорья, имеют взбросо-надвиговую кинематику
[27]. Возможной причиной наложения условий сжатия на региональную рифтогенную
структуру является непосредственное развитие к югу от хр. Черского крупной Оймя¬
конской концентрической структуры.
Приведенные примеры являются лишь незначительной частью районов, где
наложение или смена геодинамических обстановок вызывает изменение морфологии
орогенов в целом или отдельных его частей. По всей вероятности, чаще всего
происходит локальное изменение геодинамических условий, вызванное развитием
соседней структуры, как это наблюдается в Сихотэ-Алине, Родопском массиве и др. В
меньшей степени, по-видимому, происходит полная смена геодинамических условий
(Момский рифтоген). То есть можно сказать, что геодинамический режим не является
устойчивым во времени. В большинстве случаев смена режимов характерна для
границы плиоцена и четвертичного времени, и особенно заметно проявляется в
среднем плейстоцене.
Несмотря на явные морфологические различия орогенов, сформированных в различ¬
ных геодинамических условиях, они имеют общие черты, также проявленные в
рельефе. Это прежде всего перекрестный структурный план [28]. В новейшей струк¬
туре и рельефе любого орогена, развивающегося в условиях сжатия или растяжения,
одновременно проявлены несколько структурных направлений. При этом одно из них
является основным и определяет простирание большинства крупных структурно¬
орографических форм - хребтов-поднятий и впадин-прогибов. Другие направления -
поперечные или диагональные - часто являются подчиненными и скрытыми. Они
проявляются в изменении очертаний в плане отдельных форм, как крупных, так и
менее крупных, а также в изменении их высотных характеристик. Часто они
определяют внутреннее строение форм разных порядков - четковидное строение
впадин, кулисное расположение хребтов в системах или зонах. Интенсивность их
проявления и отражение в рельефе от места к месту, а также во времени меняется.
Некоторые направления лишь второстепенными деталями определяют прерывистость,
сегментацию, преломление в плане систем и зон хребтов и впадин, морфологию
отдельных форм, характер их сопряжения в зонах и другие особенности структуры и
рельефа. Все эти и другие особенности структурно-орографических форм разного
порядка дают дополнительную информацию о геодинамических условиях, прояв¬
ляющихся как в региональном, так и локальном масштабах.
Перекрестный структурный план может отражать влияние развития соседних
орогенов. Так, в структуре Кузнецкого периорогена отчетливо проявлены как северо-
восточные, так и северо-западные простирания основных структурно-орографических
форм - систем и зон хребтов и впадин. Это объясняется влиянием соседних орогенов -
Байкальского с северо-востока и Тянь-Шаньского - с юго-запада [29].
Другим общим свойством всех орогенов различных геодинамических условий явля¬
ется стадийность их развития в процессе непрерывно-прерывистого поднятия и
расчленения рельефа. На склонах хребтов и впадин формируются ступени и ярусы
рельефа, отражающие региональные этапы расчленения или основные импульсы
поднятия как всего горного сооружения, так и отдельных хребтов, входящих в его
пределы. Вопросы формирования этажей рельефа на примере Среднеазиатских и
Кавказского орогенов подробно рассмотрены в монографиях и статьях Е.Е. Мила-
новского [30], Н.П. Костенко [31], О.К. Чедия [32], В.И. Макарова [14], С.А. Несмея¬
нова [33] и многих других исследователей. Во всех исследованиях отмечается, что
24

морфология ступеней рельефа (ширина и наклон эрозионно-денудационных поверх¬
ностей выравнивания, сопряженных с примыкающим сверху склоном, глубина врезов,
отделяющих одну ступень от другой, их деформации и другие особенности) отражают
неравномерность развития тектонических движений, а также климатические условия
времени их формирования. Количество ступеней в пределах одного хребта зависит от
его возраста и интенсивности тектонических движений, то есть от того, когда начал
формироваться хребет как форма рельефа. Различная морфология ступеней рельефа в
пределах одного хребта позволяет группировать их в ярусы рельефа, формирование
которых отвечает определенным стадиям орогенного поднятия. Сравнительный анализ
ступеней и ярусов рельефа различных орогенов позволяет говорить, что наиболее
полно и отчетливо они формируются в орогенах сжатия. Здесь их положение и
развитие показывает нарастание скорости от начальных этапов воздымания к более
позднему времени. В рельефе эпиплатформенных орогенов сохраняются фрагменты
древних поверхностей выравнивания, часто формирующих верхний ярус рельефа
(сырты на Тянь-Шане).
Таким образом, геодинамические условия формирования орогенов обусловливают их
морфологические различия. Поэтому морфологические признаки могут служить
самостоятельными индикаторами этих условий, их смены или наложения и часто
являются не менее надежными и более объективными признаками по сравнению со
структурными.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Шульц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельефа Тянь-Шаня. М.: ОГИЗ. Географгиз, 1948. 222 с.
2.	Николаев Н И. Новейшая тектоника и современная геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 492 с.
3.	Милановский Е.Е., Хайн В.Е. Основные черты современного рельефа "земной поверхности и неотекто¬
ника. I. Типы мегарельефа материковых массивов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1956. Т. 31. Вып. 3. С. 3-
36.
4.	Милановский Е.Е., Хайн В.Е. Основные черты современного рельефа земной поверхности и неотекто¬
ника. II. Типы мегарельефа переходных областей и океанов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1956. Т. 31.
Вып. 4. С. 3-27.
5.	Боголепов К.В. О двух типах орогенеза // Геология и геофизика. 1968. № 8. С. 15-26.
6.	Миясиро А., Али К., Шенгер А. Орогенез. М.: Мир, 1985. 288 с.
7.	Горелов С.К. Генетические типы горных сооружений СССР как показатели ведущей роли крупных
неоднородностей земной коры в процессе новейших тектонических движений // Неотектоника и динамика
литосферы подвижных областей территории СССР. М-лы Всесоюз. совещ. по пробл. неотектоники и
динамики литосферы. Таллин-Ташкент, 1983. С. 43-48.
8.	Уфимцев Г.Ф. Тектонический анализ рельефа на примере Востока СССР. Новосибирск: Наука, 1984.
183 с.
9.	(Ьллиер К. Тектоника и рельеф. М.: Недра, 1984. 460 с.
10.	Коржуев С.С. Глобальная геоморфология и современный мобилизм // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1985.
№ 6. С. 43-50.
11.	Герасимов И.П. Проблемы глобальной геоморфологии. Современная геоморфология и теория мобилизма
в геологической истории развития Земли. М.: Наука, 1989. 208 с.
12.	Хайн В.Е. Мегарельеф Земли и тектоника литосферных плит // Геоморфология. 1989. № 3. С. 3-14.
13.	Хайн В.Е.,Ломизе М.Г. Тектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ, 1995. 480 с.
14.	Макаров В.И. Новейшая тектоническая структура Центрального Тянь-Шаня. М.: Наука, 1977. Вып. 37.
171 с.
15.	Макаров В.И. Новейшие орогены, их структура и геодинамика. Дис. в форме науч. доклада д-ра геол-
мин. наук. М.: ГИН РАН, 1990. 57 с.
16.	Садыбакасов И. Волновые движения земной коры и неотектоническое районирование Тянь-Шаня и
Памира // КиргССР. 1978. № 4. С. 20-29.
17.	Садыбакасов И. Неотектоника Высокой Азии. М.: Наука, 1990. 460 с.
18.	Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. М.: Недра, 1987. 285 с.
19.	Флоренсов Н.А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 237 с.
20.	Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Пьедестальные горы - особый морфоструктурный тип возрожденных гор //
Структурная геоморфология горных стран. Фрунзе: Илим, 1973. С. 52-54.
21.	Артюшков Е.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 456 с.
25

22.	Макаров В.И. Региональные особенности новейшей геодинамики платформенных территорий в связи с
оценкой их тектонической активности // Недра Поволжья и Прикаспия. Саратов: НВНИИГГ, 1996.
Вып. 13. С. 53-60.
23.	Макаров В.И., Спиридонов Х.К. Новейшая тектоника Родопского массива и прилегающих территорий //
Геотектоника. 1982. № 2. С. 65-79.
24.	Макаров В.И., Кожурин А.И., Нгуен Гонг Ем, Нгуен Динь Ту. Новейшая тектоника Ханойской впадины
и ее горного обрамления // Геотектоника. 1988. № 1. С. 69-79.
25.	Гранее А.Ф. Момский материковый рифт // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.: НЙИГА,
1973. Вып. 8. С. 56-75.
26.	Корчуганова Н.И. Современная структура и тектоническое развитие Момско-Черского горного пояса в
кайнозое (Северо-Восток Азии) // Изв. ВУЗов. Геол. и разведка. 1997. № 4. С. 27-34.
27.	Имаев В.С. Позднекайнозойские надвиги, взбросы и складчатые дислокации сейсмического пояса
Черского (Восточная Якутия) // Геотектоника. 1991. № 4. С. 109-116.
28.	Макаров В.И., Соловьева Л.И. Перекрестный структурный план земной коры и проблема проявления ее
глубинных элементов на поверхности (на примере Тянь-Шаня и Туранской плиты) // Исследование
природной среды космическими средствами. Геология и геоморфология. М.: ВИНИТИ, 1976. Т. 5. С. 18-
42.
29.	Макеев В.М. Новейшая тектоническая структура и геодинамика Кузнецкой периорогенной области //
Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1996. 26 с.
30.	Милановсий Е.Е. Новейшая тектоника Кавказа. М.: Недра, 1968. 486 с.
31.	Костенко Н.П. Развитие складчатых и разрывных деформаций в орогенном рельефе. М.: Недра, 1972.
320 с.
32.	Чедия О.К. Юг Средней Азии в новейшую эпоху горообразования. Фрунзе: Илим, 1972. Кн. 2. 226 с.
33.	Несмеянов С.А. Неотектоническое районирование северо-западного Кавказа. М.: Недра, 1992. 252 с.
Геологический факультет МГУ,	Поступила в редакцию
Московская государственная	29.05.98
геологоразведочная академия, ~
Институт геоэкологии РАН
MORPHOLOGIC TYPES OF OROGENS AS INDICATORS OF THEIR ORIGIN AND
FORMATION CONDITIONS
N.V. MAKAROVA, N.I. KORCHUGANOVA, V.I. MAKAROV
Summary
Morphologic features of orogens may serve as indicators of their geodynamic conditions. Linear systems of
asymmetric ridges and basins are characteristics of compression orogens. There are piedmonts, inner ridges, incised
river valleys in the basins. Tension orogens consist of asymmetric ridges with steep slopes and flat-bedded, often
lacustrine, wide or gap-shaped basins without piedmonts. Changes of geodynamic conditions cause the rise of
Corresponding morphologic peculiarities. Common for all geodynamic conditions are manifestation of the cross
stuctural plane in relief and stadiality of orogens formation.
26

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Nb 1
январь-март
2000
ДИСКУССИИ
УДК 551.435.84(477.8)
©2000 г. В.Н. ДУБЛЯНСКИЙ
ЕЩЕ РАЗ О ГЕНЕЗИСЕ ГИПСОВЫХ ПЕЩЕР ПОДОЛИИ
В 1997 г. в журнале "Геоморфология" опубликована статья Якуча и Мезеши [1] и
рецензия на нее Климчука [2], посвященные крупнейшим в Мире гипсовым пещерам
Подолии. Однако обе публикации не исчерпывают проблему, поэтому следует обратиться к
ее рассмотрению еще раз.
Статья [1] - расширенная версия более ранних работ на эту же тему (1976, 1977 1991),
которые уже подвергались обоснованной критике в литературе [3-5]. Л. Якуч и Г. Мезоши
полагают, что пещеры Подолии сформированы за счет поглощения "местного" поверх¬
ностного стока. При этом они весьма вольно трактуют имеющиеся данные о геологии,
геоморфологии, гидрологии и гидрогеологии региона; игнорируют как критические
замечания в свой адрес, так и материалы новейших спелеологических исследований [5—7 и
др.]. Построения авторов детально рассмотрены в рецензии [2], с основными положениями
которой нельзя не согласиться. Климчук [5-7 и др.] убедительно доказал, что крупные
лабиринтовые пещеры Западной Украины образованы за счет восходящего перетока
подземных вод через гипсы из подгипсового в надгипсовый водоносный горизонт (т.н.
"артезианская" модель спелеогенеза). Однако он излишне категоричен, когда заявляет, что
"поверхностный сток не участвовал в их формировании" [2, с. 122].
Гипотеза формирования пещер Подолии за счет поглощения "транзитного" поверх¬
ностного стока левых притоков Днестра (Серет, Збруч, Ничлава и пр.) предложена автором
в начале 60-х гг. [3, 4, 8]. Она основывалась на далеко неполных знаниях об особенностях
пещерных лабиринтов Подолии (тогда были засняты только первые десятки километров ее
крупных пещер) и хорошо увязывалась с историей развития региона в плиоцене-антропо-
гене, в частности - с миграцией долины пра-Днестра и этапами ее врезания, зафикси¬
рованными по уровням террас.
Природным аналогом для разработки этой гипотезы явилась пещера Вертеба, имеющая
общую протяженность ходов 7,8 км [3, 4, 8]. Она располагается в шейке врезанного меандра
р. Серет; вход в нее находится на дне небольшой карстовой воронки. Пещера представляет
собой лабирйнт переплетающихся галерей, разделенных узкими скальными перемычками.
Геофизические исследования (методы ЭП и ВЭЗ) показали, что он развит в узкой (100-
150 м) полосе, соединяющей верхнюю и нижнкжэ части излучины р. Серет (среднегодовой
расход 17 м3/с). Таким образом, в связи с развитием в разрезе неогеновых гипсов, в раннем-
среднем плейстоцене вместо эрозионного останца обтекания в шейке меандра возникла
линейно-ориентированная лабиринтовая карстовая полость "переточного" происхождения.
В дальнейшем она была заполнена песчано-глинистыми отложениями, связь которых с
речными водами подчеркивается находками "карпатской" гальки (кварц, кварцевые песча¬
ники, желтые и черные кремни). В 1997 г. сотрудниками Борщевского краеведческого музея
обнаружена небольшая (27 м) пещера с тягой воздуха на юго-востоке выделенной
геофизическими методами закарстованной зоны (устное сообщение М.П. Сохацкого).
В 90-е гг. "переточная" парадигма сменилась "артезианской" [5-7]. Однако, по нашему
мнению, полный отказ от переточной гипотезы будет ошибкой. Природа многообразна и
27

допускает конвергентность - образование схожих форм различными путями. Кстати, как
уже указывал автор [9], об этом свидетельствуют и материалы, приведенные в работах
самого А.Б. Климчука. По данным [7], 13 крупнейших пещер Западной Украины имеют
коэффициент объемной закарстованности 0,02-0,07, а 14-я (Вертеба) - 0,12. Для проверки
ее принадлежности к генеральной совокупности полостей "артезианского генезиса"
используем т-критерий [10]
т = (х - хср)/5
где х - текущее, хср - среднее значение коэффициента объемной закарстованности, 5 - его
среднее квадратическое отклонение. Для рассматриваемого случая расчетное значение
т равно 2,3, а нормированное та (для 14 членов при уровне значимости 0,05) - 2,6. Так как
та > т (2,6 > 2,3), сомнительная величина коэффициента объемной закарстованности (0,12)
отбрасывается. Таким образом, для пещеры Вертеба "артезианская" парадигма не подходит.
Какие же выводы можно сделать по развернувшейся дискуссии?
1.	На современном уровне наших знаний наиболее вероятной для большинства лаби¬
ринтовых пещер Западной Украины является "артезианская" парадигма.
2.	Некоторые лабиринтовые (Вертеба) и стволовые (Мокрая и др.) пещеры региона
образованы в соответствии с "переточной" парадигмой, основанной на возможности их
формирования при поглощении транзитного поверхностного стока.
3.	"Инфлюационная" парадигма, основанная на возможности формирования пещер за
счет поглощения местного поверхностного стока, в Западной Украине "не работает" - это
наложенный, значительно более поздний процесс, который приводит к поступлению в
давно сформировавшуюся полость небольшого количества воды и рыхлого материала с
поверхности.
4.	"Артезианская" парадигма весьма продуктивна: ее следует использовать в других
карстовых регионах бывшего СССР, где известны лабиринтовые пещеры в гипсах
(Приуралье, Кунгурская пещера и пр.), в известняках (Крым, пещеры Внутренней гряды;
Кавказ, Ахунская пещера; Ангаро-Ленский регион, пещера Ботовская) в конгломератах
(Саяны, пещера Б. Орешная) и др.
5.	При проверке той или иной парадигмы в конкретных условиях следует помнить о
конвергентности форм и отложений, представляющей одну из особенностей геоморфологии
карста [11].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Я куч Л., Мезеши Г. Генетические особенности гипсовых пещер Подолии // Геоморфология. 1997. № 1.
С. 91-97.
2.	Климчук А.Б. О генезисе гипсовых пещер Подолии // Геоморфология. 1998. № 1. С. 120-123.
3.	Дублянский В.Н., Ломаев А.А. Карстовые пещеры Украины. Киев: Наук, думка, 1980. 180 с.
4.	Dyblyanskii V.N. The gypsum caves of the Ukraine // Cave geol. 1979. V. 1. № 6. C. 163-184.
5.	Klimchouk A.B. Large gypsum caves in the Westerh Ukraine and their genesis // Cave Science. 1992. V. 19(1).
P.3-11.
6.	Климчук А.Б. Артезианское происхождение крупных лабиринтовых пещер в миоценовых гипсах
Западной Украины // Докл. АН УССР. 1990. Сер. Б. № 7. С. 28-32.
7.	Климчук А.Б., Андрейчук В.Н., Турчинов И.И. Структурные предпосылки спелеогенеза в гипсах
Западной Украины. Киев: Укр. спелеологическая ассоциация. 1995. 104 с.
8.	Дублянский В.Н., Смольников Б.М. Карстолого-геофизические исследования карстовых полостей
Приднестровской Подолии и Покутья. Киев: Наук, думка, 1969. 151 с.
9.	Дублянский В.Н. Структурные предпосылки спелеогенеза в гипсах (рецензия) // Свет. (Киев) 1996.
№ 1(14). С. 45.
10.	Комаров И.С. Накопление и обработка информации при инженерно-геологических исследованиях. М.:
Недра, 1972. 295 с.
11.	Дублянский В.Н., Шипу нова В.А., Вахрушев Б.А. Проблема корреляции в геоморфологии карста //
Проблемы геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 117-134.
Пермский государственный университет	Поступила в редакцию
01.03.99
28

ONCE MORE ON THE GENESIS OF GYPSIC CAVES OF PODOLIA
V.N. DUBLYANSKY
Summary
The waters of local surface runoff played insignificant role in the caves formation in West Ukraine. This fact
contradicts with "influent" conception, advocated by L. Jakucs and G. Mezosi. The author uphelds the "artesian" model
of-A.B. Klimchouk, i.e. conception of caves formation due to underground water upwelling. At the same time he
proves that some caves came to existence on the account of surface river water uptake.
УДК 551.4.07(470.4)
© 2000 г. A.A. СВИТОМ
НИЖНЕЕ И ЮГ СРЕДНЕГО ПОВОЛЖЬЯ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
В проблеме корреляции природных событий древнего Каспия и ледниковых районов
Русской равнины один из ключевых вопросов - выяснение строения геоморфологических
уровней и соотношения морских и аллювиальных отложений Нижнего и Среднего
Поволжья. По этому вопросу имеется масса публикаций [1-7 и др.] с разной степенью
аргументации и достоверности. Представляется, что на сегодня наиболее обоснованные
корреляции можно получить путем сравнительного анализа геолого-геоморфологического
строения и последовательности крупных палеогеографических событий Нижнего Поволжья
и смежных с ним участков юга Среднего Поволжья: трансгрессивно-регрессивных фаз
Каспия, климатических циклов, этапов аккумуляции - размыва речных осадков и
образования уровенных поверхностей.
Нижнее Поволжье
История образования геоморфологических уровней низменных степей Нижнего По¬
волжья и слагающих их осадков запечатлена в естественных разрезах по берегам Волги
ниже Волгограда, дополненных материалами бурения волжской долины. В них вскрывается
настоящий "слоеный пирог" осадков, типичных для крупной долины, периодически зато¬
плявшейся и подтоплявшейся древним Каспием. Морские, дельтовые и аллювиальные
отложения хорошо стратифицированы, устойчиво прослеживаются по простиранию и
содержат многочисленные и разнообразные палеонтологические остатки, образующие
"жесткий биостратиграфический каркас".
Залегающие в основании плейстоцена морские отложения бакинской свиты пред¬
ставлены осадками приглубых частей солоноватоводного бассейна, охарактеризованными
двумя комплексами катиллоидных моллюсков р. Didacna Eichw. Судя по палинологическим
данным [8], климат Нижнего Поволжья в эту эпоху был прохладным и весьма влажным, а в
ландшафтах побережий преобладала лесная, в основном хвойная (елово-сосновая) расти¬
тельность.
Буровые данные по Нижней Волге показывают, что в ее пределах прослеживаются две
крупные песчано-галечные толщи погребенного аллювия, фиксирующие древнюю долину
Волги, разделенные сингильскими илами и глинами. Г.И. Горецкий [6] выделил среди них
речные осадки Соликамской, венедской, нижне- и верхнекривических свит. Однако в
пределах Нижнего Поволжья это расчленение не очень корректно, ибо базируется только
на наличии в аллювии прослоев галечного материала. Присутствие разнообразного
грубообломочного материала в разных частях разреза вообще характерно для руслового
аллювия такой крупной и динамичной системы, как долина Волги, и необязательно
указывает на возрастные различия ее осадков. Отмеченное Горецким [6] залегание между
Соликамским и венедским аллювием морских верхнебакинских осадков сомнительно по
29

причине их отсутствия в разрезе каспийского плейстоцена вообще и в нижнем Поволжье в
частности.
Венедские отложения представляют наиболее древний плейстоценовый аллювий Ниж¬
него Поволжья, лежащий в глубоком эрозионном врезе в отложениях бакинского моря на
глубине 65-80 м ниже современной межени реки. По составу это пески мелкие и средние,
серые и темно-серые, с прослоями глин и суглинков горизонтально-слоистых, с глиняными
окатышами и раковинами пресноводных моллюсков, мощностью до 20-30 м и более.
Венедская долина Пра-Волги располагалась восточнее современной долины и лишь ниже
Енотаевки переместилась на правобережье. Залегающие выше по разрезу отложения
сингильской свиты (стратотип - разрез Райгород) представлены тонкими осадками
спокойных водоемов. В отложениях многочисленны раковины пресноводных моллюсков и
кости млекопитающих сингильского фаунистического комплекса, а среди спор и пыльцы
преобладают спектры лесостепного типа.
Палеогеографическая информация о сингильском времени по семенной флоре [6]
свидетельствует, что Нижнее Поволжье в эту эпоху представляло обводненную залесенную
территорию с более влажным, но не менее теплым климатом, чем ныне.
Аллювий кривичской свиты прослеживается в погребенном состоянии от Ергеней на
западе до современной долины Волги на востоке и слагает древнюю речную дельту [6]. По
составу это преимущественно русловые речные фации - пески разнозернистые, серые, с
прослоями темных суглинков, линзами грубообломочного материала, в основании - с
гравием и галькой преимущественно кремнисто-кварцевых пород и сливных песчаников.
Отложения выполняют глубокий палеоэрозионный врез и достигают мощности в первые
десятки метров. В отложениях найдены раковины пресноводных моллюсков и разно¬
образные пыльца и споры, образующие лесные, лесостепные и степные палинологические
спектры. Из нижней части кривичских отложений происходит косожская флора [6],
характеризующая климатический оптимум раннего-среднего плейстоцена и не имеющая в
своем составе представителей холодолюбивой флоры.
Кривичский аллювий со следами размыва перекрыт морскими отложениями раннеха¬
зарской трансгрессии, вскрываемыми во множестве естественных разрезов Волги ниже
Черного Яра и охарактеризованными комплексами дидакн, планктонных фораминифер и
остракод. В верхней части нижнехазарских отложений разреза Копановка определены [9]
спорово-пыльцевые спектры лесного типа, в средней части - лесостепные и в основании -
степные, отнесенные Москвитиным [4] к тундровым перигляциальной эпохи днепровского
оледенения Русской равнины. Это, по-видимому, не совсем так, однако очевидна
последовательная смена на хазарском побережье лесных ландшафтов лесостепными и
степными.
В долине Волги, на участке от Райгорода до Никольского, широко распространены
полифациальные аллювиальные образования черноярской свиты (стратотип - разрезы
Черный Яр - Нижнее Займище), с размывом залегающие на нижнехазарских либо син¬
гальских отложениях. По составу это преимущественно русловые разнозернистые пески,
крупнодиагонально-косослоистые, включающие многочисленные костные остатки млеко¬
питающих хазарского фаунистического комплекса, возраст которого определяется сере¬
диной среднего плейстоцена, а ландшафты обитания - как степные.
Стратиграфическое и гипсометрическое положение черноярских песков, содержащаяся в
них фауна млекопитающих и литологические особенности указывают, что формирование
их осуществлялось в русле крупной реки в середине-конце среднего плейстоцена на
уровнях, близких к современной межени либо несколько выше.
В разрезах нижнего Поволжья известно одно обнажение, содержащее достоверные -
фаунистически охарактеризованные верхнехазарские морские отложения у с. Серо-
глазовка. Здесь на нижнехазарских слоистых алевритах с глубоким размывом залегают
осадки пестрого литолого-фациального состава, содержащие многочисленные руководящие
моллюски Didacna surachanica. В отложениях установлена [10] палеомагнитная инверсия,
идентифицируемая с эпизодом Блейк. Из заслуживающих доверия абсолютных датировок
следует отметить результаты урано-иониевого датирования верхнехазарских осадков,
давшие возраст 77-114 тыс. лет [11], что близко соответствует эпохе карангатской
трансгрессии Понта и микулинскому межледниковью Русской равнины.
Лежащие выше отложения ательской свиты Нижнего Поволжья представлены исклю¬
чительно континентальными, преимущественно водными, реже - субаэральными обра¬
зованиями. По составу это супесчано-суглинистые, реже - песчаные отложения лессо¬
видного облика со следами погребенных автоморфных и гидроморфных почв и крио-
30

турбациями в кровле, линзами озерных осадков, раковинами наземных и пресноводных
моллюсков. В отложениях обнаружена мустьерская стоянка палеолитического человека
[12], установлены многочисленные костные остатки млекопитающих верхнепалеолитичес¬
кого фаунистического комплекса, а также спорово-пыльцевые спектры степного типа.
Возраст отложений ательской свиты по положению между черноярскими и верх¬
нехазарскими песками и нижнехвалынскими осадками, костным и археологическим наход¬
кам определенно устанавливается как середина позднего плейстоцена. Климат был
континентальным, сухим и холодным, и в ландшафтах господствовала степная расти¬
тельность с обилием ксерофитов и галофитов.
Наиболее широко в Нижнем Поволжье развиты отложения хвалынской трансгрессии,
венчающие разрез II террасы Волги и слагающие поверхность Прикаспийской низменности.
Они состоят из нижне- и верхнехвалынских осадков, охарактеризованных комплексами
дидакн и разделенных следами перерыва - обычно слабо проработанного почвенного
профиля.
В литолого-фациальном отношении среди хвалынских отложений преобладают мелко¬
водные -песчаные осадки и так называемые "шоколадные глины", представляющие фации
относительно приглубых образований, маркирующих древнюю долину р. Волги.
Палинологические спектры хвалынских отложений разнообразны [5, 9] и указывают, что
климат в начале хвалынской эпохи был достаточно холодным и относительно влажным;
позднее он иссушается, в результате чего лесные группировки растительности сменились
ксерофитными степными с участием галофитов. По материалам радиоуглеродного анализа,
временнбй диапазон хвалынских отложений весьма "кучно" располагается в интервале
9-21 тыс. лет. Близкие значения возраста получены и урано-иониевым методом.
Низкие уровенные поверхности Нижнего Поволжья (приморская равнина, низкая
надпойменная терраса и пойма р. Волги) сложены голоценовыми образованиями, среди
которых выделяются новокаспийские и современные отложения, представленные морскими
и континентальными осадками.
Можно констатировать, что в разрезах Нижнего Поволжья четко отражены три разных,
последовательных события: накопление морских осадков, эрозионный врез и заполнение
его аллювием. Когда, в какие эпохи каспийской истории они осуществлялись? Обычно
отмечают трансгрессивные и регрессивные стадии, подразумевая максимумы и минимумы
стояния вод бассейна. Однако в истории Каспия основная часть его развития скорее
приходится на переходные эпохи, которые можно назвать "транзиторными" (от латинского
слова transitoriuns - переходный), соответствующие смене фаз высокого стояния низким. При
этом отчетливо фиксируется цикличность развития, где каждая стадия (цикл) завершалась
формированием определенных уровней:	трансгрессия -	> накопление осад¬
ков - > морская равнина (при незначительном подъеме уровня моря - ингрессия и
заполнение долины аллювиальными и морскими осадками); регрессия моря - > эрозионный
врез - > образование (либо углубление) долины. Достаточно полно строение волжской
долины в Нижнем Поволжье и ее развитие можно видеть на геологическом профиле района
Енотаевки и построенной на его основании кривой врезания и накопления (рис. 1).
В целом в речной системе преобладала аккумуляция морских и аллювиальных отложе¬
ний и наращивание днища долины с максимально низкого плейстоценового уровня
(-90 м абс. выс.) в послебакинское время до максимально высокого (+50 м) в хвалынскую
эпоху, когда образовался осадочный покров на большей части Прикаспийской низменности,
а волжская долина была перекрыта толщей шоколадных глин.
В волжской долине в плейстоцене отмечаются два глубоких эрозионных вреза - в
послебакинскую (венедскую) и послехвалынскую (мангышлакскую) регрессии; в это время
русло Волги врезалось в свое днище на 40-50 м. Существенное (-20-25 м) снижение днища
долины отмечалось и во время регрессии после максимума новокаспийской трансгрессии.
Все крупнейшие трансгрессии Каспия - бакинская, раннехазарская и хвалынская - отме¬
чались в относительно прохладные эпохи. Однако мнение об арктическом климате региона
[4] преувеличено: если бы это было так, то мелководный Северный Каспий напоминал бы
полярный бассейн, в котором не смогли бы обитать моллюски, сходные с нынешней
каспийской фауной. Небольшие по амплитуде и размерам каспийские трансгрессии -
урунджикская, позднехазарская и новокаспийская - в целом происходившие на фоне и во
время длительных регрессивных эпох Каспия, совпадали с относительно теплыми клима¬
тическими условиями - сингильской и карангатской (микулинской) эпохами и оптимумом
голоцена. С весьма теплыми, как влажными (сингильская, косожская), так и сухими
(черноярская, средне-позднеголоценовая) климатическими эпохами связано и накопление
31

Рис. 1. Схематический геологический разрез (А) через долину р. Волги у Енотаевки (по [6], с упрощениями и
дополнениями) и диаграмма врезания и накопления (Б)
Аллювий: 1 - пойменный, 2 - русловой, 3 - базальные горизонты; 4 - эстуарно-лиманные отложения; 5 -
морские отложения; 6 - субаэральные отложения; 7 - погребенные почвы; 8 - следы мерзлотных процессов;
9 - кости, растительные остатки и раковины моллюсков; 10 - кровля коренных пород. Накопление
отложений: 11 - морских, 12 - эстуарных и лиманных, 13 - речных; 14 - эрозионный врез; 15 - основные
корреляционные горизонты
аллювия Пра-Волги. Исключение представляет ательское время - одна из самых холодных,
сухих и загадочных эпох Поволжья. В это время уровень Каспия был очень низким (—50 м
абс. выс.), однако заметного вреза в долине Волги не отмечалось. Ательские отложения
полифациальные, но среди них не установлен русловой аллювий крупной речной долины и
значительно участие осадков субаэрального генезиса.
Среднее Поволжье
В отличие от низменной равнины Нижнего Поволжья, в смежном с ним районе Среднего
Поволжья хорошо выражена террасированность волжской долины, в которой, кроме
пойменных уровней, на южном участке ниже Жигулей, выделяются три надпойменные
террасы, а выше - до шести.
Строение пойменной и низкой надпойменной террас Волги районов Нижнего и Среднего
Поволжья в целом однотипное, а сложение высоких уровней второй и третьей террас реки
32

резко различное. Главное их отличие - это отсутствие в разрезах Среднего Поволжья чисто
морских древнекаспийских осадков. Фаунистически охарактеризованные отложения бакин¬
ской и хазарской трансгрессий исчезают из разрезов волжской долины выше Черного Яра.
Морские нижнехвалынские отложения наиболее глубоко проникают по волжской долине. В
районе устья р. Еруслана они постепенно сменяются осадками эстуарно-лиманного типа,
прослеживаемыми по волжской долине почти до устья Камы.
Наиболее древние (венедская и кривичская) аллювиальные свиты1 юга Среднего По¬
волжья вскрываются бурением в погребенной долине Волги существенно гипсометрически
ниже (на 50-80 м) ее современной межени. При этом для венедских отложений характерно
выполнение глубокого (до 80 м и более) и относительно узкого эрозионного вреза, а для
кривичских - более мелкой, но широкой (до 40 км и более) древней долины [6]. По составу
древнеаллювиальные отложения представлены разнопесчаными образованиями, содержа¬
щими обильный гравийно-галечный материал, в котором наряду с обломками северных
кристаллических пород многочисленны кварцитовидные и полевошпатовые песчаники [6].
Судя по палинологическим данным [13], в венедское время климат был прохладным, но
отличался от ледниковых и перигляциальных условий, а в ландшафтах господствовали
разнообразные хвойные элементы. Так, в устье Камы доминировали еловые леса, а в
районе Жигулей преобладала сосна и присутствовали широколиственные породы [6].
В нижней части аллювия кривичской свиты установлены [14] спорово-пыльцевые
спектры лесного типа, а верхняя часть свиты характеризуется палинологическими спект¬
рами переходного типа, с преобладанием пыльцы травянистых растений. Следовательно, в
начале накопления кривичского аллювия климат был теплым и влажным, а в конце стал
более умеренным и континентальным. По заключению Губониной [14], это спектры
типичного межледниковья, относящиеся к днепровско-московской эпохе.
Геоморфологически выраженные террасы р. Волги сложены более молодыми свитами
аллювия. Из плейстоценовых уровней Среднего Поволжья наиболее широко развита
III (красноярская, IV по Москвитину [4]) терраса высотой до 90 м, шириной до 30 км.
Весьма полный разрез террасы известен у хорошо изученного [1, 2, 6, 13-15] обнажения у
с. Спасское, где в излучине реки вскрывается мощная толща фациально изменчивых и
циклично построенных аллювиальных и аллювиально-озерных (лиманных) отложений.
Среди них по характеру строения выделяются три свиты (толщи). Нижняя, видимой
мощностью до 11 м, сложена в основании песками светло-серыми и серыми разно¬
зернистыми, диагонально-косослоистыми, с гравием и мелкой галькой (русловой аллювий),
перекрытыми крупной линзой илов темно-серых и сизых, горизонтально-слоистых, с
раковинами пресноводных моллюсков (пойменные, лиманно-пойменные отложения), в
кровле с хорошо проработанной погребенной почвой автоморфного типа. По-видимому, из
илов происходит находка черепа молодого слона [1]. Обычно к этой толще относят и
находки многочисленных костей животных хазарского комплекса млекопитающих, однако
"in situ" они нигде не обнаружены [13]. В илах установлена пыльца, принадлежащая
палинологическому комплексу лесного типа, с доминирующими березой, елью и сосной; в
самом верху разреза резко возрастает количество пыльцы травянистых растений,
отмечаются споры селягинелл. По Москвитину [13], это была холодная климатическая
эпоха (днепровское оледенение), когда в долине существовали сосново-березовые
леса с примесью ели, сменившиеся в конце накопления илов лебедово-разнотравными
лугами.
Средняя свита (толща) аллювия III террасы в разрезе Спасское (мощность до 5 м) имеет
другое строение и состав: это преимущественно супесчаные отложения пойменно-старич¬
ного и озерного типов, серые и буро-сизые, содержащие в кровле массу мелких раковин
пресноводных гастропод, в средней части - со следами почвообразования, иногда с
прослоями песков серых, неясно тонкослоистых. Это были условия спокойного осадко-
накопления в долине, где существовали разливы и старичные озера. По своему положению
в разрезе средняя толща, по-видимому, отвечает нижне- и верхнежигулевской (поздний
хазар) свитам Горецкого [6], однако он относит эту часть разреза к верхнекривичскому
аллювию, что не совсем оправдано из-за высокого гипсометрического залегания свиты и
выпадения в этом случае из разреза террасы жигулевских отложений.
Верхняя свита (толща) разреза Спасское сложена серией (до 10 м и более) чередующихся
прослоев песка серого, мелколинзовидно- и косослоистого, мелкозернистого (русловые 1 21 Как и в случае с Нижним Поволжьем, нам не представляется возможным разделение на этой
территории Соликамской и венедской, нижне- и верхнекривичских свит.
2 Геоморфология, № 1
33

фации спокойных водоемов) и супеси серо-бурой, горизонтально-слоистой, иногда послойно
ожелезненной (пойменные фации).
Широко распространено мнение, что отложения верхней части красноярской террасы
сложены перигляциальным аллювием максимума днепровского [4] либо московского [6]
оледенений. По-видимому, термин "перигляциальный" не совсем подходит к этим отло¬
жениям. Во-первых, сам "гляциал" располагался весьма далеко от этих мест (сотни
километров), во-вторых, в нем отсутствуют и такие типичные признаки перигляциального
аллювия [16], как повышенная мощность, преобладание желто-бурых тонов и наличие
криогенных структур. Осадки верхней толщи представляют нормальный аллювий крупной
речной долины. В отложениях обнаружены пыльцевые спектры степного типа, с резким
преобладанием микрофоссилий различных трав, среди которых доминируют лебедовые и
полыни [14]. Москвитин [4] на основании угнетенности сухопутных и водных моллюсков из
верхов красноярской террасы определяет эпоху их существования как холодную и относит
ее ко времени днепровского оледенения Русской равнины. Исходя из стратиграфического
положения верхней свиты аллювия, время его накопления скорее ранневалдайское (атель-
ское).
В долине Средней Волги морфологически отчетливо выражена II (хвалынская) терраса,
отдельными участками прослеживаемая на высотах до 20 м вдоль левого и правого бортов.
В устьевых частях волжских притоков терраса значительно расширяется, ниже устья
р.	Еруслана ее поверхность сливается с Прикаспийской низменностью. В сложении террасы
принимают участие две разные толщи осадков: верхняя - шоколадные глины - отложения
хвалынского эстуария, проникавшего далеко к северу, и нижняя — собственно аллювий
террасы.
Строение террасы рассмотрим на примере хорошо изученного [2, 3, 6, 15] разреза у
с.	Приволжье. Здесь к уступу III террасы прислоняется поверхность хвалынской террасы
высотой 12-14 м 2. В ее строении принимают участие (сверху вниз): 1) супесь серая,
гумусированная, ниже — суглинок серо-бурый, неясно слоистый, 1,0 м; 2) шоколадная глина,
4—5 м (отложения хвалынского лимана-эСгуария); 3) супесь серо-бурая неясно слоистая, с
раковинами мелких пресноводных гастропод, 3—4 м; 4) суглинок, вверху буро-коричневый, с
псевдомицелиями, внизу — сизовато-серый, с растительными остатками, с раковинами
пресноводных и наземных гастропод, 2,0-2,5 м (осадки пойменно-старично-болотного типа,
в кровле со следами почвообразования); 5) толща чередующихся прослоев песка серого,
мелкозернистого и суглинка неясно горизонтально-слоистого, грязно-сизо-серого, с
растительным детритом, видимой мощностью до 2 м (осадки спокойных, периодически
исчезавших проток). В нижней части аллювия террасы обнаружены карпологические ос¬
татки, а также пыльца и споры межледникового типа [15], по нашему мнению, свидетель¬
ствующие о накоплении их в теплую эпоху, непосредственно предшествующую времени
формирования шоколадных глин.
Шоколадные глины палинологически охарактеризованы по другим разрезам [14]. Боль¬
шая часть их содержит пыльцу и споры лесного типа (доминанта - ель), в верхней части
спектры имеют переходный характер, а в кровле относятся к степному типу (доминанты -
лебедовые и полынь). Данные палинологии указывают, что во время формирования шоко¬
ладных глин климат этого района был прохладным и влажным, в дальнейшем — более
сухим.
На незатопленных участках волжской долины отчетливо прослеживаются уровни первой
и пойменной речных террас. В строении первой террасы участвуют преимущественно пески
серые, сортированные, с гравийно-галечным материалом, прослоями суглинков и супесей,
мощностью до 10 м и более. Реже эта терраса цокольная, перекрытая маломощным чехлом
озерных и пойменных осадков. В илистых прослоях из нижних частей разреза террасы у
г. Энгельса установлены спорово-пыльцевые спектры с присутствием селягинелл, что, по
мнению Москвитина [4], указывает на лесотундровые условия.
Общий тип строения южного участка волжской долины Среднего Поволжья и характер
накопления в ней аллювия можно иллюстрировать геологическим профилем у Жигулей и
построенной по нему схемой врезания и накопления (рис. 2). На рисунке хорошо видно
сложное циклическое строение волжской долины (более 11 циклов врезания и накопления),
выполненной мощной серией аллювия с господством относительно грубых русловых фаций.
По гипсометрическому положению осадков выделяются глубоко погруженные свиты
(венедская и кривичская), "нормальные" (аллювий поймы), т.е. залегающие вблизи совре- 22 В настоящее время, после подтопления волжской долины, высота террасы около 5-7 м.
34

Рис. 2. Схематический геологический разрез (Л) через долину р. Волги у Жигулей (по [6], с упрощениями и
дополнениями) и диаграмма вреза и накопления (Б).
Условные обозначения см. рис. 1.
менного уреза, и высоко расположенные (аллювий II и III террас) свиты. Такое гипсо¬
метрическое расположение речных осадков в долине подмечено давно [8] и может служить
одним из критериев их стратиграфического расчленения. По разрезу также хорошо про¬
слеживаются эпохи преимущественного накопления и вреза, с некоторым преобладанием
первых. Устанавливаются два глубоких вреза долины - в довенедское время и после об¬
разования красноярской (III) террасы, ограничивающие длительную эпоху преимущест¬
венного накопления аллювия. Еще одна эпоха аккумуляции связана с заполнением позд¬
неголоценового вреза в долине.
2*
35

Корреляция
Представления по вопросу соотношения отложений, палеогеоморфологических уровней
и палеогеографических событий Нижнего и Среднего Поволжья многочисленны [2-4, 6, 7 и
т.д.]. Рассмотрим наиболее аргументированные. По Горецкому [6], аллювиальные свиты
Пра-Волги соответствуют эпохам регрессий Каспия. В значительной мере это очевидно для
Нижнего Поволжья, в то же время для Среднего Поволжья накопление аллювия в волжской
долине должно было бы стимулироваться другим состоянием Каспия - его трансгрессивной
фазой. Как было на самом деле, автор ответа на этот вопрос не дает, и остается неясным,
какие же конкретно отложения Среднего Поволжья эквивалентны морским осадкам Ниж¬
него Поволжья.
Более сложные взаимоотношения событий и отложений Нижнего и Среднего Поволжья
изложены Москвитиным [4], отметившим двухъярусное строение аллювия террас Средней
Волги. При этом нижние - "нормальные" - толщи аллювия отвечают низкому уровню
Каспия, а верхние "перигляциальные" - соответствуют трансгрессиям. Так, верхняя часть
аллювия III террасы у с. Спасское отнесена ко времени раннехазарской (днепровская эпоха)
трансгрессии, а шоколадные глины II террасы - к калининской эпохе. При такой возрастной
оценке отложений и событий остается неясным, почему "перигляциальный" аллювий верхов
красноярской террасы коррелируется с нижней частью разреза такой же террасы в устье
Калиновой балки, где в 1900 г. П.А. Православлев визуально отметил присутствие,
раннехазарской малакофауны [6]. Если, согласно автору, отнести хвалынские шоколадные
глины к раннему валдаю (калининское оледенение), то подстилающие их в Нижнем
Поволжье "холодные" ательские образования попадают в микулинское межледниковье.
Нельзя согласиться и с возрастными оценками волжских террас и слагающих их отложений
Нижнего и Среднего Поволжья Васильева и Федорова [3]: отнесение к раннему хазару
нижней части аллювия разреза Спасское по аналогии с черноярскими песками Нижней
Волги некорректно. Последние моложе осадков раннехазарской трансгрессии, так как
содержат переотложенные раковины раннехазарских (впрочем, как и апшеронских) дидакн.
Достоверность дальних и ближних корреляций во многом определяется степенью инди¬
видуальной обособленности, устойчивостью распознавания и прослеживания используемых
корреляционных признаков (реперов). Среди них, в первую очередь, выделяются: геомор¬
фологические уровни, сами отложения и содержащиеся в них ископаемые остатки,
палеогеографические события.
Среди геоморфологических реперов в рассматриваемых районах Поволжья наиболее
устойчиво прослеживаются уровни пойменных и второй (хвалынской) террасе. Первая
терраса в долине р. Волги фрагментарна, а третья установлена только в Среднем Заволжье.
Из погребенных уровней-реперов следует отметить эрозионную поверхность довенедского
времени. Глубокий и устойчиво прослеживаемый врез отмечался в Нижнем Поволжье в
послехвалынскую, а в Среднем Поволжье — дохвалынскую эпохи.
Из отложений прекрасным репером служат хвалынские шоколадные глины, перекры¬
вающие II террасу Средней Волги и маркирующие дохвалынское понижение волжской
долины Нижнего Поволжья. Они представляют не только ярко индивидуализируемую
литологическую толщу, но и содержат комплексы хвалынских моллюсков, к северу посте¬
пенно сменяющиеся малакофауной сильно опресненных лиманов.
При корреляции отложений Нижнего и Среднего Поволжья некоторые исследователи [3,
6] используют находки крупных млекопитающих хазарского комплекса из разрезов Черный
Яр и красноярской террасы. Однако эти находки происходят из разновозрастных толщ.
Черноярские пески по своему облику (пестрая окраска, грубый терригенный состав,
присутствие раковин термофильных пресноводных моллюсков (Corbicula fluminalis и т.д.)
никак не схожи с "перигляциальным" аллювием III террасы Волги, а по возрасту они мо¬
ложе осадков раннехазарской трансгрессии, с которыми коррелируются [3] сизые илы крас¬
ноярской террасы, охарактеризованные "холодными" палинологическими спектрами [1, 6].
Повсеместно в нижней - погребенной - части древней волжской долины устанав¬
ливаются венедская и кривичская аллювиальные свиты. Они, как и современные осадки
пойменных террас Волги, практически не различаются между собой и маркируются в
основном на основании гипсометрического положения в разрезе.
Надежными реперами при дальних корреляциях могут служить такие яркие природные
события, как древнекаспийские трансгрессии, однако достоверно в разрезах Среднего
Поволжья устанавливаются только следы раннехвалынского моря, точнее - его эстуария,
заходившего далеко к северу по волжской долине. Несомненно, что в прадолину Волги
36

проникали и сильно опресненные воды раннехазарского и бакинского морей, осадки ко¬
торых впоследствии были, по-видимому, размыты.
При сопоставлении палеогеоморфологических и палеогеографических событий часто
используются климатические реперы - теплые и холодные эпохи, обычно определяемые по
карпологическим и палинологическим данным. Применение этих критериев в пределах
крупной долины меридионального простирания, с большим "засорением" микрофоссилиями
из более северных - ледниковых - областей, объективно затруднено. Так, разными исследо¬
вателями палинологические спектры из аллювия III (красноярской) террасы Волги истол¬
ковываются то как межледниковые (одинцовские) [14], то как холодные - арктические [4].
Учитывая сказанное, нами при корреляции событий палеогеографической летописи
Нижнего и южной части Среднего Поволжья (рис. 3) в качестве основных реперных гори¬
зонтов используются: 1 - эпохи накопления венедского и кривичского аллювия и пред¬
шествующих им эрозионных врезов, 2 - эпоха раннехвалынской трансгрессии и отложения
шоколадных глин, 3 - время формирования низких террас современной волжской долины и
слагающего их аллювия. Все они устойчиво опознаются в природной летописи этих
районов, образуя тем самым основу для палеогеографических корреляций. Важными
моментами при сравнительном анализе событий, заключенных между реперными горизон¬
тами, служат их последовательность, индивидуальная характеристика и занимаемая хроно¬
логическая ниша в палеогеографической летописи. На основании этого весьма достоверно
коррелируются события, находящиеся между такими устойчивыми палеогеографическими
реперами, как накопление кривичского аллювия и хвалынских шоколадных глин, а именно:
совпадение времени формирования черноярских песков и ательской эпохи Нижнего
Поволжья с накоплением средней и верхней толщ аллювия III террасы Среднего Поволжья.
Находит свое подтверждение и мнение [4], что осадкам раннехазарской трансгрессии в
Среднем Поволжье соответствует толща "холодных" илов в нижней части рйзреза
красноярской террасы.
Представляется интересным рассмотреть последовательность осуществления процессов
врезания и накопления в волжской долине в зависимости от колебания уровня Каспия.
Выше уже отмечалось, что наличие в Нижнем Поволжье "слоеного пирога" морских и
аллювиальных отложений, разделенных эрозионными врезами, свидетельствует, что во
время низкого стояния Каспия отмечались эпохи как активного врезания, так и после¬
дующего заполнения аллювием древневолжской долины. Как это осуществлялось? Можно
предположить, что глубокий врез в долине происходил во время (и по причине) не только
значительного, но и непременно быстрого падения уровня Каспия. Если бы Каспий
регрессировал медленно, с задержками и положительными осцилляциями, то в волжской
долине наряду с врезанием происходило бы и накопление аллювия заметной мощности.
Этого в долине Нижней и юга Средней Волги нет, а отмечается четкое разделение эпох
глубокого вреза и последующего заполнения долины. По-видимому, накопление аллю¬
виальных песков приходится преимущественно на вторую половину регрессивных эпох Кас¬
пия, когда его уровенный режим как-то стабилизировался либо сменялся началом подъема.
Во время крупных трансгрессий Каспия Нижнее Поволжье представляло собой
мелководный бассейн, а в долине Средней Волги существовали обширные эстуарии хо¬
лодных солоновато-пресных вод, заполнявшиеся тонкими глинисто-илистыми осадками.
Такие водоемы установлены для раннехазарского и раннехвалынского времени, но
неизвестны для бакинской эпохи. Что же касается лиманных отложений, синхронных
небольшим "теплым" трангрессиям Каспия (урунджикской, позднехазарской, новокаспий¬
ской), то они на юге Среднего Поволжья отсутствуют, по-видимому из-за слабого влияния
эффекта подпруживания водами этих морей.
В предложенной схеме корреляции отложений и событий Нижнего и Среднего Поволжья
имеется ряд неясностей, сегодняшнее разрешение которых, вероятно, возможно только
условно, путем предположений. Во-первых, это отсутствие в долине Средней Волги
подпрудных отложений бакинской трансгрессии: либо они были размыты, либо долина
была расположена восточнее. Во-вторых, отсутствие в Среднем Поволжье достоверных
осадков, синхронных сингильским образованиям Нижнего Поволжья. Они также, по-
видимому, были либо размыты, либо присутствуют в нижней части кривичской толщи
аллювия, выделяемой Горецким [6] как .нижнекривигские осадки. (3-третьих, отсутствие
возрастных аналогов верхнехазарских морских отложений в среднем течении Волги: они
либо размыты либо им соответствует верхняя часть средней свиты аллювия III террасы.
Наибольшие неопределенности существуют при корреляции событий позднего плей¬
стоцена: ательские отложения Нижнего Поволжья и, по-видимому, синхронные им осадки
37

Рис. 3. Схема корреляции разрезов и событий Нижнего и южной части Среднего
Поволжья.
Условные обозначения см. рис. 1.
верхней свиты красноярской террасы имеют высокое гипсометрическое залегание, а уро¬
вень Каспия в это время был очень низким (около -50 м абс. выс.). Ательские отложения
Нижнего Поволжья не являются осадками крупной речной долины, а скорее накапливались
на низменном водоразделе с озерами и мелкими протоками. Аллювий верхней свиты III
террасы хотя и относится к осадкам крупной, но, вероятно, не очень многоводной (мелкие
протоки) долины, по-видимому, несколько древнее "холодных" ательских образований
Нижнего Поволжья. Накопление его осуществлялось в начале хазарско-хвалынской регрес¬
сивной эпохи, в условиях не самого низкого уровня Каспия и не очень холодного климата
[14].
Не до конца решен и вопрос о характере залегания шоколадных глин, которые в Нижнем
Поволжье лежат на ательских отложениях, а в долине Средней Волги перекрывают II
террасу и прислоняются к III. В первом случае они маркируют понижение водораздельной
равнины, а во втором на близком гипсометрическом уровне "заходят" в долину, где
одновозрастная ательским отложениям верхняя аллювиальная свита III террасы залегает
гипсометрически выше. Из этого следует, что уклоны кровли ателя более "крутые", чем
кровли шоколадных глин.
38

Кроме того, отмечается несовпадение эпох глубокого эрозионного вреза волжской
долины. В Нижнем Поволжье он отмечается в послераннехвалынскую эпоху, а в Среднем
Поволжье раньше - в предхвалынское (послеательское) время. Это разные врезы, "истин¬
ный" глубокий врез в долине Волги, обусловленный ательской регрессией Каспия, от¬
мечался в Среднем Поволжье с последующим заполнением "теплым" аллювием II террасы.
В разрезах Нижнего Поволжья он не обнаружен, как и аллювий III террасы, вследствие
того, что в обнажениях вскрывается строение водораздельной поверхности. Собственно
ательская долина Волги, по-видимому, была не очень крупной и разработанной и распо¬
лагалась в пределах современной долины, где, возможно, ее следы и были уничтожены
крупным послехвалынским врезом. Последний фиксируется также в долине Средней Волги,
но здесь он менее значительный, что, возможно, связано с кратковременностью ено-
таевской (межхвалынской) регрессии Каспия.
Заключение
1.	В долине Нижней Волги вскрываются генетически разнообразные осадки, накопление
которых прерывалось эпохами врезания и размыва отложений. В плейстоценовом седи-
ментационном цикле в целом преобладали процессы аккумуляции. Крупные фазы
эрозионного вреза отмечались в послебакинское и послехвалынское время и были связаны
с быстрым и глубоким падением уровня Каспия. При регрессиях Каспия отмечалось
проявление двух разных геоморфологических процессов: в начале - господство эрозии, а в
конце - преобладание аккумуляции и заполнения эрозионных врезов. Крупнейшие транс¬
грессии Каспия совпадали с эпохами похолодания климата.
2.	Долина Средней Волги почти целиком выполнена толщей аллювия, заполняющего
древний врез и слагающего речные террасы. Наиболее глубокое врезание в долине
отмечалось в довенедское и послеательско-дохвалынское время и было обусловлено круп¬
ными и длительными регрессиями Каспия. Уровенный режим Каспия определил и главные
особенности залегания речных осадков. По характеру залегания выделяется аллювий,
занимающий низкое (венедский, кривичский), высокое (II и III террасы) и "нормальное"
(низкие террасы) гипсометрическое положение. Накопление аллювия осуществлялось в
крупной речной долине с азональной^природной обстановкой, которая могла существенно
отличаться от таковой на смежных водоразделах. Эпохам крупных трансгрессий Каспия
соответствуют осадки эстуарного типа (шоколадные глины, илы III террасы).
3.	При корреляции событий и Отложений Нижнего и южной части Среднего Поволжья
наиболее надежными и устойчивыми реперами являются: из осадков - хвалынские шоко¬
ладные глины и аллювий венедской и кривичской свит, а из уровней - поверхности низких
террас и положение глубокого довенедского вреза.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Николаев Н.И. О строении поймы и аллювиальных отложений // Вопр. теорет. и практ. геологии, М.:
МГРИ, 1947. Сб. 2. С. 31-37.
2.	Грищенко М.Н., Коптев А.И. Материалы к стратиграфии террасовых отложений долины Волги у села
Приволжье // Тр. Воронеж, ун-та. 1955. Т. 39. С. 9-15.
3.	Федоров П.В., Васильев Ю.М. О соотношении террас нижней и средней Волги с террасами Каспия //
Докл. АН СССР. 1960. Т. 133. № 2. С. 442-Ф45.
4.	Москвитин А.И. Плейстоцен Нижнего Поволжья. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 236 с. .
5.	Обедиентова Г.В., Губонина З.П. О Хвалынском веке в пределах Нижнего Поволжья // Вопр.
палеогеографии и геоморфологии бассейнов Волги и Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1962. С. 110т-125.
6.	Горецкий Г.И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. М.: Наука, 1966. 410 с.
7.	Алявдин Ф.А., Шкатова В.К. Сопоставление террас долины средней и нижней Волги с трансгрессиями и
оледенениями // Периодизация и геохронология плейстоцена. Л.: ВГО, 1970, С. 119-121.
8.	Седайкин В.М., Кузнецова Н.И. О стратиграфическом положении выхода нижнечетвертичных
отложений Нижнего Поволжья // Вопр. геологии и современной геодинамики Нижнего Поволжья.
Саратов, 1988. 74 с. Деп. в ВИНИТИ № 544-В-88.
9.	Гричук В.П. Материалы к палеоботанической характеристике четвертичных и плиоценовых отложений
северо-западной части Прикаспийской низменности // Тр. Ин-та географии АН СССР, 1954. Вып. 61.
С. 5-79.
10.	Еремин В.П., Молостовский Э.А. Палеомагнитный разрез плейстоцена Нижнего Поволжья // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1981. № 7. С. 42-49.
39

И. Арсланов Х.А., Локшин Ц.В., Мамедов А.В. и др. О возрасте плейстоценовых и голоценовых
отложений Каспийского моря по данным радиоуглеродного и урано-иониевого метода датирования //
Бюл. комис. по изуч. четвертин, периода. М.: Наука, 1987. С. 39-48.
12.	Верещагин Н.К., Колбутов А.Д. Остатки животных на мустьерской стоянке под Сталинградом и
стратиграфическое положение палеогеографического слоя //Тр. Зоол. ин-та АН СССР. 1957. Т. XXII.
С. 75-89.
13.	Моасвитин А.И. Четвертичные отложения и история формирования долины р. Волги в ее среднем
течении // Тр. ГИН АН СССР. 1958. Вып. 12. 210 с.
14.	Губонина 3.77. Результаты спорово-пыльцевого анализа аллювиальных отложений долины р. Волги у
г. Ставрополя // Вопр. палеогеографии и геоморфологии бассейнов Волги и Урала. М.: Изд-во АН
СССР, 1962. С. 58-72.
15.	Лавруишн Ю.А. О соотношении морских и континентальных отложений в районе сел Спасское и
Приволжье на Средней Волге // Бюл. комис. по изуч. четверт. периода. 1964. № 29. С. 102-114.
16.	Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1986.142 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	14.08.98
THE LOVER AND THE SOUTHERN PART OF THE MIDDLE VOLGA REGIONS DURING PLEISTOCENE
SVITOCH A.A.
Summary
Khvalyn brown clays and alluvium of Vened and Krivitch suites are the most reliable reference mark for correlation
of pleistocene deposits in the Lower and Middle Volga basin. Accumulation of fine sediments in the limans and
estuaries takes place during vast palaeocaspian transgressions in the Middle Volga basin. The main part of the Middle
Volga alluvium, which consists of channel facies, may be traced downstream as buried river deposits of Vened,
Krivitch, Chemoyar, Atel suites and low terraces of recent Volga valley.
УДК 551.435.1
© 2000 г. А.И. СКОМОРОХОВ
В ЗАЩИТУ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ВОЗВРАТНО-ПОСТУПАТЕЛЬНОМ
РАЗВИТИИ ФЛЮВИАЛЬНОГО РЕЛЬЕФА
В ряде публикаций нами было сформулировано представление о возвратно-поступа¬
тельном развитии (ВПР) флювиального процесса и на этом основании рассмотрена
динамика форм рельефа (оврагов, балок, речных долин, водоразделов), предложено
выделение различных уровней упорядочения земной поверхности [1-5].
Несмотря на очевидную новизну трактовки многих широко известных фактов, скла¬
дывалось впечатление, что она не вызывает интереса и соответствующей реакции
специалистов, имеющих к этому прямое отношение. Эту "тишину" нарушил А.И. Спи¬
ридонов [6]. Неоценимое значение его критической заметки заключается в том, что она
написана известным старейшим геоморфологом страны, наиболее полно представляющим
состояние науки, ее главных парадигм, принятых как оптимальный вариант для отражения
сложной действительности, владеющего аргументами в пользу господствующих представ¬
лений. Все это конкретизирует предмет обсуждения и позволяет вести разговор
максимально целеустремленно.
К сожалению, А.И. Спиридонов не взял на себя труд по анализу обширного круга
поднимаемых вопросов, а как бы мимоходом и без достаточной аргументации отверг саму
возможность каких-либо отклонений от строго поступательного развития флювиального
рельефа. В результате анализ важной, по его определению, проблемы флювиальной
40

геоморфологии, представляющей большой научный интерес, по сути уложился на двух
страницах.
Мнение авторитетного геоморфолога может восприниматься специалистами, непосред¬
ственно не занимающимися закономерностями динамики рельефа, но использующими их
для различных прикладных целей в определенной мере как веский аргумент против ВПР.
Однако возражения А.И. Спиридонова легко уязвимы прежде всего потому, что он не
учитывает известные противоречия динамики рельефа и теоретических представлений о
них. С одной стороны, представляется все ясным и понятным со времен В.М. Дэвиса, с
другой — постоянные признания, что интенсивное накопление фактов не сопровождается
столь же интенсивным развитием теории [7—9]. С одной стороны, признается важность за¬
дачи внедрения системного анализа [10], с другой, что реальные результаты его внедрения
производят удручающее впечатление [11]. Никто не ставит под сомнение важность законов
диалектики, но высказывается обоснованное мнение, что в геоморфологии они приме¬
няются крайне недостаточно [12], в упрощенном варианте [13]. Возражения А.И. Спири¬
донова будут рассмотрены на таком сложном фоне.
Прежде чем перейти к конкретной аргументации, необходимо отметить, что представле¬
ние о ВПР возникло не на пустом месте. Противоречивость развития флювиальных
процессов была известна уже с XVII в. В текущем столетии предпринимались неодно¬
кратные попытки отразить эту их особенность в обобщающих понятиях. Одним из первых
был А.И. Спиридонов, еще в 50-х годах предложивший понятие "перерывы в постепенности"
[14]. Позднее эта особенность процесса нашла отражение в понятиях "прерывистая дену¬
дация" [15], "волнообразность смыва и намыва" [16], "обратимые и необратимые деформа¬
ции" [17], "закон факторной относительности" применительно к развитию флювиального
рельефа в целом [18]. Следует лишь добавить, что все эти определения были призваны
отразить явления, связанные с бесконечной сменой эрозионных процессов аккумулятив¬
ными. Более того, такой знаток флювиальных процессов, как Н.И. Маккавеев, обоснованно
утверждал, что эрозия и аккумуляция - суть единый неразрывный процесс, и этим
выражена главная особенность диалектики ведущего фактора рельефообразования. Однако
такая четкая формулировка — не решение вопроса, а лишь постановка проблемы, тре¬
бующей огромных усилий геоморфологов с целью создания концептуальной модели
процесса [19], определяющего динамику рельефа. К сожалению, А.И. Спиридонов этой
стороны проблемы не коснулся, потому что ничего особенного в этом не усматривает.
Следуя рекомендациям А.А. Асеева и др. о необходимости учета этимологии слова при
выборе терминов, было предложено понятие ВПР. Этот термин не только отражает
противоречивость процесса, но и содержит четкие указания о том, как в связи с этим
усложняется поступательное развитие рельефа. А.И. Спиридонов пытается отвергать эту
истину, но делает это прибегая к своего рода недомолвкам и к вольному толкованию
фактов и известных истин.
А.И. Спиридонов пишет, что само понятие "развитие" имеет в виду строго поступатель¬
ный характер процесса любого развивающегося объекта, поэтому с представлением о ВПР
никак нельзя согласиться. Фактически получилось так, что это суждение стало одним из
главных аргументов для отрицательной оценки предложенной точки зрения о ВПР.
Представляется, что применение по отношению к рельефу понятия "объект" не совсем
корректно, потому что он является сложной системой систем, поступательное развитие
которых дополнительно усложняется законами диалектики - "единства и борьбы проти¬
воположностей", "отрицания отрицания", "чередования прогрессивных тенденций с регрес¬
сивными", которые в конечном счете обусловливают "развитие по спирали". Так что
предложение о ВПР не противоречит общим представлениям о понятии "развитие".
Нельзя согласиться также с особенностью использования фактических данных. А.И.
Спиридонов повторяет наши аргументы, но от оценки и выводов воздерживается. Он пишет,
что чередование микроотрезков размыва и аккумуляции в оврагах - следствие неодно¬
родности динамической структуры временных водотоков. Далее, говоря о непрекра-
щающемся смещении отрицательных и положительных форм руслового рельефа, он пишет,
что это вполне отвечает представлению о состоянии динамического равновесия (ДР). Таким
образом, признается, что в руслах временных и постоянных водотоков совершаются про¬
цессы, различающиеся масштабами и формами проявления, но имеющие сходные резуль¬
таты - сложное, противоречивое, постоянное и бесконечное перемещение отрицательных и
положительных форм руслового рельефа. Их природа оценивается А.И. Спирщщяовым по
различному на сугубо предположительном уровне (к чему далее мы вернемся). Стремление
понять и объяснить явление весьма естественно, но это совершенно иной аспект вопроса.
41

Оценив явления с точки зрения управляющих ими закономерностей, он не посчитал
нужным заострить внимание на том, почему эти явления нельзя считать аргументом в
пользу ВПР. Ведь в этом заключалась основная задача, решение которой А.И. Спиридонов
добровольно возложил на себя.
Не желая соглашаться с точкой зрения ВПР, А.И. Спиридонов своеобразно толкует
наблюдения В.И. Масальского, сделанные еще в прошлом столетии и многократно
подтвержденные в последующем. Суть их в том, что неизбежно возникающая у устья оврага
аккумуляция столь же неизбежно распространяется в овраг и заполняет его в большей или
меньшей мере, в силу чего эрозионная активность прекращается, и он переходит в логовину
с широким дном. В этом А.И. Спиридонов видит несомненность лишь поступательного
развития, оставляя без внимания (или игнорируя) признаваемый им факт, что широкое дно
возникает как результат заиливания. Как следствие, дно логовины поднимается на
несколько метров выше положения дна бывшего оврага. Очевидно, что возникшая форма
не исключила возможность повторения на этом же месте эрозионных явлений в
последующем, а, напротив, создала предпосылку для этого. Отсюда с очевидностью следует
вывод о том, что флювиальный процесс сопровождается постоянной переменой местами
причины и следствия. Заиливание оврага при желании можно определить другим термином,
но суть возвратной фазы от этого не изменится. Приводимые нами примеры полного
заиливания оврагов А.И. Спиридонов оставил без внимания.
Не менее наглядный пример возвратной фазы наблюдается в развитии донных оврагов.
А.И. Спиридонов повторил наше изложение сути процессов, совершающихся в этих формах
и заключающихся в том, что в них четко обозначена точка эрозии (головка оврага) и зона
аккумуляции (как правило, вся остальная часть оврага). Он не повторил продолжение
описания, в котором прямо указывалось, что у устья овраг полностью заиливается, не стал
что-либо отрицать и воздержался от выводов, которые, как нам представляется, напра¬
шиваются сами собой. Суть последних в том, что эрозия (исходный фактор поступательного
развития) контролируется, а затем и замещается аккумуляцией, представляющей
возвратную составляющую процесса.
Эти наблюдения, от оценки которых А.И. Спиридонов уклонился, показывают, что
поступательное развитие складывается как алгебраическая сумма элементарных явлений
противоположных знаков [13]. В интегральном виде это подтверждается наблюдениями за
твердым стоком, согласно которым не более 10% от всего ежегодного смываемого и
размываемого объема почвогрунтов доходит до рек. Остальная, большая часть отлагается
по путям следования пцтоков, где, на первый взгляд, должна была преобладать эрозия.
Недостаточное количество данных об изменении процесса в зависимости от пересекаемых
потоками элементов ландшафта не позволяет предлагать математическую модель, тогда
как концептуальная модель напрашивается сама собой.
Иной аспект системы возражений А.И. Спиридонова представляет оценка воздействия на
склоны долины меандрирующей рекой. Меандр, приближающийся к подножию склона, не
только "подрезает" делювиальные шлейфы и конусы выноса, но и размывает пойменные
отложения. Возникающий перепад высот стимулирует развитие форм ускоренной эрозии на
прилегающем склоне. По мере удаления меандра ситуация постепенно восстанавливается,
что в конечном счете влечет за собой заиливание эрозионных форм, возникающих на
предыдущем этапе развития склона. Такие, давно известные и описанные явления мы
привели как пример одной из форм ВПР. А.И. Спиридонов эти явления отнес к категории
локальных и, таким образом, как бы сбросил со счетов, хотя и не стал отрицать описанное
как пример ВПР.
Принципиальная ошибка вывода заключается в том, что, следуя такой логике, все
явления экзогенного характера в той или иной мере можно отнести к категории локальных,
в том числе и овражную эрозию. Однако системный подход к анализу происходящего
позволяет уяснить, что своими "кавалерийскими наскоками" на различные элементы
рельефа явления экзогенного характера определяют развитие всей системы в целом. Так,
сегодня (в геологическом времени) меандр подрезает склон на одном участке, завтра он
сместится на другой. Кроме того, в речной долине существует неопределенно большое
число меандров, которые своими периодическими подмывами правого склона сместили его
за четвертичное время на многие километры. Другими возможностями для выполнения
этой колоссальной работы река не обладает. Как следствие, долцны приобрели
асимметричное строение, а почвы правобережий, постоянно испытывавшие усиленные
эрозионных нагрузки, находятся в угнетенном состоянии и в черноземной зоне по многим
показателям стоят ближе к серым лесным, чем к черноземам [3].
42

Вот такие последствия определяет явление, на первый взгляд имеющее локальный
характер. Природа как будто специально завораживает эффектными явлениями, чтобы
сбить исследователя с толку, и не безуспешно. И только системный подход позволяет
каждый факт рассмотреть с различных точек зрения, найти ему место в общей системе и,
таким образом, понять то, что увидеть трудно или вообще невозможно. В свою очередь
системный подход-это производная диалектического метода, или всего лишь его
модификация. И поскольку такого правила далеко не всегда придерживаются, то .это
говорит о том, что такой стиль анализа - неписаная норма, определяющая серьезные
негативные последствия, в частности, разобщенность различных направлений исследования,
что отмечалось многими учеными [20, 21]. Одной из разновидностей такой несогла¬
сованности является предпочтение базовых понятий в ущерб фактам.
Так сложные превращения русловых форм рельефа, по мнению А.И. Спиридонова, от¬
вечают понятию динамического равновесия (ДР). Смена тенденций флювиального процесса
на одном и том же отрезке русла очевидна независимо от степени достоверности знании о
причинах, ее определяющих. Вывод о ДР из этих наблюдений не следует, а поэтому
отразить суть происходящего не помогает. Перекат в русле - результат того, что в силу
каких-то причин река на данном участке обладала (или обладает) более низкой транс¬
портирующей способностью, чем на прилегающих плесах, Однако под предлогом
необходимости иметь представление о процессе в интегральном виде делается предпо¬
ложение, что итог всех изменений- ДР. Очевидно, что предположение принято вопреки
наблюдаемым фактам, преследуя какие-то иные цели. Но если результаты фа™скори
работы потоков оценивать в интегральном виде, то вывод получится тоже не в пользу ДР.
Плесы перекаты и осложняющие их формы более высоких порядков - атрибуты всех рек
без исключения независимо от того, врезают они свои долины или агградируют их
Следовательно, и эти данные к признанию ДР также не подводят. С другой стороны, такие
противоположные результаты (врезание, агградация) при одних и тех же внешни
проявлениях механизма процесса достигаются лишь за длительные отрезки геологического
времени и в течение коротких отрезков физического времени неуловимы. Уже из одного
этого следует, что представление о ДР-не тот "инструмент", которые может обеспечить
точность и достоверность исследования в познании тонких механизмов процесса и
результатов его проявления. Наоборот, оно создает иллюзию ясности там, где никакой
ясности нет. Оно как бы закрывает собой вход в мир, полный загадок и тайн, уводит
исследователя от серьезного анализа сложной действительности [19]. Хотел этого
А.И. Спиридонов или не хотел, но именно такую роль играет его ссылка на ДР
Ра ВМмХообраГиГсоЧстояний продольных профилей (от врезания до агградации) по закону
вероятности возможны случаи, отвечающие понятию ДР. Но как от вывода, полученного
путем абстрактного рассуждения, перейти к реальной действительности, по каким пока¬
зателям из бесконечного разнообразия выбрать искомый случаи. На этот вопрос нет о
вета даже у самых горячих сторонников представления ДР. Уже по одному тому что такое
состояние в натуре неопознаваемо, понятие ДР должно относиться к абстрактной
категории^ие рассуждения ПОКазывают, что нет никаких оснований возлагать особые
надежды на познание механизма флювиального процесса с помощью представления о ДР.
Все сомнения окончательно развеиваются результатами обобщения конкретнь.хнаблю-
дений получивших отражение в законе факторной относительности (ФО) Н.И. Маккавеева
с“ но которому водные потоки в одинаковых условиях и в условиях одинаковых
изменений внешних условий по-разному воздействуют на свое ложе. Этот закон однозначно
свидетельствует, что состояние, подобное ДР, в реальной действительности допустимо
лишь как исключение на ограниченных отрезках и в ограниченном интервале времени.
Показательно, что этот закон, по данным Асеева и др. [20], малоизвестен и мало
используется при различных анализах и обобщениях. На наш взгляд, это объясняется тем
что закон обязывает исследователя учитывать разнообразные факторы, связанные м ду
собой диалектически сложными взаимоотношениями, что делать невероятно сложно. Не
менее сложно получить выводы достаточной степени определенности. Значительно проще
поибегать к простой схеме ДР, которая снимает все проблемы. Однако исследования
Гновятся ~ко проще, насколько' и бесполезней, ибо представление ДР так.отражает
реальную действительность, как телеграфный столб лесную красавицу ель. Од
сказанное v А.И. Спиридонова не вызывает никаких сомнений в доверии к ДР.
Понятие ДР было предложено по сути дела как уточненный вариант идеи о профиле
43

равновесия (ПР), призванный снять противоречия между представлением и сложной
реальной действительностью. Однако, как было показано выше, возникшие противоречия
не менее серьезны, чем те, которые предлагаемое понятие было призвано снять. Как
представляется, проблема не в том, быть в геоморфологии понятию ПР или нет, а в
необходимости иметь полные знания о физической сущности процессов и результатов их
проявления, которые в конечном счете предопределили появление этого понятия.
Успешное выполнение этой части задачи позволит четко очертить круг вопросов, при
решении которых применение понятия ПР правомерно и необходимо.
Исходными данными для вывода о ПР стали продольные профили речных долин,
построенные по поверхности поймы, которые почти совпадают с горизонтальной
плоскостью в устьевой части долин и постепенно увеличивают наклон в направлении к
истокам. Наличие в природе таких относительно закономерно построенных поверхностей -
несомненное преимущество понятия ПР в сравнении с ДР, которое ничего подобного за
собой не имеет. Более того, кроме этой поверхности в природе более нет ничего, что
давало бы основание делать предположение о равновесиях. Осмысливание значения этого
факта в региональном плане дало замечательные результаты, ставшие основой для
выделения самостоятельной науки - геоморфологии.
Несмотря на то исключительное значение, какое понятие ПР сыграло в становлении
геоморфологии, физическая сущность поверхности, ставшей его прообразом, восприни¬
мается как нечто очевидное, предопределенное эрозионной деятельностью потоков, что
является несомненной натяжкой. В действительности даже поверхность русла является
эрозионно-аккумулятивной, а поверхность поймы имеет чисто аккумулятивное происхожде¬
ние. Очевидно, что понятие ПР не может относиться к поверхность поймы не только
потому, что последняя имеет чисто аккумулятивное происхождение, но и потому, что по
самой сути оно призвано характеризовать ложе потока. Последнее также не может
сопоставляться с ПР, так как имеет эрозионно-аккумулятивное происхождение, весьма
сложную и динамичную форму [17]. Необходимо четко определить, какую же реальную
существующую поверхность отражает понятие ПР, и какой пресловутый равновесный
процесс ее формирует. Однако геоморфология избегает ответа на этот "неудобный" вопрос.
Вот с этого и начинаются все "мучения" с понятием ПР, сопровождаемые бес¬
конечными попытками примирения его с фактическими данными - с бесконечными
оговорками, недомолвками, вольным обращением с -фактическим материалом. Вряд ли
можно определить, сколько было предложено формулировок ПР и какими смысловыми
оттенками они отличаются одна от другой [5]. Такая сумятица и неопределенность около
базового понятия не могут продолжаться бесконечно, хотя складывается впечатление, что
к такой ситуации вырабатывается привычка - как к неизбежной данности.
Агафонов [12] писал, что законы диалектики недостаточно применяются в геоморфоло¬
гии, с чем нельзя не согласиться [13]. Ярким и убедительным примером непреложности
законов диалектики является русловой процесс с очевидным единством противоположных
тенденций, с постоянными взаимными переходами причины и следствия, что в конечном
счете вызывает непредсказуемость изменений русловых форм. Подобные данные и
позволяют делать вывод о том, что отсутствие положений диалектики в каком-либо
суждении - несомненный признак того, что оно неадекватно отражает природную
действительность и преувеличения в этом нет [13].
При изучении таких сложных ситуаций, как русловой процесс, в котором, на первый
взгляд, буквально не на что опереться, возникает необходимость в упрощенных, по сути
метафизических схемах, что оправдано и допустимо [4]. Но необходимо, во-первых, четко
определиться в том, какие из возникающих вопросов схема поможет решить, не внося
существенных ошибок; во-вторых, нельзя забывать, что вынужденная схема должна воспри¬
ниматься как большее или меньшее приближение в отражении реальной действительности,
и, таким образом, не завышать ее возможность и не вводить себя в заблуждение. Поэтому
попытки получить через посредство приближенных схем дедуктивным путем более точные
суждения неправомерны, а получаемые выводы ложны. Примером таких результатов могут
служить равновесия трех родов М.В. Пиотровского, о чем мы писали ранее [5], и
представление о ДР. Последнее приемлемо для абстрактных построений, но качествами
универсального понятия оно не обладает.
Однако несмотря на чрезвычайную пестроту процессов и явлений, происходящих в
русловых потоках, итоговым результатом является поверхность поймы, имеющая
относительно закономерное строение и ставшая основой для вывода о ПР. Но возникла эта
поверхность не в результате какого-то абстрактного эрозионного процесса, а как итог
44

противоборства противоположных процессов - эрозии и аккумуляции, что и предложено
отражать понятием ВПР [5]. Из этого следует, что ограниченность представления о ПР
заключается в том, что оно как будто исчерпывается процессом его формирования во всех
необходимых деталях, но не учитывает сложный мир сопутствующих противоречивых
процессов, которые почти непредсказуемо меняют рельеф ежечасно, ежеминутно.
Понятие ВПР опирается на реальный ход флювиального процесса и его результаты.
Кроме того, оно отвечает на постоянно возникающий вопрос о том, в каком соотношении
находятся гидрологический и геоморфологический подходы к изучению динамики рельефа
[22]. Представление о ВПР-это не решение проблемы, а лишь ее достаточно четкая
формулировка. К ее решению подключаются все новые силы, однако пока она находится
как бы за пределами общепринятых представлений об основных закономерностях динамики
рельефа, что не лучшим образом сказывается на результатах исследований и их теоре¬
тических обобщений. К сожалению, все эти вопросы, поднимаемые в наших публикациях,
не нашли какого-либо отражения в критической заметке А.И. Спиридонова. Думается, что
можно не соглашаться с нашей трактовкой или отвергать ее полностью, но не замечать
саму проблему уже невозможно.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Скоморохов А.И. О возвратно-поступательном развитии флювиального рельефа // Геоморфология. 1990.
№2. С. 12-19.
2.	Скоморохов А.И. Флювиальный процесс и динамика балочных систем // Геоморфология. 1991. №2.
С. 16-24.
3.	Скоморохов А.И. Флювиальный процесс и динамика водоразделов // Геоморфология. 1992. № 2. С. 28-
36.
4.	Скоморохов А.И. Уровни упорядочения земной поверхности // Геоморфология. 1993. № 3. С. 28-36.
5.	Скоморохов А.И. О некоторых особенностях развития речных долин // Геоморфология. 1995. № 1.
С. 23-29.
6.	Спиридонов А.И. К вопросу о возвратно-поступательном развитии флювиального рельефа //
Геоморфология. 1996. № 2. С. 24-26.
7.	Ступиишн А.В., Тимофеев Д.А. Современные экзогенные процессы в различных климатических
условиях // Климат, рельеф и деятельность человека. М.: Наука, 1981. С. 3-12.
8.	Тимофеев Д.А. Старые и новые пути в развитии геоморфологии // Геоморфология. 1981. № 4. С. 31-43.
9.	Ларионов Г.А., Сидорнук А.Ю. III Всесоюз. конф. по проблемам эрозии и русловых процессов //
Геоморфология. 1982. № 3. С. 103-104.
10.	Проблемы системно-формационного подхода к познанию рельефа. Новосибирск: Наука, 1982. 146 с.
11.	Тимофеев Д.А., Трофимов А.М. О сущности и методе системного подхода в геоморфологии //
Геоморфология. 1983. № 4. С. 37-38.
12.	Агафонов Б.П. Проблема диалектики рельефа // Основные направления развития геоморфологической
теории. Новосибирск: Наука, 1982. С. 5-7.
13.	Скоморохов А.И. О некоторых реалиях, определяющих состояние геоморфологий // Вести. ВГУ. Сер.
геолог. 1997. № 3. С. 47-49.
14.	Спиридонов А.И. К изучению овражной эрозии // Вопр. географии. 1950. № 21. С. 123-127.
15.	Агафонов Б.П. Прерывистая денудация // Геология и геофизика. Новосибирск: Наука, 1982. №9.
С. 119-125.
16.	Часовникова Э.А. Полевые экспериментальные исследования плоскостного смыва и его закономерностей
в лесостепном Заволжье // Геоморфология. 1985. № 2. С. 95-99.
17.	Попов И.В. Загадки речного русла. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 166 с.
18.	Черванев И.Г. Самоорганизация рельефа // Геоморфология. 1989. № 4. С. 16-25.
19.	Маккавеев Н.И. Основные проблемы динамической геоморфологии // Геоморфология. 1986. № 1. С. 3-7.
20.	Проблемы теоретической геоморфологии. М.: Наука, 1988. 255 с.
21.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Современная геоморфология: основные направления развития //
Геоморфология. 1988. № 4. С. 3-8.
22.	Скоморохов А.И. Дополнительные данные к представлению об уровнях упорядочения земной
поверхности // Вести. ВГУ. Сер. геолог. 1998. № 5. С. 36—44.
Югозапгеология, Курск
Поступила в редакцию
20.11.98

FLUVIAL SYSTEMS’ RECIPROCATING DEVELOPMENT: AN ADVOCACY OF CONCEPTION
SKOMOROKHOV A.I.
Summary
The equilibrium profile conception is speculative and characterizes reality rather approximately.
While it is intended to describe the bed of the flow, the surface of the flood plane — accumulative body —
is taken as initial data for its plotting. The flood plane is forming due to erosion-accumulation
counteraction which governs the reciprocating development of relief.
The dynamic equilibrium conception is the result of ambiguous procedure and may be used only in
the abstract speculations. Such conditions are not only unlikely but also unidentifiable in nature.
46

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2000
От редколлегии
Редколлегия журнала сочла необходимым публикацию ответа А.И. Скоморохова на
небольшую критическую заметку А.И. Спиридонова по поводу некоторых взглядов, отстаи¬
ваемых в последние годы нашим уважаемым курским коллегой. Публикуя ответ автора
идеи о возвратно-поступательном развитии флювиального рельефа, мы отнюдь не считаем,
что тема дискуссии исчерпана. По существу, в этой дискуссии были подняты общие
методологические проблемы теории геоморфологии и высказаны разные, порой, казалось
бы, диаметрально противоположные точки зрения. Не вступая в спор с дискутирующими
сторонами, мне хотелось бы высказать свое впечатление о сути проблемы и причинах
возникшего спора. Представляется, что дискуссия свелась к различному толкованию ис¬
ходных понятий: "развитие", "поступательное развитие", "возвратно-поступательное, раз¬
витие". К сожалению, А.И. Скоморохов, видимо, исходя из своего убеждения, что тео¬
ретические схемы В.М. Дэвиса безнадежно устарели, не употребляет привычного нам
понятия "цикличность рельефообразования" (а что такое его "возвратно-поступательное
развитие" как не геоморфологический цикл в развитии овражно-балочных форм?) Разно¬
гласия между автором и оппонентом свелись к тому, что один называет закономерную
смену эрозии аккумуляцией возвратно-поступательным развитием флювиальнои формы, а
второй уверен, что развитие рельефа может быть только поступательным. Кстати, в Сло¬
варе русского языка (т. 3, 1984) дано два толкования слова "поступательный": 1) напра¬
вленный вперед, в будущее; 2) поступательное развитие (физ.) - движение, при котором все
точки тела перемещаются параллельно друг другу. Слово "возвратный" объясняется как
"ведущий назад". Если исходить из этих определений, то связка "возвратно-поступательное
развитие” алогична, ибо в итоге (сначала вперед, потом назад) мы получаем нулевой ре-
зультат, а это ведь не так.
Главный редактор журнала "Геоморфология" Д.Л. Тимофеев
47

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2000
ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ
УДК 551.438.5(470.311)
©2000 г. Э.А. ЛИХАЧЕВА, Г.П. ЛОКШИН, Н.С. ПРОСУНЦОВА,
Д.А. ТИМОФЕЕВ
ЭКОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА ТЕРРИТОРИИ г. МОСКВЫ
Рельеф города формировался в течение длительного времени. Сменявшие друг друга в
течение мезокайнозоя процессы эрозии и аккумуляции, наложенные на долгоживущую зону-
трещиноватости в коренном ложе, определили и сложность инженерно-геологических усло¬
вий долины р. Москвы, в частности, развитие карстово-суффозионных процессов в днищах
палеодолин, врезанных в поверхность каменноугольных отложений. С историей развития
долины р. Москвы теснейшим образом связана и система ее притоков, как в тектоническом,
так и в геологическом плане. Наиболее древней является система рек Яузы и Москвы. Она
и определила геоморфологическое развитие водораздельных областей на территории
города: северной флювиогляциальной равнины в междуречье рр. Москвы и Яузы, южной
(Теплостанская мбренно-эрозионная возвышенность) и восточной (Мещерская флювиогля-
циальная равнина) [1-4].
Эколого-геоморфологическая оценка территории города была проведена с двух позиций:
а) с точки зрения устойчивости - способности рельефа (геоморфологических систем),
испытывая внешние воздействия, продолжать выполнять социально-экономические
функции в заданных пределах; б) с точки зрения анализа особенностей структуры водо¬
сборных бассейнов и связанных с ней закономерностей распространения и концентрации
загрязнения городской среды.
А. Оценка устойчивости рельефа проводилась по совокупности параметров, характе¬
ризующих устойчивость природного (исходного) рельефа (оценка степени геоморфологи¬
ческой опасности), уровень техногенного воздействия и интенсивность техногенных про¬
цессов (оценка степени эколого-геоморфологического риска). При оценке устойчивости
рельефа к техногенному градостроительному воздействию учитывались как требования
Строительных Норм и Правил (СНиП), так и полученные авторами экспериментальные и
теоретические показатели [5-6].
Критериями устойчивости рельефа и сопряженной с ним геологической среды, образую¬
щих морфолитосистему - объединенную обменом вещества и энергии геолого-геоморфо¬
логическую систему, служат следующие характеристики:
1.	Относительно ровный рельеф с небольшими уклонами (до 3°), глубина расчленения до
25 м/км2, густота расчленения до 1 км/км2.
2.	Слабое проявление экзогенных и эндогенных процессов.
3.	Однородное геологическое строение (расчетное сопротивление грунтов более
1,5 кгс/см2).
4.	Гипсометрическое расположение выше расчетного уровня затопления паводками 1%
обеспеченности (раз в 100 лет) не менее, чем на 0,5 м.
5.	Залегание безнапорных водоносных горизонтов на глубине 3—7 м и более, напорных — на
глубине 15 м.
Такие признаки указывают, что условия для строительства благоприятные, и для воз¬
ведения зданий и сооружений не требуется дополнительных капиталовложений на обес¬
печение безопасности.
48

Критерии неустойчивости:
1.	Сильно расчлененный рельеф с общим углом наклона поверхности более 12°, глубина
расчленения более 35 м/км2, густота расчленения более 2 км/км2.
2.	Активное экзогенное и эндогенное рельефообразование.
3.	Неоднородное геологическое строение (расчетное сопротивление грунтов менее
1,0кгс/см2).
4.	Расположение в зоне затопления паводковыми водами 4-5% обеспеченности (раз в 25 лет
и чаще).
5.	Залегание безнапорных водоносных горизонтов на глубине 1-3 м и менее, а напорных -
на глубине менее 10 м.
При таких условиях для строительства требуются дополнительные капиталовложения,
достигающие 20-100% стоимости строительства объектов: усиление фундаментов, оборудо¬
вание защитных сооружений от таких процессов, как карст, эрозия, оползни, абразия.
С учетом изложенных критериев к устойчивым природным морфолитосистемам на
территории г. Москвы отнесены приводораздельные поверхности эрозионно-аккумуля¬
тивных моренных и флювиогляциальных равнин. Они характеризуются благоприятными
для строительства условиями. Данный тип морфолитосистем может выдержать значитель¬
ные техногенные нагрузки. Образование верховодки, увеличивающей сейсмичность и виб¬
ровосприимчивость территории, а также процессы оседания земной поверхности над под¬
земными выработками могут привести к снижению устойчивости морфолитосистем.
К относительно устойчивым отнесены речные террасы и высокая пойма. В эту же группу
включены и придолинные склоны, выпуклые и вогнутые, крутизной не более 12°. На таких
склонах уровень грунтовых вод не выдержан по простиранию, развиты процессы денудации,
создающие густую эрозионноложную сеть. Техногенная нагрузка на этот тип морфоли¬
тосистем должна носить избирательный характер, так как при нарушении водообмена за
счет утечек из коммуникаций может возникнуть суффозия, а динамические нагрузки могут
взывать неравномерные осадки грунта.
К относительно неустойчивым относятся отдельные участки палеодолин, где карсту-
ющиеся карбоновые отложения перекрыты маломощным слоем юрских глин. Нарушение
водообмена на этих участках (естественное или техногенное), а также изменение хими¬
ческого состава грунтовых вод может привести к активизации карстово-суффозионных про¬
цессов и к значительным деформациям поверхности.
К относительно неустойчивым относятся и морфолитосистемы низкой поймы. Пой¬
менные отложения, включающие порой прослои торфа, отличаются слабой литификацией.
Здесь идет процесс естественного уплотнения грунта, интенсивность которого увеличи¬
вается при статических и динамических нагрузках. Инженерные мероприятия, проводимые
с учетом этого естественного процесса, могут повысить устойчивость пойменных морфо¬
литосистем.
Неустойчивыми являются морфолитосистемы малых рек, которые находятся в стадии
активного развития, а также морфолитосистемы оползневых склонов. Склоны, на которых
наблюдается развитие мелких оползней, наиболее восприимчивы к изменениям погодно¬
климатически и сейсмических условий. Крутые склоны с глубокими оползнями пред¬
ставляют трудно предсказуемую опасность, т.к. они реагируют на изменение сейсмических
условий и увлажнения не сразу, а через какой-то промежуток времени. Активизация таких
оползней может привести к катастрофическим последствиям (разрушение опор мостов,
строений и т.п.).
Деление природных морфолитосистем на устойчивые и неустойчивые проводилось по
интенсивности экзогенных процессов, по степени изменчивости морфолитосистем с мо¬
мента их возникновения до настоящего времени, а также по комплексу условий для строи¬
тельства. Здесь как бы не учтен морфоструктурный фактор. Однако это не так. Работами
Н.П. Матвеева и других ученых доказано унаследованное развитие речной системы центра
европейской части России по долгоживущим разломам. Так что неустойчивость долинного
рельефа (и морфолитосистем в целом) по отношению к экзогенным процессам дополняется
и относительной тектонической неустойчивостью.
В последнее время увеличилось количество тревожных публикаций по. проблеме осе¬
дания поверхности земли на территории городов. Отдельные авторы склонны относить эти
явления только к тектоническим, другие, более осторожные, считают оседание земной по¬
верхности явлением техногенного происхождения. Анализ данных о деформациях земной
поверхности на территории Москвы дает основание утверждать, что это явление имеет
сложный характер.
49

Детализация современных вертикальных деформаций поверхности земли, основанная на
результатах нивелирования 1 класса за период 1957-1978 гг. позволила создать картину
оседания территории Москвы и лесопаркового защитного пояса [7]. Данные нивелирования
отражают суммарные величины деформаций земной поверхности, складывающиеся из
тектонических движений и техногенных деформаций. Результаты структурно-геологичес¬
кого анализа направленности и интенсивности новейших тектоничесих движений показы¬
вают, что Теплостанская возвышенность характеризуется устойчивым стабильным состоя¬
нием с минимальными вертикальными смещениями различных направлений, но с преоб¬
ладанием устойчивых тектонических поднятий. Весьма слабые новейшие тектонические
движения характерны для Мещерской озерно-ледниковой низменности, где повторное
нивелирование выявило отрицательные смещения поверхности земли. Для южной окраины
Смоленско-Московской возвышенности (северная часть Москвы), относящейся к терри¬
ториям слабых новейших тектонических движений, величины оседаний занимают проме¬
жуточное значение по сравнению с вышеназванными геоморфологическими районами.
Рельеф и весь комплекс рельефообразующих процессов территории Москвы определили
сложные инженерно-геологические условия, существенно повлияли на архитектурно-пла¬
нировочные решения, на размещение промышленных, селитебных и рекреационных зон
города. В то же время градостроительство существенно изменило природный рельеф
местности, что в пределах города и на прилегающих территориях отмечается повсеместно.
Уничтожено множество мелких элементов и форм естественного рельефа. Одновременно
созданы искусственные формы рельефа - дамбы, насыпи, рвы и т.д. Отмечается сущест¬
венное изменение структуры естественных водосборов поверхностного и подземного сто¬
ков. Создана сеть искусственных водотоков и водоемов наземных (каналы, пруды, дре¬
нажные канавы) и подземных (коллекторы, ливневая канализация, дренажная сеть). При
этом нарушены законы соразмерности элементов и форм рельефа, существенно изменена
направленность и интенсивность рельефообразующих процессов, что в ряде случаев при¬
водило и приводит к пороговым (критическим) ситуациям.
Зона максимально измененного рельефа сконцентрирована в центре города - в пределах
окружной железной дороги. Для нее наиболее характерны площадные подсыпки (мощности
техногенных отложений от 3 до 6 м), которые производились в основном в поймах рек
Москвы и Яузы, в долинах малых рек и на заболоченных участках приводораздельных
поверхностей. Здесь, на когда-то сильно расчлененной речками и оврагами территории,
произошли следующие изменения: уничтожена вся мелкая речная и овражно-балочная сеть,
мощность техногенных отложений в устьевых участках долин достигает 6—10 м и более;
практически повсеместно повысились абсолютные отметки, уменьшилась глубина расчле¬
нения в среднем на 3-5 м/км2. Снижение уклонов, асфальтирование поверхности и
закрытость территории постройками, засыпка естественной дренажной сети изменили ха¬
рактеристики поверхностного стока, водообмен, уровень грунтовых вод.
Засыпанные овраги и ручьи по-прежнему являются водосборами, и накопившиеся,
теперь уже в подземных потоках, воды производят разрушительную работу - выщела¬
чивание солей, вынос глинистых частиц, что, с одной стороны, приводит к образованию
пустот в толще пород, а с другой, в коллекторах (искусственных руслах речек) происходит
накопление взвешенных и влекомых частиц. Эти заносы уменьшают диаметр коллектора и
увеличивают риск аварии на них. Наличие новообразованных пустот и уплотнение
техногенных отложений в комплексе создают условия для деформаций поверхности - кос¬
венных изменений рельефа. Оседанию поверхности, особенно при высоком стоянии
грунтовых вод, способствует также движение уличного транспорта.
Инженерные мероприятия, связанные со строительством метрополитена, создают столь
большую техногенную нагрузку, что даже соблюдение всех правил охраны окружающей
среды не исключает проявление негативных процессов и явлений. Суммарные значения
оседаний за 25 лет наблюдений в районах станций метрополитена изменяются от 28-46 мм
(в среднем) до 117 мм.
Непредвиденные процессы и явления, чаще всего негативные, наблюдаемые на городс¬
кой территории - результат функционирования городской гео/экосистемы. На рельеф,
коренные породы, геологические и гидрогеологические условия города, помимо градо¬
строительной деятельности, оказывают влияние техногенные компоненты городской среды.
Это механическое (статическое и динамическое), химическое, биохимическое, электри¬
ческое и тепловое воздействие. Наличие техногенных отложений также оказывает зна¬
чительное влияние на природные и техногенные компоненты городской геосистемы [8-9].
Проведенный ранее корреляционный анализ (табл. 1) геолого-геоморфологических харак-
50

Таблица 1
Матрица линейной корреляции (для центра Москвы)
Литология
отложений
верхнего
горизонта
Средняя
мощность
верхнего
горизонта
Максимальная
мощность
техногенных
отложений
Максимальная
абсолютная
отметка
Глубина
расчленения,
м/км2
Густота
расчленения,
км/км2
Угол
наклона,
град.
1,00
0,48
-0,05
-0,82
-0,45
0,11
0,10
0,48
1,00
0,05
-0,51
-0,26
0,10
-0,05
-0,05
0,05
1,00
0,10
0,10
-0,01
0,06
-0,82
-0,51
0,10
1,00
-0,47
-0,10
0,03
-0,45
-0,26
0,10
-0,47
1,00
0,23
0,41
0,11
0,10
-0,01
-0,10
-0,23
1,00
0,32
-0,10
-0,05
0,06
0,03
-0,41
0,32
1,00
теристик наиболее урбанизированной центральной части Москвы показал, что часть при¬
родных зависимостей утрачена, а мощность возникшего слоя техногенных отложений прак¬
тически не зависит от морфометрических характеристик рельефа и литологического сос¬
тава четвертичных отложений. Наблюдается лишь слабая тенденция увеличения мощности
техногенных отложений с увеличением глубины расчленения и мощности четвертичных
отложений, т.е. наибольшие мощности техногенных отложений тяготеют к долинам, где
рельеф изменен максимально.
Б. Анализ структуры водосборных бассейнов. Инженерные мероприятия, проводимые в
городах, направлены на создание благоприятных условий для строительства. Очень часто в
этих случаях ограничиваются вертикальной планировкой рельефа - засыпкой и срезкой
неровностей, засыпкой овражно-балочной сбта, малых долин. Неустойчивые морфоли-
тосистемы, находящиеся в стадии активного развития, переводят в погребенное состояние,
создавая при этом, как минимум, два разнородных слоя: водопроницаемый (или относи¬
тельно водопроницаемый) из рыхлых техногенных отложений и водонепроницаемый из
асфальта и бетона. При этом создается техногенная морфолитосистема с относительно за¬
крытым водообменом и направленным (по старому руслу, тальвегу) стоком грунтовых вод.
Как правило, реакция (самопроизвольное изменение) морфолитосистемы выражается в
стремлении разрушить рыхлый слой за счет активизации суффозии (химической и меха¬
нической), в результате чего происходит обрушение поверхности водонепроницаемого
слоя. Следствием этого является нарушение целостности коммуникационных сетей, дефор¬
мации, а иногда и разрушение зданий и сооружений.
Активизация карстово-суффозионных процессов на левом берегу р. Москвы, вероятно,
явилась причиной максимальных оседаний, зафиксированных в долине реки. В целом, пог¬
ребенные доледниковые долины влияют на картину оседания поверхности земли, однако в
условиях воздействия разнообразных техногенных факторов на геологическую среду наи¬
более четко проявляется зависимость устойчивости поверхности от состояния грунтовых
вод. С понижением уровня грунтовых вод и с их загрязнением связывают и активизацию в
палеодолинах карстово-суффозионных процессов.
В Москве многие реки полностью уничтожены, часть их заключена в коллекторы.
Поверхностный сток системой ливневой канализации переведен в подземный. В результате
структура и морфометрия водосборов изменились, а значительная часть их площади стала
водонепроницаемой. Созданная система канализации - эти искусственные русла временных
водотоков не всегда справляется с поступающим с поверхности стоком и постоянно за¬
бивается транспортируемыми наносами. По признаку интенсивности техногенных измене¬
ний водосборные бассейны на территории города можно подразделить на три большие
группы:
1.	Группа бассейнов с наименьшими техногенными изменениями, с собственным русловым
стоком, с сохранившейся в целом структурой бассейна: уничтожение не более 5% гид¬
росети, застроенность территории менее 50%, коэффициенты поверхностного стока прак¬
тически не отличаются от естественных (0,30-0,37). Это бассейны рек Сетуни, Чертановки,
Ички, Чермянки и верховьев Яузы. Наиболее изменена техногенезом приустьевая часть
■ бассейна Сетуни. Здесь на пойме мощность техногенных отложений достигает 3-6 м, за-
' строено до 30-50% территории, коэффициент поверхностного стока равен 0,40.
51

2.	Группа бассейнов, испытавших значительные преобразования в процессе градострои¬
тельства: густота расчленения уменьшилась на 10-48%, коэффициент поверхностного стока
увеличился до 0,40-0,50, плотность застройки изменяется в пределах от 30 до 50%. Это
бассейн р. Яузы, гидрографическая сеть которого изменена наиболее сильно в нижнем
течении реки. Здесь полностью уничтожена овражно-балочная речная сеть притоков, русло
Яузы в значительной степени спрямлено и зарегулировано. Гидросеть в бассейне в целом
уничтожена на 16%, но 68% из них приходится на среднее и нижнее течение реки. В эту же
группу входят бассейны Граворонки, Лихоборки, Раменки, Городни и Котловки.
3.	Водосборные бассейны рек Неглинной, Пресни, Ходынки, Кровянки, Фильки и
Серебрянки, вероятно, можно считать полностью техногенными, т.е. рек уже нет, они зак¬
лючены в коллекторы, рельеф водосбора сильно изменен. На отдельных участках прове¬
дены столь значительные земляные работы, что трансформированы и линии водоразделов
бассейнов. Мелкая эрозионная сеть уничтожена полностью и практически не прослежи¬
вается в современном рельефе города. С трудом можно провести линии тальвегов главных
водотоков. Кроме того, естественный грунт мощностью до 20 м либо полностью, либо
частично преобразован или заменен техногенными разнородными грунтами. Практически
сплошная застройка свела к минимуму проявления поверхностных рельефообразующих
процессов. Наиболее активны техногенные и техногенно активизированные процессы, ко¬
торые носят "скрытый" подземный характер. Коэффициент поверхностного стока увеличен
до 0,75. На территории бассейнов этой группы отмечается наибольшее число случаев
деформаций зданий и сооружений (на 1 км^-до 20 и более), вызванных оседанием земной
поверхности. Скорость ее оседания достигает 5,0—14,2 мм/год. Суммарное оседание за
25 лет составляет 60 мм.
С выходом "из берегов" засыпанных речек связаны многие аварии на метрополитене:
р. Чечера вызвала аварии при строительстве перегона между станциями Комсомольская -
Сокольники; р. Ольховка - в районе станции Лубянка; р. Неглинная - станции Театральная
и т.п. [6, 8]. '
Анализ структуры водосборных бассейнов г. Москвы показывает, что место, выбранное
850 лет назад, было идеальным для строительства города-крепости. Реки Москва, Яуза,
Неглинная - естественные водные преграды при обороне, а в мирное время - торговые
пути, сходятся у Кремля, вокруг стен которого рос город. В настоящее время это об¬
стоятельство привело к тому, что именно в центре города происходит разгрузка речного
стока бассейнов Яузы и Сетуни. Кроме того, на территории города в Москву-реку выше по
течению от центра осуществляется сток Химки и Сходни, бассейны которых в последние
годы активно осваиваются под строительство. Здесь сосредоточено большое количество
предприятий, отходы от которых, несмотря на очистные сооружения, загрязняют как
поверхностные, так и подземные воды. Таким образом, центр города и левобережье Моск¬
вы, дренируемые Яузой, Химкой и Сходней, наиболее загрязнены поверхностными и под¬
земными водами. Так, бассейн Яузы вместе с притоками поставляет в Москву-реку до 300
т/год взвешенных веществ, до 80 т/год нефтепродуктов и около 30 000 тыс м3/год сточных
вод [8].
Территория Теплостанской возвышенности, интенсивно осваиваемая под жилищное
строительство, отвечает современным экологическим требованиям к рельефу: транзитных
рек здесь нет, загрязнение извне отсутствует. Реки, дренирующие территорию, разгружают¬
ся ниже центра или даже за пределами города, что, однако, не снимает ответственности с
городских властей и землепользователей за их состояние.
Анализ естественных и природно-техногенных процессов на территории города и их
негативных последствий приведен в таблицах 2 и 3 [4, 5, 9].
Комплексная эколого-геоморфологическая оценка территории города приведена впер¬
вые. Проведенный анализ отличается от аналогичных работ широким применением
количественных комплексных методов. Типизация территории по совокупности показа¬
телей выявила разные типы морфолитосистем, которые представляют последовательный
ряд превращений природных морфолитосистем в техногенные. При этом теснота связи
измененных ландшафтов с природными уменьшается по мере увеличения техногенной
нагрузки. Для территории в целом наблюдается нарушение взаимосвязей и взаимозависи¬
мостей сопряженных ландшафтов.	'
Сравнение мофрометрических характеристик современного (техногенного) рельефа и
рельефа смежных неизменненых территорий позволило сделать вывод, что выявленные для
равнин связи морфометрических показателей мезо- и макроформ рельефа и их геологи¬
ческого строения проявляются и на территории города, но значительно слабее. Техноген-
52

Таблица 2
Негативные природные процессы на территории г. Москвы
Природные
Естественные негатив-
Степень геоморфологи-
Изменения степени геоморфологичес¬
условия и
ные процессы
ческой опасности, пло-
кой опасности в процессе урбанизации
факторы
щадное распространение
Атмосфер-
Ливни, снегопады; сезон-
Повсеместно умеренная;
Увеличение количества осадков с 600
ные осадки
ные разливы рек (ско-
умеренная вдоль
до 700 мм/год*;
и поверх-
роста до 25 м/сек); за-
береговой зоны и на
Сток зарегулирован, практически не
носгные
топление поймы, подмыв
пойме
оказывает влияния
воды
берегов и их разрушение
Сейсмич-
Незначительные колеба-
Незначительная для
Увеличение сейсмичности до 5 баллов,
ность
ния почвы
всей территории, кроме
а местами до 6 баллов, за счет распро¬
(3-4 балла)
отдельных участков
странения техногенных грунтов,
подтопления территории и сплошной
застройки
Наличие зон
Скрытый карст практа-
Только на территории
Активизация карстовосуффозионных
повышенной
чески без поверхностных
расположения палеодо-
процессов - образование поверхност¬
трещинова-
проявлений
лины дочетвертачного
ных провалов, чему способствует из¬
тости в кар-
возраста - высокая сте-
менение уровней грунтовых и подзем¬
бонатных по-
пень опасности
ных вод, загрязнение подземных вод,
родах
вибрация
Сезонное
Морозное пучение на
Повсеместно слабая на
В зависимости от техногенных тепло¬
промерзание
глинистых породах до
территориях, сложенных
вого и химического загрязнений уси¬
грунтов
40 см (макс. 60), на пес-
песчаными грунтами,
ливается или ослабевает
чаных 1,5-2,0 см (макс.
умеренная и сильная -
Ю)
глинистыми грунтами
Слабые
Естественное неравно¬
Локальное распростра¬
Увеличение площади со слабыми
грунты
мерное уплотнение
нение - долинный комп¬
грунтами за счет площадного рас¬
лекс отложений (осо¬
пространения техногенных отложений
бенно пойменных), тор¬
фяные болота
большой мощности
Аккумуля¬
Подтопление, заболачи¬
Развиты в северной и
Осушение болот, их мелиорация;
ция
вание, оглеение почв
особенно в восточной
появление подтопленных участков на
частях города с рав¬
выровненных и застроенных террито¬
нинным и слаборасчле-
риях участков (прогноз на 2010 г. -
f
ненным типом рельефа
45% площади)
Денудация
Делювиальный смыв на
Развитие на больших
На 50% площади, закрытой асфаль¬
склонах до 3° - слабый;
площадях с пологоува¬
том и постройками не наблюдается; на
3 - 6° - умеренный;
листым типом рельефа
открытых участках может быть в
средний смыв с поверх¬
10-40 раз больше естественного
ности 0,7 т/га • год
смыва
Линейная эрозия: ско¬
Умеренная для левобе¬
Уничтожение овражно-балочной сета
рости от 0 до 15 м/год,
режья р. Москвы с ов¬
приводит к уменьшению эрозионной
средние 1,0-1,5 м/год
ражно-балочным рель¬
опасности и одновременно к возник¬
ефом; для остальной
новению суффозионно-просадочных
части города незначи¬
явлений в днищах засыпанных дрен
тельная
Оплывинно-оползневые
Локальный процесс, но
Повышение уровня грунтовых вод,
процессы на крутых
представляющий опас¬
увеличение обводненности грунтовой
(6-12°) и очень крутых
ность высокой степени
толщи способствует активизации опо¬
(до 20° и более) склонах
лзневых процессов; проводимые меро¬
приятия по укреплению оползневых
склонов снижают вероятность их ак¬
тивизации
* Установлена корреляционная связь между скоростью роста оврага и запасом воды в снежном покрове
(Ккор = 0,76)
53

Таблица 3
Влияние факторов техногенеза на экологическую обстановку в городе
Факторы техно- Природные и природно-тех-
генеза	ногенные процессы
Экологические последствия
Общая урба¬
низация терри¬
тории
Деградация ландшафтов;
формирование новой струк¬
туры поверхностного и под¬
земного стока; изменение
направленности и соотно¬
шения процессов денудации-
аккумуляции; изменение
тепло- и влагообмена:
увеличение количества
осадков на 100 мм/год и
среднегодовой температуры
на 1-2 (3)° [5]
Формирование городского ландшафта, городского рельефа
и геологической среды, городского микроклимата менее
устойчивых, чем природные: коэффициент поверхностного
стока увеличился в 2-3 раза; средняя величина инфильтра-
ционного питания грунтовых вод за счет утечек из комму¬
никационных сетей равна 230 мм/год, что увеличивает
объем питания в 2-3 раза; увеличение эрозионной
опасности на обнаженных склонах; скорость оседания
земной поверхности местами возросла до 3,9 мм/год;
появились техногенные геохимические аномалищ уровень
грунтовых вод поднялся, что привело к сырости в домах,
ухудшению состояния древесной растительности,
распространению кровососущих насекомых
Создание
промышленной
инфраструкту¬
ры, систем
транспортных
магистралей и
коммуникаций
Перераспределение напря¬
женного состояния пород;
формирование физических
полей: динамического (30-
89 дБ), шумового (40-
110 дБ), электрического
(0,01-1,20 В/м) и теплового
(превышение над естест¬
венной температурой на
Ъ-4°, иногда на 10-15° [5])
Истощение подземных вод; появление техногенных источ¬
ников (взрыво-, пожаро-, химически- и радиационно-опас¬
ных), угрожающих жизни людей; деформации зданий, со¬
оружений и коммуникаций; общее ухудшение здоровья
населения, увеличение показателя детской смертности
Гидротехни¬
ческое строи¬
тельство
Формирование новой струк¬
туры гидросети и структуры
родосборных бассейнов
Улучшение водоснабжения и увеличение водных запасов
Москвы на 1,5 млн. м3/сутки; повышение уровня воды в
р. Москве на 3 м; увеличение водной поверхности (за счет
каналов и прудов) почти на 100 га; поднятие уровня
грунтовых вод за счет инфильтрации из р. Москвы
Озеленение
Формирование новой струк¬
туры растительно-почвен¬
ного покрова города
Улучшение в целом экологической обстановки в городе;
появление новых заболеваний растительности; распро¬
странение аллергических заболеваний среди населения от
некоторых видов цветущих растений
ный рельеф города можно сопоставить со стадией старения эрозионного рельефа. Зонами
наибольшего изменения являются долины рр. Москвы, Яузы и их притоков.
В центральной части города, где наиболее изменены морфологические характеристики,
где техногенные отложения распространены сплошным чехлом, практически повсеместно
отмечается подтопление. Этот процесс и дальше будет развиваться и захватит
значительную часть города, поскольку продолжает увеличиваться количество осадков,
уплотнение техногенных грунтов, возможно развитие процессов заболачивания, в
особенности на глинистых грунтах. Интенсивное использование наземного и подземного
пространства увеличивает сейсмичность городской территории в среднем на 1,5-2 балла (по
шкале Рихтера).
54

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Котлов Ф.В. Проблемы инженерной геологии Москвы. М.: Наука, 1963. 68 с.
2.	Лихачева Э.А. О семи холмах. М.: Наука, 1990. 144 с.
3.	Лихачева Э.А., Маккавеев А.Н., Тимофеев Д.А. и др. Геоморфология Москвы по материалам карты
"Геоморфологические условия и инженерно-геоморфологические процессы г. Москвы" // Геоморфология.
1998. №3. С. 41-51.
4.	Москва: геология и город. / Гл. ред. В.И. Осипов, О.П. Медведев, М.: Московские учебники и карто-
литография, 1997. 400 с.
5.	Город - экосистема / Э.А. Лихачева, Д.А. Тимофеев, М.П. Жидков и др. М.: ИГ РАН, 1996. 336 с.
6.	Кофф ГЛКотлов В.Ф., Шешеня НЛ. Рекомендации по усовершенствованию инженерно-геологических
изысканий для промышленного и гражданского строительства на территории г. Москвы и лесопарковой
зоны в связи с охраной и рациональным использованием геологической среды. М.: ИЛ САН, 1989. 120 с.
7.	Инженерная география. М.: МФ ГО СССР, 1989. С. 124-133.
8.	Экологические исследования в г. Москве и Московской области: состояние водных систем. М.: ИНИОН,
1992.184 с.
9 .Лихачева Э.А., Курбатова Л.С., Махорина Е.И. Карта техногенных отложений и техногеннопогребенной
речной сети территории г. Москвы // Геоморфология. 1998. № 1. С. 61-67.
Институт географии РАН,	Поступила в редакцию
Институт геоэкологии РАН	'	17.11.98
ECOLOGICAL-GEOMORPHOLOGIC EVALUATION OF THE MOSCOW TERRITORY
E.A. LIKHACHEVA, G.P. LOKSHIN, N.S. PROSUNTSOVA, D.A. TIMOFEYEV
Summary
The criteria of technological impact resistance are worked out for urban territory. Complex evaluation of Moscow
territory and its regionalization by the degree of ecological-geomorphologic hazard are fulfilled.
55

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2000
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.435.223(470.40/.43)
© 2000 г.	А.П. ДЕДКОВ, В.В. МОЗЖЕРИН
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕНЕЗИСЕ И ВОЗРАСТЕ
НИЖНЕГО ПЛАТО ПРИВОЛЖСКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ
Для Приволжской возвышенности, как и для других возвышенностей Русской равнины за
границей позднеплейстоценового оледенения, характерен двухъярусный денудационный
рельеф, изучавшийся многими исследователями [1-8].
Верхнее плато (280-360 м) сохранилось в центральных частях водоразделов главных
рек - Волги, Свияги, Суры, Сызрани, Терешки и др. Его денудационная поверхность срезает
различные горизонты осадочных пород, до эоценовых включительно. Поэтому возраст по¬
верхности определяется рядом авторов как олигоцен-миоценовый или миоценовый (А.Н.
Мазарович, М.В. Пиотровский, А.П. Дедков, А.П. Рождественский и др.). В соответствии с
другой точкой зрения, отраженной на карте поверхностей выравнивания и кор выветри¬
вания СССР [9], поверхность верхнего плато рассматривается как палеогеновая полиге-
нетическая эрозионно-аккумулятивная.
Более широкое распространение на Приволжской возвышенности имеет нижнее плато
(140-240 м), по площади не менее чем втрое превосходящее верхнее. Оно служит как бы
пьедесталом для сохранившихся в центральных частях основных междуречий массивов
верхнего плато, отделяясь от него хорошо выраженным денудационным уступом высотой
80-100 м. Перед фронтом уступа возвышаются останцовые холмы и гряды, свиде¬
тельствующие о былом более широком почти повсеместном распространении верхнего
плато.
Нижнее плато имеет две высотные ступени, отмеченные еще М.В. Пиотровским [2].
Преобладает верхняя ступень с абсолютными высотами 180-240 м. Именно она служит
объектом нашего исследования. Более низкая ступень с высотами 140-160 м также является
денудационной, но имеет локальное развитие близ долин главных рек. В ряде работ верхняя
ступень нижнего плато рассматривается как средняя денудационная поверхность, нижняя
ступень - как нижняя поверхность [4 и др.]. В дальнейшем нижним плато мы называем лишь
его главную верхнюю ступень (180-240 м).
Эрозионно-денудационное происхождение нижнего плато не вызывает сомнений. Од¬
нако вопрос о времени и условиях его образования является дискуссионным. Ю.А. Меще¬
ряков [7] и С.К. Горелов [8] относили формирование нижнего плато к концу миоцена -
началу плиоцена. А.П. Рождественский [6] и Г.В. Обедиентова [10] рассматривали нижнее
плато как позднеплиоценовую денудационную поверхность и считали коррелятными этой
поверхности акчагыльские озерно-морские отложения, выполняющие древние долины и
поднимающиеся до абсолютных высот 170-180 м. Тем самым допускалась возможность
денудационного выравнивания расчлененного рельефа в условиях умеренного гумидного
климата, характерного для акчагыльского века. А.П. Дедков [5] полагал, что формирование
нижнего плато началось в конце акчагыла, но продолжалось в более сухом климате
апшерона (эоплейстоцена). При этом учитывались следующие надежно установленные
факты.
Во-первых, на склонах глубоких плиоценовых доакчагыльских долин во многих пунктах
56

Рис. 1. Обобщенная схема соотношения эрозионно-денудационных поверхностей Приволжской возвы¬
шенности с отложениями плиоцена и эоплейстоцена
I - миоценовая поверхность верхнего плато, II - эоплейстоценовая поверхность нижнего плато.
/ - делювиально-пролювиальные отложения эоплейстоцена - раннего неоплейстоцена, 2 - аллювий эоплей¬
стоцена, 3 - озерно-аллювиальные отложения плиоцена, 4 - плиоценовые оползневые тела, сложенные
породами верхнего мела и палеогена, 5 - коренные породы
Саратовского, Самарского и Ульяновского правобережья, а также в Предволжье Та¬
тарстана встречены погребенные или снивелированные оползневые тела, сложенные поро¬
дами верхнего мела и палеогена, ныне на водоразделах уже отсутствующими [4, 11-13].
Реконструкция высот плиоценовых водоразделов по мощностям удаленных денудацией по¬
род показывает, что во время формирования долин повсеместно было развито верхнее
плато (рис. 1).
Во-вторых, в русловом аллювии цокольной VI надпойменной террасы в бассейнах малых
рек-притоков Суры и Свияги (Бездны, Карлы, Кильны и др.), сложенных глинами нижнего
мела и юры, преобладают гальки пород верхнего мела и палеогена (кремнистый мергель и
опока, кварцевый и кварцевоглауконитовый песчаник), ныне здесь в коренном залегании
отсутствующие [4]. По палеомагнитным и другим данным этот аллювий сформировался в
раннем эоплейстоцене [14, 15]. Следовательно, еще в эоплейстоцене в бассейнах пере¬
численных рек сохранялись породы верхнего мела и палеогена и связанное с ними высокое
плато.
В ходе полевых работ, проведенных авторами в 1997 г. на Сурско-Свияжском междуречье
в составе съемочной партии ЦНИИгеолнеруда, были получены новые данные, позволяю¬
щие более точно определить возраст и условия образования нижнего плато. В бассейнах
левых притоков Свияги - Цильны, Тельцы, Карлы, правых притоков Суры - Барыша и Безд¬
ны на нижнем плато распространены глинистые покровные образования, рассматривав¬
шиеся ранее как проблематичные. Их прерывистые контуры установлены многочислен¬
ными буровыми скважинами. Наибольшие площади покровных глин находятся в интервале
абсолютных высот 170-240 м, характеризующем поверхность нижнего плато. Особенно
низко (до 110-130 м) они спускаются по пологим склонак долин Свияги и Карлы. Более
резко площади покровных глин сокращаются с увеличением высот рельефа. На верхнем
плато покровные глины, как правило, отсутствуют. Средняя мощность покровных глин
около 9 м, максимальная 24 м. Покровные образования представлены толщей буро- и серо¬
коричневых алевритовых глин, плотных, известковых, с прослоями кварцевого песка,
алеврита, дресвы и мелкого щебня, плохо окатанного гравия и мелкой гальки. По данным
пипеточного анализа преобладает глинистая фракция (74%), затем следуют алевритовая
(23,5%) и песчаная (2,5%) фракции.
Рентгеноструктурные исследования глинистой фракции показывают ведущую роль ми¬
нералов монтмориллонитовой группы (77-86%), что сближает покровные глины с глинами
нижнего мела. На втором месте гидрослюды (10-14%), на долю остальных минералов
(каолинит, кварц, полевой шпат, кальцит, цеолит) приходится 3—9%. Содержание кальция
(в виде оксида СаО) на верхнемеловых и верхнеюрских породах более значительно (соот¬
ветственно 5,8 и 3,7% к весу сухого вещества), чем на безкарбонатных нижнемеловых
глинах (1,6%). В петрографическом составе крупнообломочного материала явно преобла¬
дают (не менее 90%) породы верхнего мела и палеогена, из нижнемеловых пород всюду
заметен сидерит. Следует отметить отсутствие в рассматриваемых отложениях каких-либо
криогенных текстур, за исключением эпигенетических.
57

Абс. высота, м
L 100
Рис. 2. Схема сопоставления магнито-стратиграфических колонок буровых скважин в делювиально¬
пролювиальных отложениях Приволжья со стандартной магнитной хроностратиграфической шкалой и с
результатами, полученными при изучении сыртовых глин Заволжья
Цифрами обозначены номера скважин. Все палеомагнитные датировки здесь и в тексте даны по Ф. Хеллеру
и М.Е. Эвансу [16]
Плащеобразное залегание покровных отложений, слабая окатанность и местное про¬
исхождение гравийного и галечного материала — все это позволяет рассматривать их как
делювиально-пролювиальные образования. Они развиты исключительно на нижнем плато
перед фронтом уступа верхнего плато, нигде не поднимаясь на последнее (рис. 1). Покровы
спускаются в древние долины, частично перекрывая эоплейстоценовый аллювий VI тер¬
расы, частично же фациально замещая его верхнюю часть [14, 15]. Вполне очевидно, что по
возрасту делювиально-пролювиального покрова можно судить о возрасте поверхности
нижнего плато. С целью определения возраста покровных образований В.В. Мозжериным
были проведены палеомагнитные исследования образцов глин, полученных при бурении
скважин на площади Дрожжановской партии ЦНИИгеолнеруда. Исследования проводились
в палеомагнитной лаборатории Казанского университета. Неоценимую помощь при ин¬
терпретации полученных результатов оказал П.Г. Ясонов.
Данные палеомагнитных измерений позволили построить магнитостратиграфические
колонки ряда буровых скважин, сопоставление которых в дальнейшем со стандартной
магнитной хроностратиграфической шкалой позволяет сделать следующие выводы (рис. 2).
Верхняя часть палеомагнитного разреза, соответствующая кровле изучаемой глинистой
толщи, намагничена прямо и может быть сопоставлена с ортозоной Брюнес (возраст ниж¬
ней границы - 0,78 млн. лет). Ниже, до> подошвы покровных отложений, доминирует об¬
ратная и аномальная намагниченность, что соответствует, по всей видимости, верхней
части ортозоны Матуяма. Внутри этого обратно и аномально намагниченного интервала
пород достаточно четко выделяется отрезок прямой намагниченности, который, учитывая
его общее стратиграфическое положение в разрезе, должен быть сопоставлен с субзо¬
ной Харамиль. И весь период накопления делювиально-пролювиальных глин укла¬
дывается согласно палеомагнитным данным в эоплейстоцен-ранненеоплейстоценовое
время.
58

Хроностратиграфическая локализация делювиально-пролювиальных глин Приволжской
возвышенности, полученная благодаря палеомагнитному методу, дает основание для срав¬
нения их с покровными образованиями других районов и, в первую очередь, с сыртовыми
глинами Низкого Заволжья, составной частью которых также является горизонт ко¬
ричнево-бурых глин (рис. 2). Сыртовые отложения слагают остатки континентальной
аккумулятивной равнины; южнее Самарской Луки они имеют мощность до 60 м и залегают
почти сплошным покровом. В строении сыртовой толщи глин принимают участие три
горизонта (снизу вверх): красно-бурый, коричнево-бурый и желто-бурый.
Результаты палеомагнитного анализа сыртовой толщи Заволжья, полученные В.И. Бур-
бой, А.П. Дедковым и П.Г. Леоновым [17], свидетельствуют, что горизонт красно-бурых
глин (8-9 м) имеет по всей своей толще обратную намагниченность и полностью укла¬
дывается в ортозону Матуяма. Горизонт коричнево-бурых глин (35 м) в нижней части имеет
прямую намагниченность, соответствующую субзоне Харамильо. Выше следует интервал
коричнево-бурых глин с обратной намагниченностью, соответствующей верхней части
ортозоны Матуяма. Верхи коричнево-бурых глин, а также горизонт вышележащих желто¬
бурых суглинков намагничены прямо и сопоставимы с ортозоной Брюнес (рис. 2). Рисунок
показывает, что накопление делювиально-пролювиальных отложений Приволжья началось
несколько ранее начала формирования коричнево-бурых глин Заволжья, и, возможно, их
низы сопоставимы с верхней частью красно-бурых осадков. Но в целом имеющиеся данные
позволяют говорить о синхронности формирования делювиально-пролювиальных корич¬
невоцветных отложений нижнего плато и склонов Приволжской возвышенности и ко¬
ричнево-бурого горизонта сыртовых глин Заволжья (рис. 2). Сходные результаты получены
и в других районах. Так, по данным М.Ф. Веклича [18], на Украине геомагнитная инверсия
Брюнес-Матуяма также проходит через коричневоцветные почвенно-элювиальные и другие
образования (аналоги коричнево-бурого горизонта сыртовой толщи Заволжья).
Климатические условия этого времени восстанавливаются по литологическим, гео¬
морфологическим и палинологическим данным. Глины, слагающие делювиально-пролю¬
виальные шлейфы, всюду карбонатны. Роль органики была понижена, что оценивается по
буро-коричневому, а не серому (как в плиоцене) цвету глин. Среди окислов железа пре¬
обладают буроцветные водные формы, что характерно для умеренного термического
режима. О том же свидетельствуют неполная монтмориллонитизация гидрослюд. И, на¬
конец, только в сухом семиаридном климате возможно накопление столь больших масс
делювия и пролювия. Мощные делювиально-пролювиальные шлейфы в настоящее время не
характерны даже для степной зоны. Они являются важным элементом рельефа и кон¬
тинентальной осадочной формации лишь семиаридной зоны [19].
Большинство образцов глин содержит недостаточное для анализа количество спор и
пыльцы, и лишь в образцах трех скважин удалось выполнить анализы. По заключению
аналитика К.В. Николаевой палинологические анализы свидетельствуют о господстве
умеренно-теплого засушливого климата с преобладанием ксеро- и термофильных рас¬
тительных сообществ - травянистых типа маревых, полыней и злаков. З.П. Губонина [20]
детально изучила видовой состав флоры эоплейстоценового аллювия Волги севернее Са¬
марской Луки и пришла к выводу о существовании в это время теплого сухого климата.
Следует подчеркнуть, что приведенные выше результаты анализа самых разных данных
свидетельствуют о том, что покровные глины и нижнее плато формировались в условиях
сухого и умеренно теплого семиаридно-семигумидного климата. Разрушение верхнего
плато происходило путем педиментации и на поверхности формирующего педимента —
нижнее плато - происходила частичная аккумуляция продуктов разрушения в виде делювия
и пролювия, образующих прерывистый шлейф (рис. 1). В системе семиаридного мор-
фолитогенеза денудационные и аккумулятивные элементы парагенетически связаны между
собой. Частично же продукты смыва поступали в речную сеть, о чем свидетельствует
установленное В.И. Стурманом и И.В. Глейзером [14] в бассейне Свияги фациальное
замещение в древних долинах делювиально-пролювиальных отложений верхним горизон¬
том аллювия VI надпойменной террасы. Подобное соотношение делювиально-пролю¬
виальных образований с эоплейстоценовым аллювием обнаруживается и в других районах
Приволжской возвышенности. По нашим наблюдениям на правобережье Волги в районе г.
Сызрани в погребенных плиоценовых долинах спускающиеся с поверхности нижнего плато
шлейфы сыртовых глин, имеющие делювиальный генезис, переслаиваются с верхними
горизонтами мощной толщи эоплейстоценового аллювия или же перекрывают ее. Это
обстоятельство отмечалось еще Г.Н. Пермяковым [22], относившем эоплейстоценовый
аллювий к "минделю", а сыртовые глины к "рисс-минделю". В.А. Полянин [23] отмечал, что
59

осадки субаэральной (делювиально-пролювиальной) раннечетвертичной (ныне эоплей-
стоценовой) формации распространены лишь на высоких водоразделах в разных районах, в
том числе у г. Тетюши. В высоком Заволжье и Приуралье эоплейстоцен-раннеплей-
стоценовые делювиально-пролювиальные шлейфы так называемой общесыртовой свиты
также частично покрывают нижнее плато и спускаются к древним террасам речных долин
[24].
Все изложенное свидетельствует о том, что в позднем эоплейстоцене и начале раннего
плейстоцена на Приволжской возвышенности произошла семиаридная планация рельефа, в
результате которой путем педиментации сформировалось нижнее плато, получившее
преобладающее распространение. С нижним плато генетически связана семиаридная фор¬
мация коричнево-бурых элювиально-делювиально-пролювиальных, отчасти озерных,
карбонатных, местами гипсоносных глин, широко распространенных на юге умеренного
пояса Евразии. В.В. Вдовин [25] отмечает их распространение в бассейне р. Уссури, на
Витимском плоскогорье, в предгорных и межгорных котловинах Алтая, на юге Западной
Сибири. Эти образования прослеживаются и в северном Казахстане, Поволжье, на Украине
и уходят в Центральную и Западную Европу [25-28]. Семиаридные педименты, сформи¬
рованные на рубеже эоплейстоцена и плейстоцена, установлены на Люблинской возвы¬
шенности [29], в Германском Среднегорье [30-31], в Парижском бассейне [32].
Таким образом, Приволжская возвышенность явилась одним из фрагментов широкой
полосы семиаридного морфолитогенеза, охватившего в эоплейстоцене и начале плей¬
стоцена равнины юга умеренного пояса Евразии. Продуктами этого морфолитогенеза
явилось нижнее плато и генетически связанная с ним толща коричнево-бурых глин.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Мазарович А.П. Из области геоморфологии и истории рельефа Нижнего Поволжья // Землеведение.
Т. 29. Вып. 3-4. 1927. С. 21-42.
2.	Пиотровский М.В. К изучению основных черт рельефа Нижнего Поволжья // Изв. АН СССР. Сер.
геогр. и геофиз. 1945. № 2. С. 48-59.
3.	Дедков А.П. О денудационных поверхностях (гАэверхностях выравнивания) Ульяновского Приволжья //
Учен. зап. Казанского ун-та. Т. 113, кн. 2, 1953. С. 83-87.
4.	Дедков А.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Приволжье. Казань: Изд-во Ка¬
занского ун-та, 1970. 256 с.
5.	Дедков А.П. Верхнее плато Восточно-Европейской равнины // Геоморфология. 1993. № 4. С. 82-89.
6.	Рождественский А.П. Основные вопросы геоморфологии Волго-Уральской области в связи с поисками
месторождений нефти и газа // Материалы 2 геоморф, совещания. М. 1959. 23 с.
7.	Мещеряков Ю.А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965. 390 с.
8.	Горелов С.К. Морфоструктурный анализ нефтегазоносных территорий (на примере юго-востока Русской
равнины). М.: Наука, 1972. 216 с.
9.	Карта поверхностей выравнивания и кор выветривания СССР масштаба 1 : 2 500 000. М.: Недра, 1972.
16 л.
10.	Обедиентова Г.В. О происхождении и возрасте поверхностей выравнивания в бассейне средней Волги //
Вопросы палеогеографии и геоморфологии бассейнов Волги и Урала. М.: Изд-во АН СССР. 1962.
С. 59-67.
11.	Милановский Е.В. О плиоценовых оползнях Сызранского Поволжья // Бюлл. МОИП. Вып. 6, 1928.
С. 33-42.
12.	Морозов Н.С. О древних оползнях на правобережье Волги в районе г. Сенгилея // Учен, записки Са¬
ратовского ун-та. Т. 4. Вып. геологич., 1955. С. 85-88.
13.	Дедков А.П. Погребенные и снивелированные оползни Ульяновского Приволжья и их значение для
палеогеорафических реконструкций // Учен, записки Казанского ун-та. Т. 117, кн. 2,1957. С. 301-305.
14.	Стурман В.И., Глейзер М.В. Новые данные о строении наиболее высокой террасы рек Среднего
Поволжья // Проблемы комплексной географии. Казань: Изд-во Казанского ун-та, 1985. С. 52-57.
15.	Мозжерин В.В. Эоплейстоцен юго-запада Татарстана // Динамика и взаимодействие природных и
социальных сфер Земли. Тезисы докладов научной конференции. Казань: Татполиграф, 1998. С. 5-7.
16.	Heller F., Evans М.Е. Loess magnetism // Reviews of geophysics. V. 33. № 30. 1995. P. 3-25.
17.	Бурба В.И., Дедков А.П., Ясонов П.Г. О возрасте сыртовых глин Заволжья по палеомагнитным дан¬
ным // ДАН СССР. Т. 242. № 4. 1978. С. 895-897.
18.	Веклич М.Ф. О границе между плиоценом и плейстоценом на территории Украины // Пограничные
горизонты между неогеном и антропогеном. Минск: 1977. С. 56-83.
19.	Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: Изд-во АН СССР, Т. III. 1962. 550 с.
60

20.	Губонина З.П. Палеофитологическое обоснование возраста аллювия Средней Волги. М.: Наука, 1978.
132 с.
21.	Тимофеев ДА. Поверхности выравнивания суши. М.: Наука, 1979. 270 с.
22.	Пермяков Е.Н. Послетретичные отложения и новейшая геологическая история западной части Са¬
марской Луки //Труды комисс. по изуч. четвертичн. периода. Т. IV. Вып! 2. 1935. С. 61-90.
23.	Полянин В А. Литологические исследования четвертичных отложений долин Волги и Камы на тер¬
ритории Татарии // Учен, записки Казанского ун-та. Т. 117, кн. 4. 1957. 242 с.
24.	Яхимович В Л. Плиоцен и плейстоцен Предуралья // Основные проблемы изучения четвертичного
периода. М.: Наука, 1965. С. 89-99.
25.	Вдовин В.В. Основные этапы развития рельефа. М.: Наука, 1976. 270 с.
26.	Никифорова К.В., Ренгартен Н.В., Константинова НА. Антропогеновые формации юга Европейской
части СССР // Бюлл. комисс. по изуч. четвертичн. периода. № 30. 1965. С. 3-25.
27.	Востряков А.В. Неогеновые и четвертичные отложения, рельеф и неотектоника юго-востока Русской
платформы. Саратов: Изд-во Саратовского ун-та, 1967. 242 с.
28.	Дедков А.П., Мозжерин В.И., Ступиишн А.В., Трофимов А.М. Климатическая геоморфология
денудационных равнин. Казань: Изд-во Казанского ун-та, 1977. 224 с.
29.	Jahn A. Wyzyna Lubelska // Ргасе geogr. PAIV. Т. 7, 1956. 398 р.
30.	BUdel J. Pedimente, Rumpfflachen und Ruckland-Steilhange, deren active und passive Ruckverlegung in
verschiedene Klimaten//Zeitsch. Geomorph. Suppl. 14, 1970. S. 3-10.
31.	Stablein G. Zur Frage geomorphologischen Spuren arider Klimaphasen in Oberrheingebiet // Zeitsch. Geomorph.
Suppl. 15, 1972. S. 66-83.
32.	Трикар Ж. Условия образования пластово-ступенчатого рельефа в Парижском бассейне // Вопросы
климатической и структурной геоморфологии. М.: Иностр. лит., 1959. С. 147-165.
Казанский государственный университет	Поступила в редакцию
29.01.99
LOW PLATEAU OF PRIVOLZHSKAYA HIGHLAND: NEW DATA ON GENESIS AND AGE
A.P. DEDKOV, V.V. MOSZHERIN
Sum m a г у
Deluvial-proluvial brown clays with pebble and break-stone inclusions are widespread on the low plateau of
Privolzhskaya highland. These clays date from Eopleistocene and Early Neopleistocene according to paleomagnetic
data. They were formed in semiarid climate concurrently with pedimentatiort of the upper plateau.
УДК 551.435.43(470.21)
©2000 г. В.Я. ЕВЗЕРОВ, С.Б. НИКОЛАЕВА
ПОЯСА КРАЕВЫХ ЛЕДНИКОВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ
КОЛЬСКОГО РЕГИОНА
Результаты всестороннего изучения глубоководных морских, ледниково-морских и озер¬
ных отложений, а также ледяных кернов Гренландии показали, что последний ледниковый
покров достиг максимального распространения 18-20 тыс. лет до настоящего времени (н.в.)
и что его наступление и деградация протекали в условиях циклических климатических
изменений различного ранга [1-3]. Каждый цикл продолжительностью от 500 до 2000 лет
включал сравнительно быстрое потепление и сменяющее его постепенное или ступенчатое
похолодание. Мы предлагаем ввести понятие пояса краевых образований как совокупности
форм рельефа и отложений, возникавших на протяжении одного межстадиально-ста-
диального климатического цикла у края активного льда. Получение, обобщение и рас¬
смотрение информации по поясам маргинальных образований облегчит решение задач
61

Рис. 1. Схема распространения ледниковых образований, ориентированных вдоль и поперек направлений
движения льда
Моренные гряды: 1 - краевые и межлопастные напорно-насыпные, 2 - напорные; 3 - маргинальный уступ;
4 - флютинг; 5 - друмлины; 6 - ледниковые шрамы; 7 - островная возвышенность; положение края ледника
(или отдельной лопасти): 8 - при формировании насыпных конечно-моренных гряд внутренней полосы мар¬
гинального пояса в период межстадиального потепления, 9 - при образовании напорных конечно-моренных
гряд внешней полосы маргинального пояса в период стадиального похолодания.
В центральной части схемы замкнутые контуры, отражающие положение края льда в различные этапы
эволюции ледника (условные обозначения 8 и 9), приурочены к Хибинскому (на западе) и Ловозерскому
горным массивам. Схема составлена по материалам Рамсея [6], Полканова [7], Лавровой [8], Никонова [9] и
авторов статьи
корреляции и позволит более полно реконструировать палеогеографические условия
дегляциации территорий. В этом убеждают материалы по Кольскому региону [4, 5], вклю¬
чающему территории Мурманской области, севера Карелии, большую часть Беломорской
впадины и прилегающий к Кольскому полуострову шельф Баренцева моря.
Расположение и строение маргинальных поясов. На рис. 1 показаны формы рельефа,
характеризующие направления движения материкового льда1 и положение его края в
различные этапы развития. Анализ рисунка свидетельствует, что ледораздел в западной
части региона находился на 68°10-68°15' северной широты. От.него лед перемещался к
северо- и юго-востоку. В восточной части региона отчетливо устанавливаются два на¬
правления движения льда: вдоль южного и юго-восточного побережья Кольского полу¬
1 Здесь и далее под материковым льдом понимается массив льда, не утративший связь с центрально-
ледниковой областью.
62

острова и с юго-запада на северо-восток почти перпендикулярно его северо-восточному
побережью. Краевые образования располагаются почти по нормали к направлениям
движения ледяных масс.
Большинство исследователей четвертичных отложений Кольского полуострова пола¬
гает, что этот регион в позднем валдае покрывал либо только Скандинавский ледник, либо
еще и самостоятельный Понойский ледяной щит, располагавшийся в восточной части
полуострова. Критический анализ имеющихся материалов показывает, что Понойский щит
если и существовал, то не оставил сколько-нибудь заметных следов в рассматриваемом
регионе, где могут быть выделены лишь четыре пояса краевых образований Сканди¬
навского ледяного щита. Три из них надежно установлены [4], четвертый намечается на
шельфе Баренцева моря.
Между границей северо-восточного края валдайского ледяного щита в период мак¬
симального распространения и побережьем Мурмана развиты краевые моренные гряды.
Они близки по размерам к грядам Беломорской котловины* сформированным в период
межстадиального потепления [10], и рассматриваются нами как генетический аналог бе¬
ломорских гряд. Длина этих гряд варьирует от 0,8 до 7,4 км, а ширина - от 170 до 600 м.
Наиболее вероятной представляется их связь не более чем с двумя межстадиальными
потеплениями. В этом варианте периферические гряды на шельфе (рис. 1) должны рас¬
сматриваться как образования внутренней полосы наиболее древнего из маргинальных
поясов - пояса IV. Они располагаются на глубинах порядка 200 м на западе и 100-150 м на
востоке. И только над самой восточной грядой глубины моря не превышают 80 м.
Поскольку территория Кольского региона после дегляциации испытывает гляциоизо-
статическое поднятие, в эти значения необходимо внести поправки на величину поднятия,
что увеличит приведенные значения глубин. Однако отсутствие надежно обоснованной
схемы изобаз региона не позволяет выполнить такую операцию. Лишь для самой восточной
из гряд, находящейся на глубине порядка 80 м, поправка, судя по данным В. Рамсея [6],
будет близка к нулевой. Внешняя граница пояса IV, отвечающая наступлению ледника в
связи со стадиальным похолоданием, должна совпадать с границей максимального распро¬
странения ледника в регионе [11].
Три более молодых пояса краевых ледниковых образований достаточно четко выражены
на Кольском полуострове, в Беломорской котловине и в северной Карелии. Самый древний
из них (пояс III) представлен напорно-насыпными грядами Кейва II (по Лавровой [8]),
вытянутыми субпараллельно южному и восточному побережьям Кольского полуострова,
аналогичными грядам на баренцевоморском шельфе, тяготеющим к побережью Мурмана,
и, наконец, напорными моренными грядами, фрагментарно развитыми на беломорском
побережье полуострова южнее гряд Кейва II. На шельфе Баренцева моря в западной его
части гряды находятся на глубинах 120-150 м, а в восточной - на глубинах 100-110 м.
Приведенные глубины должны быть увеличены за счет внесения поправок на величину
гляциоизостатического поднятия мест расположения гряд. Однако значения этих поправок,
как отмечалось, не установлены.
Строение южной ветви краевых образований пояса III показано на рис. 2. Внутренняя
полоса его (Кейва II) представляет собой гряду или систему гряд, субпараллельную южной
окраине полуострова и удаленную от берега Белого моря на 10-45 км. Гряды возвышаются
над окружающей равниной на 10-40, редко 100-120 м. По данным Стрелкова [13], северный
склон субширотного отрезка Кейвы II вплоть до р. Стрельны сохраняет отчетливые следы
контакта со льдом, а сама гряда сложена флювиогляциальными песчано-галечными отло¬
жениями с рассеянными валунами, образующими местами скопления. Этот исследователь,
судя по находкам валунов нефелиновых сиенитов Хибинского щелочного массива, считает,
что поток льда, продвигавшийся к юго-востоку между Хибинскими и Колвицкими горами,
достигал р. Стрельны. Далее к востоку и северо-востоку, от р. Стрельны до нижнего
течения р. Поной в рельефе отчетливо выражена одна основная гряда, южнее и юго-
восточнее которой располагаются более мелкие гряды, понижающиеся в сторону моря.
Поверхность главной гряды на участке между р. Пулонгой и оз. Бабьим осложнена
небольшими холмами (до 100-150 м в поперечнике) высотой до 10 м. Северные склоны
гряды чаще положе южных, а в районе рек Сосновки и Поноя и северо-западный и юго-
восточный склоны высотой 10—15 м обрывисты и представляют собой типичные поверх¬
ности ледникового контакта. Это обстоятельство свидетельствует о формировании гряды
между двумя массивами льда. В сложении рассматриваемых образований принимают учас¬
тие флювиогляциальные песчаные, песчано-галечные, галечно-валунные и валунные
отложения. Кейва II часто имеет ребристую поверхность, что свидетельствует о ее дефор-
63

(та|/	[vTTJj |?00Г|< [г^1.5
— О
Он £
64

Рис. 3. Плановый аэрофотоснимок фрагмента деформированной гряды (Кейвы II) в районе юго-восточного
окончания Верхнего Ондомозера
Расположение этого и последующего аэрофотоснимка, приведенного на рис. 4, показано на рис. 2
мированности, и местами частично погребена под более молодыми флювиогляциальными
осадками. Один из таких участков показан на рис. 3. К Кейве II примыкают флювиогля-
циальная дельта, небольшие озы и зандры. Поверхность, на которой расположена эта
гряда, повышается в северо-восточном направлении вплоть до оз. Бабьего и наклонена в
сторону моря. Ее отметки в непосредственной близости к гряде на западе составляют около
100 м, возрастая до 210-220 м в районе оз. Бабьего. Далее к северо-востоку вплоть до
р. Поной они почти не изменяются.
В ряде предшествующих работ [12, 14] указано, что западный и восточный фрагменты
Кейвы II в междуречье Стрельны и Чапомы располагаются кулисообразно. Однако после¬
дующие исследования авторов поставили этот факт под сомнение и вот почему. Чешуй¬
чатый массив (Паргамеевские Кейвы), развитый в среднем течении р. Пялицы (рис. 4),
рассматривался нами ранее как деформированная флювиогляциальная дельта. Между тем
на космических снимках отчетливо видно, что он по размерам, форме и тону изображения
отвечает кейвской гряде. Кроме того, при значительной протяженности массива его
длинная ось ориентирована не по направлению снижения поверхности подстилающих
кристаллических пород, что было бы естественно для залегающих на месте формирования
3 Геоморфология, № 1
65

Рис. 4. Плановый аэрофотоснимок чешуйчатого массива - предполагаемого отторженца гряды Кейвы II в
среднем течении р. Пялицы
дельтовых образований, а под значительным углом к этому направлению. Мы полагаем,
что Паргамеевские Кейвы являются отторженцем Кейвы II, который первоначально
находился значительно севернее в междуречье Чапомы и Пялицы, соединяя западную и
восточную ветви гряды. При его перемещении по субстрату образовались небольшие
поперечные грядки, создавшие впечатление кулисообразного расположения фрагментов
Кейвы II.
Помимо отторженца, внешняя граница пояса маргинальных образований маркирована
грядами напорных морен длиной от 1,5 до 3 км и высотой порядка 10 м в междуречье
Пулонги и Бабьей и западнее р. Чаваньги, а также каналами стока талых ледниковых вод и
южным окончанием субмеридионального оз а, находящегося примерно посередине между
реками Чаваньгой и Стрельной (рис. 2). Этот оз в его южной части представляет собой
цепочку небольших дельт, поверхность каждой из которых снижается и расширяется к юго-
западу. В том же направлении галечно-валунный материал сменяется песчаным. Очевидно,
данный оз мог сформироваться лишь при отступлении края ледника к северу.
В междуречье Бабьей и Поноя не обнаружены следы продвижения ледника восточнее
Кейвы II. Здесь распространены озы, образующие типичную "озовую реку". Плановое
расположение фрагментов этой реки указывает на сток талых вод к северу - северо-западу,
к Кейве II. Однако и в этом районе кейвская гряда деформирована [14].
Следующий более молодой пояс краевых ледниковых образований (пояс II) пересекает
Кольский полуостров в субмеридиональном направлении, подходя с севера и юга к Лово-
зерским тундрам, и продолжается в виде крупных гряд на юго-западном побережье полу¬
острова и в Беломорской котловине (рис. 1). Подробная характеристика пояса приведена в
66

статье одного из авторов [10]. Поэтому в данной работе мы ограничимся кратким
рассмотрением фактического материала. На Кольском полуострове внутренняя полоса
этого пояса представлена фрагментарно развитым маргинальным озом, к которому с
проксимальной стороны местами тяготеет гряда напорной морены. Фрагменты оза
обнаружены только в замкнутых депрессиях различного масштаба и совершенно отсутст¬
вуют на возвышенностях и поверхностях, наклоненных в сторону Баренцева и Белого
морей. Местами оз раздваивается. Его восточная ветвь обычно выше западной, которая
либо примыкает к восточной, либо отстоит от нее на расстоянии от 50 до 500 м. Оз в разной
степени деформирован. Сравнительно слабо деформации проявились на протяжении 30 км к
северу от Ловозерских тундр. На остальной территории оз дислоцирован весьма
интенсивно. Данные о внутреннем строении напорно-насыпных гряд (маргинального оза),
установленных геологами ВСЕГЕИ (М.А. Спиридонов, А.Е. Рыбалко) в пределах Бело¬
морской котловины, отсутствуют. Оз слагают плохо дифференцированные по крупности
песчано-гравийно-галечные осадки с валунами. Сгружение обломков происходило поперек
нынешнего простирания гряды [15].
Субмеридиональный отрезок внешней полосы пояса II представлен напорными морен¬
ными грядами. Эти гряды образуют главным образом изолированные дуги, обращенные
выпуклостью к северо- и юго-востоку. Очевидно они окаймляли фронтальные части
ледниковых языков. Обращает на себя внимание тот факт, что гряды внешней полосы
удалены от слабо дислоцированного оза на 2-7 км, тогда как расстояние между ними и
интенсивно дислоцированным озом измеряется десятками километров. В строении субши¬
ротного отрезка, расположенного на юго-восточном побережье Кольского полуострова,
помимо напорных гряд, принимают участие ложбины стока талых ледниковых вод,
субпараллельные краю ледника и флювиогляциальные дельты. В среднем течении р. Усть-
Пялки, левого притока р. Пялицы, песчано-галечные отложения флювиогляциальной дель¬
ты сменяются в северном направлении алеврито-глинистыми озерно-ледниковыми осад¬
ками. В 10 км к югу от основного ансамбля форм внешней полосы маргинального пояса
развиты напорные моренные гряды, вытянутые вдоль берега Белого моря.
Наиболее молодой пояс краевых ледниковых образований (пояс I) тяготеет к западной
части региона. В северной и центральной частях Кольского полуострова его конфигурация
существенно уточнена путем детального дешифрирования аэрофотоматериалбв и отличает¬
ся от приведенной в более ранней работе [15]. Вследствие значительной пересеченности
рельефа западной части региона сложно и выделять и коррелировать фрагментарно
развитые останцы краевых образований внутренней полосы этого маргинального пояса.
Севернее Хибинских гор с некоторой долей условности мы относим к ним крупные гряды,
развитые южнее Ура-губы, восточнее долины реки Колы в ее среднем течении и восточнее
северного окончания оз. Имандра. Все они сложены флювиогляциальными отложениями и,
по меньшей мере, вблизи Ура-губы и восточнее оз. Имандра перекрыты мореной. В первом
местонахождении проксимальная часть флювиогляциальных образований интенсивно
дислоцирована [15]. Граница предполагаемого положения края льда в промежутке между
Ура-губой и Хибинскими горами реконструирована в соответствии с рельефом местности.
Южнее ледник, видимо, огибал Хибинские и Кандалакшские горы, вдаваясь в депрессию
между ними. Далее следы его деятельности в виде крупных гряд, сложенных с поверхности
мореной, отчетливо прослеживаются вблизи вершины Кандалакшского залива Белого моря,
а еще южнее сложенные флювиогляциальными отложениями гряды развиты в окрестностях
озер Ковдозера, Тикшозера и Топозера. Эти гряды фактически являются северным
продолжением маргинальных образований ругозерской стадии Карелии, сопоставляемой со
стадией салпаусселькая I Финляндии [12]. Карельские исследователи сначала и относили их
к данной стадии, а затем значительно южнее выделили полосу ругозерских краевых гряд,
протянувшуюся из окрестностей рз. Ругозера к побережью Белого моря севернее
Беломорска [12]. Таким образом указанные гряды были исключены из разряда краевых, к
сожалению, без рассмотрения условий их формирования.
Внешняя полоса стадиальных гряд напорных и напорно-насыпных морен в северной
части региона является продолжением краевых образований полосы Тромсё - Линген се¬
верной Норвегии [16] и прослеживается субширотно от границы с Норвегией до западного
побережья Кольского залива. Далее довольно отчетливо выделяется субмеридиональный
отрезок этой полосы, протянувшейся от восточного побережья Кольского залива в направ¬
лении северных предгорий Хибинских гор. Восточнее Хибин краевая моренная гряда раз¬
вита на западном и восточном побережьях оз. Умбозеро. Южнее положение края ледника
маркируется главным образом маргинальными уступами и разрозненными небольшими
3*
67

грядками напорных морен на западной границе островной возвышенности, а также грядой
насыпной морены, вытянутой поперек Кандалакшского залива. Экман и Ильин [12] не без
оснований полагают, что положа краевых гряд этой стадии продолжается далее в акватории
Белого моря в непосредственной близости к Карельскому берегу.
Длина гряд напорных морен обычно составляет менее 1,5 км, высота — 5-7 м, редко
превышая 10 м. Напорно-насыпные гряды, как правило, крупнее. Внутреннее строение гряд
изучено у пос. Спутник, в долине р. Печенги [15] и на восточном побережье оз. Умбозеро.
Во всех местонахождениях в разрезах гряд хорошо видны тектонические чешуи, представ¬
ленные мореной, а долине р. Печенги еще и флювиогляциальными отложениями. В гряде на
умбозерском побережье моренные чешуи смяты в поперечные складки.
На юго-западе Кольского региона между краевыми образованиями пояса I и р. Тумча
развиты две полосы напорных гряд, условия образования которых пока не выяснены.
Условия формирования поясов краевых образований. В предыдущем разделе показано,
что полно представленные краевые пояса состоят из внутренней и внешней полос.
Внутреннюю полосу образуют маргинальный оз и крупные флювиогляциальные дельты, а
внешнюю - главным образом напорные моренные гряды. В озах и дельтах внутренней
полосы сконцентрировано огромное количество обломочного материала. Столь большие
массы водно-ледниковых осадков могли накопиться скорее всего в периоды межстадиаль¬
ных потеплений. Обязательным условием возникновения оза и дельт, судя по их геомор¬
фологической позиции, являлось наличие водоемов перед краями ледяных лопастей. Все
эти водные бассейны, представляющие собой хорошие аккумуляторы атмосферного тепла,
способствовали сравнительно быстрой выработке крутого передового склона ледника и в
летние месяцы существенно активизировали таяние льда. Крутосклонность льда, контакти¬
рующего с водоемом, видимо имела очень важное значение, поскольку на современных
ледниках только у таких склонов создаются благоприятные условия для накопления
мощных толщ насыпных образований. Результаты изучения разрезов маргинального оза
пояса II [15] свидетельствуют, что обломочный материал, слагающий оз, сползал по
ледяному склону, претерпевая незначительную водную переработку. Возможно в крупные
приледниковые водоемы поступал также и хорошо дифференцированный по крупности
обломочный материал, поставляемый потоками талых вод по подледным тоннелям. В таких
случаях в водоемах могли накапливаться глины. Маргинальные озы и дельты после фор¬
мирования были в той или иной степени деформированы, очевидно вследствие наступления
ледника в периоды стадиальных похолоданий. К сожалению условия залегания осадочных
толщ, слагающих озы, изучены недостаточно. Однако по характеру их поверхности можно
предположить, что при деформировании озов обломочный материал сминался в складки,
формировались тектонические чешуи и проявлялся диапиризм. Сделанное предположение
косвенно подтверждается тем, что аналогичные процессы протекали при образовании
напорной моренной гряды, примыкающей к проксимальному склону маргинального оза
пояса II [15]. В случае разрыва оза перемещению отторженцев от мест их первоначального
залегания могли способствовать наличие глин в озерных депрессиях и фрагментарно
развитого на земной поверхности тонкого ледяного панциря на пути перемещения ледника.
Новые границы распространения ледниковых лопастей в основном маркировались
напорными моренными грядами. Следует отметить, что формирование напорных гряд и
деформирование маргинальных озов были вызваны одной причиной - реактивацией
ледника - и происходили при наступлении последнего. Рассмотрим далее условия обра¬
зования всех маргинальных поясов Кольского региона (рис. 1).
Пояс IV. При его формировании в период межстадиального потепления материковый лед
полностью покрывал Кольский полуостров, заполнял Беломорскую котловину и занимал
широкую полосу баренцевоморского шельфа. Динамика изменения уровня Баренцева моря
на протяжении последнего оледенения не установлена. Тем не менее, судя по литературным
данным, приведенным в обобщающей работе [17], уровень Мирового океана во время
последнего оледенения максимально снижался на 100-130 м. Такое понижение имело место
в период максимума оледенения или очень близкий к нему. Глубины распространения
большинства рассматриваемых гряд, как отмечалось, составляют 100 и более метров, что
позволят говорить об их формировании у края льда, спускавшегося в море. Причем, судя по
80-метровой глубине моря над самой восточной грядой, образование гряд не могло
происходить при наиболее низком положении уровня моря. При последующем стадиальном
похолодании ледник продвинулся значительно севернее насыпных гряд и достиг
максимального распространения в регионе.
Пояс III. В межстадиальный период материковый лед охватывал весь Кольский полу¬
68

остров, большую часть Беломорской котловины и сравнительно узкую прибрежную полосу
баренцевоморского шельфа. В этот период у северо-восточного края ледяного массива,
контактировавшего с морем, образовались насыпные гряды, развитые на шельфе. Они
распространены на глубинах, которые близки или превышают минимальные отметки
уровня Мирового океана в период его максимального понижения. Что касается гряды Кей¬
ва II, то она начала формироваться между двумя массивами льда и в этом смысле вполне
справедливо на карте четвертичных отложений [18] рассматривается в качестве
межлопастной. Однако впоследствии на обширном пространстве от озера Бабьего на
востоке возможно до р. Варзуги на западе между лопастями образовался обширный водоем,
примыкающий с юга к Кейве II. После возникновения водоема в пределах его распрост¬
ранения кейвская гряда продолжала формироваться уже как маргинальный оз.
Во время последующего стадиального похолодания, вследствие реактивации ледника,
лопасть льда, располагавшаяся севернее гряды, в промежутке между оз. Бабьим и
р. Варзугой продвинулась в южном направлении. При этом Кейва II была деформирована на
всем протяжении, и один из ее фрагментов перемещен примерно на 15 км к юту. Перед
краем ледника местами образовались гряды напорных морен и ложбины стока талых
ледниковых вод. В период похолодания лед несомненно продвинулся и в пределы барен¬
цевоморского шельфа. Однако в этой области граница его распространения не установлена.
Пояс II. На протяжении всего или большей части межстадиального потепления мате¬
риковый лед занимал лишь западную половину региона и только в Беломорской котловине
его лопасть располагалась значительно восточнее, почти достигая Горла Белого моря. В
замкнутых депрессиях, где местами находился край ледника, постепенно накапливались
талые ледниковые воды, образуя озера. Судя по характеру рельефа, наиболее крупные
приледниковые водоемы существовали севернее Ловозерского горного массива и в Бело¬
морской котловине. Именно в них накопились мощные толщи плохо сортированного
обломочного материала, сползавшего по крутым ледяным склонам. Они слагают гряды на
континенте и, вероятно, в Беломорской депрессии. В период последующего похолодания
ледник продвинулся к востоку, особенно значительно в котловине Белого моря. При этом
он в различной степени деформировал маргинальный оз, местами перекрыв его мореной, и
создал внешнюю полосу краевых образований. Субмеридиональный отрезок внешней
полосы пояса II формировался в условиях свободного стока талых вод за пределы массива
активного льда, тогда как при образовании субширотного отрезка этой полосы перед краем
ледника располагались подпрудные озера [10]. Соответственно субмеридиональный отрезок
внешней полосы представлен напорными моренными грядами, а в строении субширотного
отрезка наряду с такими грядами участвуют и флювиогляциальные дельты. Следует
отметить, что в период накопления толщи ленточных глин в подпрудном озере,
приуроченном к долине р. Усть-Пялки, лед, очевидно, сохранял активность, поскольку
только активный лед может подпруживать большие массы талых вод [19]. Напорные
моренные гряды, развитые южнее субширотного отрезка внешней полосы пояса, сфор¬
мировались, вероятно, вследствие повторной, более слабой реактивации ледника возможно
на границе мертвого и активного льда.
Пояс I. Последовательность формирования рассматриваемого маргинального пояса не
отличалась от таковой более древних поясов, а именно: сначала во время межстадиального
потепления образовались флювиогляциальные гряды и дельты внутренней полосы, а затем
в период стадиального похолодания - гряды напорных и напорно-насыпных морен внешней
полосы. Во время потепления в средней части Кольского региона ледни^ местами достигал
вершинной поверхности горного массива Чуна-, Монча-, Волчьих тундр, к подножию вос¬
точных склонов которых вытаявший из льда обломочный материал поставляли по депрес¬
сиям потоки талых ледниковых вод, формируя здесь дельты; на севере и юге региона
насыпные гряды возникали по берегам приледниковых озер в пределах участков менее
пересеченного рельефа. При наступлении ледника в период похолодания отложения
внутренней полосы были в той или иной степени, деформированы.
Предполагаемый возраст маргинальных поясов. Мы располагаем ограниченным коли¬
чеством данных для оценки времени формирования краевых поясов Кольского региона.
Наиболее определены материалы по поясам I и II. Их мы и рассмотрим в первую очередь.
Внешняя полоса пояса I, как отмечалось, является продолжением моренных гряд полосы
Тромсё-Линген. Возраст образований этой стадии в Кольском регионе точно не определен,
а в Норвегии оценивается в 10 000 - 11 000 лет до н.в. [16], т.е. соотносится с похолоданием
позднего дриаса. Что же касается напорно-насыпных гряд внутренней полосы этого пояса,
то она могла сформироваться только в период предшествующего межстадиала - аллерёда.
69

Рис. 5. Климатические изменения на протяжении позднего плей¬
стоцена и голоцена, реконструированные по результатам палино¬
логического изучения озерных осадков на острове Андё [3], - (А)
и микрофаунистического исследования морских отложений в
Норвежском желобе Северного моря [ 1 ], - (Б)
Пунктирные линии на графике Л около 20 000 и 19 000 лет отве¬
чают двум эпизодам, во время которых озеро было перекрыто
материковым льдом. График Б трансформирован во временную
шкалу. На нем увеличение содержания раковин Neogloboquadrina
pachyderma (правостороннё закрученных) фиксирует похолодания
\
Наиболее определенным представляется аллерёдский возраст насыпных гряд вблизи вер¬
шины Кандалакшского залива Белого моря, поскольку в конце аллерёда Беломорская
котловина была частично или полностью свободна ото льда [20]. В аллерёде же, судя по
результатам палеомагнитных исследований ленточных глин, в долине р. Усть-Пялки су¬
ществовал приледниковый водоем. Он образовался вследствие подпруживания речной
долины льдом, продвинувшимся к северу в период стадиального похолодания. Сопостав¬
ление вариаций склонения и наклонения по разрезу дистальных ленточных глин Усть-
Пялкского озера с региональной магнитохронологической шкалой позднего валдая одно¬
значно указывает на сходство кривых в интервале 11 600- 12 200 лет назад [15]. Если
учесть, что Кольский полуостров расположен севернее территории южной Карелии, для
которой построена магнитохронологическая шкала, то корреляция кривых склонения и
наклонения будет еще более близкой. Это дает основание соотнести краевые ледниковые
образования внешней полосы пояса II (ревдозерская стадия) с похолоданием древнего
дриаса, предшествовавшим аллереду, и сопоставить их с ругозерской (невской) стадией
последнего оледенения, выделяемой в пределах юго-восточной окраины Балгайского щита.
Приведенные данные по Кольскому региону хорошо согласуются с результатами изучения
керна морских отложений из Норвежского желоба Северного моря Леманом и Кейгвиным
[1] (рис. 5Б). Эти авторы, установили, что значительное потепление имело место между
70

~ 13 100 и - И 200 лет до н.в. (похолодание позднего дриаса). Оно прерывалось двумя
похолоданиями, начинавшимися около 12 500 и 11 700 лет до н.в. Во время первого из них,
как отмечалось, возникла внешняя полоса гряд пояса II, а во время второго - напорная
моренная гряда, расположенная вблизи юго-восточного берега Белого моря южнее гряд
указанной полосы.
Оценка времени формирования внутренней и внешней полос маргинальных образова¬
ний поясов III и IV в настоящее время может быть сделана весьма условно. Основой
такой оценки послужат графики климатических изменений в позднем плейстоцене [1, 3]
(рис. 5).
Так, стадиальная подвижка льда, вызвавшая деформации гряды Кейвы II и формирование
гряд внешней полосы пояса III вероятно была обусловлена похолоданием между 14 700 и
13 400- 13 000 лет до н.в. [1, 3], а сама Кейва II и гряды внутренней полосы этого пояса
возникли в связи с потеплением, имевшим место в интервале от 14 700 до 16 100 лет до н.в.
[3] Оценка возраста стадиальной подвижки вполне удовлетворительно подтверждалась
материалами геолого-геофизического изучения ленточных глин на смежной территории
Карелии, согласно которым продвижение ледника охватывало период от ~ 14 100 до
~ 13 200 лет до н.в. [12]. Однако новейшие исследования показали, что хронологические
реконструкции в интервале 13 000 — 16 000 лет до н.в., опирающиеся на материалы по
пудожскому разрезу глин Карелии, некорректны, поскольку глины указанного разреза
накопились значительно позже: в конце аллерёда - начале пребореала [21].
Максимального распространения в Кольском регионе покровный ледник достиг вследст¬
вие похолодания между 16 000 и 17 000 лет до н.в., а формирование гряд внутренней полосы
пояса IV было обусловлено предшествующим потеплением. Это потепление имело место
либо около 17 100, либо 18 000 лет до н.в. Различие приведенных оценок объясняется тем,
что небольшой перегиб кривой в интервале 17 100 - 17 700 лет (рис. 5А) может отвечать
похолоданию и потеплению, подобно тому как это имеет место в интервале 12 500 -
12 900 лет, но может, вероятно, отражать и менее значительные изменения климата. При
всей условности хронологической оценки максимума развития оледенения в Кольском
регионе мы вынуждены подчеркнуть, что здесь явно не набирается материальных
свидетельств, которые позволили бы эту оценку существенно удревнить и приблизить к
таковой на южном и западном флангах последнего оледенения, а именно к 20 000 - 22 000
лет до н.в. Тем более, что гряды внутренней полосы самого древнего маргинального поя¬
са IV, как отмечалось, сформировались в период, когда уровень Мирового океана распо¬
лагался существенно выше его минимальных отметок, примерно отвечающих максимуму
последнего оледенения.
Заключение
Материалы изучения краевых ледниковых образований Кольского региона показывают,
что в районе исследований после достижения покровным ледником максимального рас¬
пространения сформировались три пояса маргинальных образований, отвечающие трем за¬
ключительным межстадиально-стадиальным климатическим циклам позднего плейстоцена.
Эти пояса, состоящие из существенно отличающихся по составу и строению внутренней и
внешней полос краевых образований, последовательно смещались во времени в сторону
центрально-ледниковой области или главного ледораздела щита, тяготевшего к Скандинав¬
ским горам.
Как количество закономерно сменяющих друг друга событий в истории эволюции
последнего покровного оледенения на его северо-восточном фланге, так и их возрастные
оценки позволяют заключить, что ледник достиг здесь максимального распространения
позднее, чем на западном или южном флангах. Действительно, в Кольском регионе уста¬
новлено всего четыре стадии оледенения, отвечающих стадиям салпаусселькя, невской,
лужской и, вероятно, крестецкой более южных районов развития олёденения. Маргиналь¬
ные образования более древних стадий последнего оледенения в регионе отсутствуют.
Наметившийся феномен — разновозрастность краевых образований на разных флангах
последнего оледенения - обусловлен, вероятно, как особенностями рельефа территории,
покрывавшейся льдом, так и палеогляциологическими факторами. Раннему (около 20-22
тыс. лет назад) достижению предела распространения ледника на западном фланге спо¬
собствовали Скандинавские горы, сравнительно недалеко от подножия склонов которых
этот фланг и располагался. Примерно в то же время ледник наиболее далеко продвинулся к
югу, поскольку центрально-ледниковая область, вероятно, тяготела к южной половине гор.
71

И лишь позднее, когда эта область в ходе деградации ледника на юге и западе сместилась к
северу, ледник достиг предела распространения на северо-востоке, в Кольском регионе.
Авторы отдают себе отчет в том? что вопрос о синхронности или гетерохронности при¬
нимаемого большинством геологов периметра распространения последнего скандинавского
оледенения нельзя считать окончательно решенным. Однако мы надеемся, что уже в бли¬
жайшее время будут получены новые и геологические, и хронологические подтверждения
относительной молодости северо-восточного фланга Скандинавского ледяного щита2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Lehman SJ., Keigwin L.D. Sudden changes in North Atlantic circulation during the last deglaciation // Nature.
1992. V. 356. P. 757-762.
2.	Johnsen SJ., Clausen H.B., Dansgaard W. et al. H Irregular glacial interstadials recorded in a new Greenland ice
core // Nature. 1992. V. 359. P. 311-313.
3.	Aim T.f Vorren K.-D. Climate and plantes during the last ice age // Plant life. Univ. Troms0, Troms0 Museum. -
Troms0, 1993. P.4-7.
4.	Yevzerov V.Ya., Nikolaeva S.B. Belts of Late Weichselian marginal glacial formations on the Kola Peninsula and
the Belomorian depression // Quaternary deposits and neotectonics in the area of Pleistocene glaciation. Minsk, 12-
16 May 1997. P. 74-75.	'	'
5.	Yevzerov V.Ya. Deglaciation of the Kola region, Northwest Russia // Field sympos. on glacial processes and
quaternary environment in Latvia. Riga, 25-31 May 1998. P. 68-70.
6.	Ramsay W. Uber die Geologische Entwicklung der Halbinsel Kola in der Quartarzeit // Fennia. Helsingfors. 1898.
V. 16. № 1 161 p.
1 ..Полканов А.А. Очерк четвертичной геологии северо-западной части Кольского полуострова // Тр. Сов.
секции Междунар. ассоц. по изуч. четвертичного периода (INQUA). 1937. Вып. 3. С. 63-80.
8.	Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1960. 233 с.
9.	Никонов А.А. Развитие рельефа и палеогеографии антропогена на западе Кольского полуострова. Л.:
Наука, 1964. 181 с.
10.	Евзеров В.Я. Специфика формирования маргинальных гряд поздневалдайского ледникового периода
в условиях арктического климата // Геоморфология. 1996. № 2. С. 64-71.
11.	Евзеров В.Я., Самойлович Ю.Г. Реконструкция северо-восточной краевой области скандинавского
ледникового покрова в поздневалдайской время // Геоморфология. 1998. № 1. С. 65-70.
12.	Ектап /., lljin V. Deglaciation, the Yonger Dryas end moraines and their correlation in the Karelian A.S.S.R. and
adjacent areas // Eastern Fennoscandian Youngeer Dryas end moraines. Field conference North Karelia, Finland and
Karelian ASSR. Geol. Survey finland. Opasguide 32; Reinio H., Saarnisto M. (eds) // Espoo. 1991. P. 73-99.
13.	Стрелков C.A., Евзеров В.Я., Кошечкин Б.И. и др. История формирования рельефа и рыхлых отло¬
жений северо-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1976. 164 с.
14.	Бахмутов В.Г., Евзеров В.Я., Загний Г.Ф. и др. Условия формирования и возраст краевых образований
последнего ледникового покрова на юго-востоке Кольского полуострова // Геоморфология. 1991. № 2.
С. 52-58.
15.	Yevzerov V.Ya. (Ed.).' Eastern Fennoscandian Younger Dryas end moraines and deglaciation // Excursion guide.
Apatity, 1993. 66 p.
16.	Andersen B.G. The deglaciation of Norway 15000-10000 B.P. // Boreas. 1979. V. 8. P. 79-87.
17.	Jelgersma S., Tooley M.J. Sea-level changes during the recent geological past // J. Coastal Res. Spec. Issue:
Holocene Cycles: Climate, Sea Levels and Sedimentation. 1995. № 17. P. 123-139.
18.	Niemela J., Ekman I., Lukashov A. (Eds.) Quaternary deposits of Finland and Northwestern part of Russian
Federation and their resources. Scale 1 : 1 000 000. Espoo: Geol. Survey Finland. 1993.
19.	Glen J.W. The stability of ice-dammed lakes and other water-holes in glaciers // J. Glaciol. 2. 1954. P. 316-319.
20.	Kolka V.V., Yevzerov V.Ya., MpllerJJ. et al. Postglacial sea-level change at Umba, Kola Peninsula, northern
Russia // Second Quaternary Environment of the Eurasian North (QUEEN) workshop. Saint-Peterburg, Russia,
5-8 February 1998. P. 27.
21.	Wohlfarth BB., Brunnberg L., Bennike O. et al. The timing of the ice recession in Karelia: an unsolved question //
Second Quaternary Environment of the Eurasian North (QUEEN) workshop. Saint-Peterburg, Russia, 5-8 February
1998. P.53.
Геологический институт	Поступила в редакцию
Кольского научного центра РАН	08.12.98
2 Авторы благодарны Ю.Г. Самойловичу за предоставление систематизированных им материалов по
ледниковым образованиям баренцевоморского шельфа.
72

MARGINAL GLACIAL FORMATIONS OF KOLA REGION, NORTH-WEST RUSSIA
V.Ya. YEVSEROV, S.B. NIKOLAYEVA
Summary
In the Kola region four belts of marginal formations of the Scandinavian ice sheet were formed during the Late
Weichselian glaciation. These belts correspond to four interstadial cycles of the Late Pleistocene. They moved gradually
towards the main ice divide situated near the Scandinavian mountains. However ice spreads a considerably larger area
during each phase of stadial cooling than during previous phases of interstadial warming. The ice sheet reached its
maximum in the Kola regions later than on the western or southern flanks of the Late Weichselian glaciation.
УДК 551.435.6(479.24)
© 2000 г. М.П. ЖИДКОВ
УСЛОВИЯ ВОЗНИКНОВЕНИЯ КРУПНЫХ ОБВАЛЬНО-ОПОЛЗНЕВЫХ
СМЕЩЕНИЙ НА БОЛЬШОМ КАВКАЗЕ1
В процессах формирования рельефа крупных горных сооружений и в жизни людей,
обитающих в этих горах и на связанных с ними равнинах, заметную роль играют крупные
обвально-оползневое смещения. Обычно они наносят большой ущерб населению. В каче¬
стве примеров можно привести не только легендарные селения, заваленные обвалами Рицы
с горы Пшегишхве 250-300 лет назад [1] и обвалом озера Козенойам [2], но и недавнюю
гибель селений Чорди и Хохети в Грузии в 1991 г., когда землетрясение спровоцировало
многочисленные оползни и камнепады. Крупные обрушения, как правило, возникают
внезапно и в неожиданных местах. Грандиозные обрушения, разрушая горное сооружение,
создают новые формы рельефа и географические объекты, озерные котловины, озера и их
подпруды - перемычки в узких ущельях. В горах крупные озера, подпруженные гравита¬
ционными смещениями, становятся важными хозяйственными объектами - водохранили¬
щами, местами отдыха и ловли рыбы.
Высокие хребты, глубокие долины, тектоническая подвижность, нередкие землетрясе¬
ния - все это характерно для Большого Кавказа и создает здесь внушительный потенциал
для гравитационных смещений больших масс пород вниз по склонам. Многочисленные
оползни и обвалы возникали при известных кавказских землетрясениях: Махачкалинском
1970 г., Рачинском 1991 г., Шемахинском и др. Велико число древних обвалов и оползней.
Обвалы и оползни, имеющие линейные размеры в сотни метров, а иногда и несколько
километров, подпруживают ряд современных крупных озер Б. Кавказа. Знаменитые озера
Рица и Амткел, Козенойам и Абрау возникли в результате крупных обвально-оползневых
смещений недавнего исторического прошлого. Крупные обвально-оползневые смещения
обычно вызываются землетрясениями, но иногда возникают и без очевидных причин.
Обвал, образовавший озеро Кведруло в Грузии в 1896 году и огромный Мочохский оползень
в Дагестане 1963 года возникли без землетрясений. Крупные обвально-оползневые
смещения могут возникать неподалеку одно от другого, а иногда даже на одном и том же
месте. Так по наблюдениям М.А. Богачкина и Е.А. Рогожина [3], селение Чорди, заваленное
оползнем 1991 г., было построено на древнем оползневом теле. На перемычку озера
Кведрула, образованного обвалом в 1896 г., в 1991 году сошла небольшая каменная лавина.
Исследования пространственных и временных закономерностей, а также морфострук¬
турных условий образования крупных обвально-оползневых смещений многочисленны.
Сами объекты сложные и важные, их число постоянно увеличивается, потому что выяв¬
ляются неизвестные и возникают новые на наших глазах. Ниже предлагается еще одно
исследование данного явления.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64359).
73-

Крупные обвально-оползне
№
Название
смещения
Географическая привязка
Тип смещения
Длина,
м
Шири¬
на, м
Тол¬
щина,
м
1
Утриш
Мыс Утриш, 30 км к западу от
Новороссийска
Сейсмограви-
тационное сме¬
щение
1000
800
75
2
Озеро Абрау
7 км к западу от
Новороссийска
Сейсмогравита-
ционный оползень
1000
200
3
Котловинское
Гора Фишт
Блоковое смещение
2000
1000
4
Ахцу
Долина Мзымты
Обвал
>500
5
Рица
Бабсейн реки Бзыбь
Обвал
1000
4000
6
Инпси
(Дамхорс)
Верховья Белой
(река Цоахва)
Обвал
>500
7
Амткел
Кодорский хребет
Обвал
4000
1200
8
Ацгарское
Долина Чхалты
Обвал
2000
400
9
Бадукское
Бассейн Теберды
Обвал
>500
10
Акиба
Долина Авичиквы левого
притока Галидзги, восточнее
Ткварчели
Обвалы и скаль¬
ные смещения
3700
100
11
Абакура
Сванетский хр., хр. Бакалд
Обвалы
4000
300
12
Андырги
Верховья Баксана
Оползень крис¬
таллических
пород
2000
1000
13
Гоби
Лечхумский хр., левый борт
Ингури
Блоковые
смещения
7000
3000
14
Ушолта-
Шкмер
Северный склон Рачинского
хребта, в районе горы Хихата,
южнее города Они
Оползень в
коренных породах
400
250
15
Чорди
Долина Джоджоры, притока
Риони
Оползень
(глинистый)
1000
500
16
Хохиети
Место впадения Хохиети в реку
Гебура, правый приток Квирилы
Обвал коренных
пород
1500
17
Тбети
Долина Квирилы
Оползень
коренного блока
400
200
18
Паца
Долина р. Паца - приток
Большой Лиахвы
Каменный обвал
500
500
19
Кведрула
В долине правого притока
Джоджоры
Обвал коренных
пород
1500
500
74

вые смещения на Большом Кавказе
Объем,
млн. м3
Время образова¬
ния
«
№ узла,в
котором
смещение
находится
Расстоя¬
ние до бли¬
жайшего
пересече¬
ния, км
Некоторые последствия
Источник
информации
1-5 век
2
15
Возникли скалцьные уступы,
прибрежная равнина, остров,
мыс
[12, 14]
2-7 тыс. лет
4
8
Оползень образовал подпруду
озера Абрау
[12, 14]
Голоцен 11
11
10
[19]
1968 г.
12
5
Образовалось озеро длиной 1,7
км, глубиной' 17 м. Исчезло через
3 года
[15]
17 век
вне
22
Обвал образовал перемычку
озера Рица
[1, 15]
Голоцен
13
10
Обвал образовал подпруду озера
[15]
100
1891 г.
16
14
[12]
1963 г.
17
10
Обвал образовал плотину высо¬
той 30 м, на 3 дня перекрывшую
реку Чхалта
[27]
Голоцен
17
23
Обвал стал подпрудой
Бадукаских озер
Полевые
наблюдения
•
1900-1600 лет
назад
вне
13
Обвал загромоздил долину реки
Авичиквы. На притоке возник
водопад высотой 20 м
[12]
1600-500 лет
назад
28
10
[12]
Голоцен
вне
23
Оползень загромоздил дно
долины
[16]
100
1600-500 лет
назад
вне
18
Возникли скальные уступы,
обширные пространства с
холмисто-западинным рельефом,
небольшое озеро
[12]
2
1991 г.
33
5
[3]
15-25
1991 г.
33
8
Оползень завалил селение Чорди
[3]
30
1991 г.
вне
20
Обвал уничтожил селение
Хохиети (43 жителя), образовал
серию временных озер
[3]
1991 г.
вне
22
Оползень разрушил 1 дом в селе¬
нии Тбети, подпрудил р. Квири-
лу, образовав озеро длиной 300 м
[3]
1991 г.
35
7
Обвал подпрудил озеро 200 X
X 800 м, глубиной 10-15 м
[3]
1896 г.
33
8
Обвал с горы Клдеболзали обра¬
зовал запруду Кведского озера
[21]
75

№
Название
смещения
Географическая привязка
Тип смещения
Длина, м
Шири¬
на, м
Тол¬
щина, м
20
Галиат
Скалистый хребет, бассейн
Уруха, долина Сангутидона
Обвал, глыбы
до 10 м
3000
1000
21
Козенойам
Андийский хребет
Обвал
>1000
22
Хунзах
Долина Аварского Койсу
Обвал
>400
23
Дылым
Окрестности селения Дылым,
оползень в сторону реки Сала-Су
Оползень
300
500
24
Ахатли 1
Долина Сулака, 2 км западнее
селения Ахатли
Обвал
40
25
Ахатли 2
Долина Сулака, 3 км СЗ селения
Ахатли
Обвал
700
300
10
26
Ачи
Левый борт Сулака у селения
Оползень
27
Ст. Чиркей
Долина Сулака, 2 км
выше селения
Обвал
500
300
10
28
Ст. Чиркей 2
Долина Сулака
Обвал
1000
29
Мочохское
Хунзахский район, Дагестан
Оползень
1000
400
30
Кайнар
Долина р. Киш
(севернее Шеки)
Обвал
>400
31
Двориан
Долина Гирдыманчая
Оползень
1000
300
32
Лагич
Долина Гирдыманчая
Оползень
4000
1000
33
Сагиян
К западу от Шемахи
Оползень
700
500
Влияние климатических изменений и погодных условий на обвально-оползневые сме¬
щения исследовано во многих работах [4]. Отмечается интенсификация процессов гравита¬
ционного разрушения отдельных районов Б. Кавказа в эпохи с другими климатическими
условиями [5]. У южного подножия Скалистого хребта обвалы создали мощную толщу
брекчиевидных карбонатных отложений, формирование которых происходило в пе-
ригляциальных условиях среднего плейстоцена. Обвалы в ущельях рек Урух и Чегем в
Скалистом хребте датируются позднеплейстоценовым временем по речным и озерным
террасам [6]. И.С. Щукин [7] описал в долине Чегема древний обвал, образовавший с одной
стороны брешь в обрыве Скалистого хребта, а с другой заваливший русло Чегема и
образовавший плотину озера, возникшего в Ак-Топракской котловине (ак топрак - белая
глина). Озерные отложения постепенно заполнили котловину и теперь встречаются на
высоте до 170-190 м над современным руслом реки, пропилившей перемычку и постепенно
размывшей озерные отложения [7].
На Восточном Кавказе оползни развиты в районах, где среднегодовое количество осад¬
ков более 300-600 мм [8]. Интенсивность гравитационных процессов возрастает в периоды
повышенного увлажнения. В 1963 году среднемноголетнее количество осадков на Восточ¬
ном Кавказе, по данным метеостанции города Шемахи, было вдвое превышено - 980 мм
против 49*3 мм, что вызвало почти повсеместное движение оползней и образование новых
[8]. Отмечаемое в последние десятилетия глобальное потепление климата наблюдается
и на Б. Кавказе. Ю.В. Ефремов [9], проанализировав данные метеостанций городов
76

Объем,
млн. м3
Время образова¬
ния
№ узла, в
котором
смещение
находится
Расстоя¬
ние до бли¬
жайшего
пересече¬
ния, км
Некоторые последствия
Источник
информации
Голоцен
32
5
Возникло расширение долины
Полевые
наблюдения
<5000 назад
вне
10
Обвал образовал запруду озера,
возможно, завалил селение
[2]
Голоцен
47
10
Обвал загромоздил дно долины
крупными глыбами
Полевые
наблюдения
1
1970 г.
48
18
[1В]
10
1970 г.
48
13
[18]
3,5
1970 г.
48
10
[18]
1,2
1970 г.
48
10
Оползень подпрудил реку Сулак
[18]
1,5
1970 г.
48
5
Оползень временно подпрудил
реку Сулак
[18]
1830 г.
48
6
Обвал завалил часть селения
[18]
100
1963 г.
вне
20
Оползень образовал озеро
длиной 1250 м, шириной 400 м,
глубиной 50-60 м
[6]
Голоцен
56
7
Обвал загромоздил дно долины и
несколько увеличил ее ширину
Полевые
наблюдения
1667-68 г.
63
20
Оползень перекрыл дно долины и
несколько увеличил ее ширину
Полевые
наблюдения
1667-68 г.
63
13
Оползень уничтожил селение
Лача
Полевые
наблюдения
1828 г.
63
12
[12]
Сочи,Краснодара, Владикавказа и Тбилиси, пришел к выводу, что на фоне значительных
колебаний среднегодовых температур и осадков наблюдаются тренды их роста. Лишь в
Баку при повышении температур наблюдается тренд снижения количества осадков.
Происходящие изменения могут вызвать интенсификацию гравитационных смещений.
Кроме того, наблюдаемое в настоящее время и отмечаемое в специальных исследованиях
[4] значительное увеличение амплитуды и контрастности погодных условий (продолжи¬
тельные засухи, затем интенсивные ливни или и то и другое в соседних районах),
вызываемое глобальными изменениями климата, также способствует возникновению самых
разных катастрофических явлений.
Обвально-оползневые смещения разного масштаба и возраста на Большом Кавказе мно¬
гочисленны. Чтобы исследовать современные условия возникновения крупных обвально¬
оползневых смещений, необходимо ограничиться рассмотрением лишь современных и го¬
лоценовых смещений, поскольку климатические и морфоструктурные условия на Большом
Кавказе в более отдаленное время были существенно иными.
Крупные обвально-оползневые смещения на Б. Кавказе. По результатам анализа ли¬
тературных материалов и собственных полевых наблюдений были собраны данные о
33 современных и голоценовых крупных обвально-оползневых смещениях на Б. Кавказе
(таблица). К крупным отнесены смещения, имеющие один из линейных размеров (длина,
ширина или толщина) более 400 м.
77

Схема морфоструктурного районирования Большого Кавказа, результаты распознавания
Морфоструктурные линеаменты: 1 - продольные первого ранга, 2 - поперечные первого ранга, 3 - продоль¬
ные второго ранга, 4 - поперечные второго ранга, 5 - продольные третьего ранга, 6 - поперечные третьего
В ряде исследований отмечаются крупные гравитационные смещения, возникшие в про¬
шлые геологические этапы, историческое время и совсем недавно, в других - анализируют¬
ся условия возникновения оползней и обвалов [5, 8, 10, 11]. В работе В.С. Хромовских и
соавторов [12] содержится сводка данных о крупных гравитационных смещениях, возникших
вследствие землетрясений. В каталоге палеосейсмодислокаций Кавказа собраны данные о
57 объектах, связанных с известными землетрясениями и 100 группах отдельных форм -
палеосейсмодислокациях [13]. Подробные описания гравитационных смещений Западного
Кавказа имеются в работах А.Б. Островского [14 и др.]. Большинство крупных дислокаций
черноморского побережья Западного Кавказа датируются ранне-, средне-, и позд¬
неплейстоценовым временем [10], поэтому в рассматриваемый перечень из западнокавказс¬
ких попали лишь сейсмогравитационные смещения Утриша и гигантские оползни, обра¬
зующие перемычку озера Абрау, относимые к более позднему времени (таблица).
Обвалы, образующие перемычки озер Рица, Амткел и Козеной Ам хорошо знакомы
многим не только по описаниям [1, 2, 15], но и по личным впечатлениям. Так же как опол¬
зень коренных пород в верховьях Баксана [16] и обвалы Бадукских озер в бассейне р. Те-
берды (таблица). Судя по современным наблюдениям, народные легенды точно и емко пе¬
редают процесс образования обвалов и озер Рица и Козеной Ам. По абхазской легенде,
предсказанной Ю.К. Ефремовым [17] озеро Рица было карой божьей. Раньше озера не
было. Текла река, на берегу которой жила вдова по имени Рецха, с множеством голодных
детей. Ради них она украла у богатого князя хлеба. За это князь побил вдову. Та прокляла
его. От проклятия затряслась земля, раскололась гора Пшегишхве и обрушилась вниз,
загородив реку. Так образовалось озеро Рица. Таким образом, это событие было на памяти
людей. Землетрясение вызвало образование крупного обвала, запрудившего реку. Сходна
78

44
ранга Морфоструктурные узлы и их номера (по А.Д. Гвишиани и др. [26]): 7 - высокосейсмичные, 8 - низ¬
косейсмичные: 9 - эпицентры землетрясений с М > 5,5; 10 - крупные современные и голоценовые грави-
тационные смещения
история образования озера Козейной Ам. Оно возникло как кара жителям селения Эизенои
за их прегрешения. Спаслись лишь добрая вдова и ее семейство. В данном случае земля
разверзлась и поглотила аул Эйзеной, а на месте, где был аул образовалось озеро. Катаст¬
рофу вероятно также вызвало землетрясение, потому что сначала раскрылась земля, затем
был поглощен аул, а уже затем возникло озеро. Крупные оползни и обвалы Рачинского
1991 г и Дагестанского 1970 г. землетрясений всесторонне изучены, и описаны 13, 1» и Др-J-
Менее известны крупные оползни и обвалы Юго-Востока Большого Кавказа. Интересны
два крупных оползня в долине реки Гирдыманчай. Один в районе селения Лагич, на склонах
горы Кабандаг, другой - возле селения Двориан. Оползневые цирки (ниши срыва) имеют
крутые склоны высотой более ста метров и выглядят совершенно свежими, как и сами
оползневые тела, вероятно вследствие продолжающихся подвижек. Концы оползневых тел
перекрывают дно долины и прорезаны руслом реки на 10-15 м. Интересно, что падение
пород горы Кабандаг должно было бы препятствовать формированию оползней и обвалов.
Пласты известняков, песчаников и сланцев падают под углом около 40-50 в обратную от
оползня сторону. Оползневые и обвальные массы, текущие с горы Кабандаг, распластаны в
длину примерно на 4 км и в ширину на 1 км. В пределах оползня выделяется более молодая
часть, которая как бы вложена в тело древнего, и имеет относительно выровненную по¬
верхность, ровнее растекшейся массы. Б.А. Будагов [8] отмечает, что в 1963 г. вновь обра¬
зовавшиеся на юго-западных склонах горы Кабандаг оползни продвинулись на расстояние
более 3 км. Молодые подвижки были вызваны не сейсмоударами, а повышенным увлажне-
НИеОползень у селения Двориан возник в месте поворота долины реки Гирдыманчай с
продольного, параллельного осевой части Кавказа, юго-восточного направления на секу-
79

щее, юго-западное. Оползневая масса выглядит, как конус выноса, начинающийся от почти
вертикальных стенок цирков - ниш срыва. У южного края оползневой массы расположено
селение Двориан. Крупные обвалы и оползни в долине Гирдыманчая связываются с
сильнейшим землетрясением 1668 г., во время которого оползнем было погребено селение
Лача [19]. В каталоге И. Мушкетова и А. Орлова [20] об этом землетрясении написано
следующее. "В 1667 г. в г. Шемахе были постоянные землетрясения в течение трех месяцев,
причем не только множество зданий было разрушено, но и некоторые горы провалились;
дороги до такой степени испорчены, что караваны должны были отыскивать новые пути; до
80 000 человек погибло". По некоторыми оценкам [21] это было сильнейшее историческое
землетрясение Б. Кавказа.
Так же мало известен обвал озера Кведрула, которое находился в Грузии, в бассейне
р. Риони. В верховьях р. Кведрула, правого притока р. Джоджоры (приток Риони), на абсо¬
лютной высоте более полутора километров, в 1896 г. произошел обвал части горы
Клдебодзали (высота 2250 м). Место отрыва обвала — обнаженные скалистые утесы, сложен¬
ные кремнистыми известняками, хорошо видно издалека. Обвалившаяся масса образует
обломочный поток шириной 0,5 км и длиной 1,5 км. Хаотичное нагромождение глыб, неко¬
торые^ размером с дом, перегораживают дно долины р. Кведрула и подпруживают озеро
длиной 1 км и шириной 300-350 м [21]. В 8 км к западу от обвала находится селение Кведи.
Местные жители хорошо помнили возникновение обвала 1896 года. Его возникновение не
связывается с землетрясениями.
Морфоструктурное положение крупных голоценовых и современных обвально-ополз¬
невых смещений. На Малом Кавказе такие смещения приурочены к морфоструктурным
узлам - местам пересечений линеаментов [22, 23], выделяемым с помощью методики фор¬
мализованного морфоструктурного районирования [24] для распознавания мест возможного
возникновения землетрясений. Аналогичная схема была составлена на территорию
Б. Кавказа в масштабе 1 : 1000000 (рисунок). Наиболее полное описание схемы приведено в
работах [25, 26]. Результаты распознавания цест возможного возникновения землетрясений
изложены в статье [26].
Все 33 крупных, современных и голоценовых обвально-оползневых смещений, сведения о
которых собраны, оказались не далее 25 км от точек пересечения линеаментов. Так же,
как на Малом Кавказе. Однако из них 8 смещений оказались вне морфоструктурных узлов.
В их числе обвалы озер Рица и Козенойам. Тем не менее, ^/4 смещений приурочены к мор¬
фоструктурным узлам. Почти все дислокации, кроме Мочохского оползня 1963 года, рас¬
положены вблизи зон линеаментов. Палеосейсмодислокация Гоби, выявленная и исследо¬
ванная В.С. Хромовских и соавторами [11], находится вне узла, но вблизи его границ.
Принимая^ во внимание, что морфоструктурные узлы занимают менее четверти рас¬
сматриваемой территории, приуроченность крупных современных и голоценовых обвально¬
оползневых смещений к ним очевидна. Большинство таких смещений было вызвано
землетрясениями, поэтому они в основном приурочены к высокосейсмичным узлам 2, 17,
33, 48., 63 (рис.), в которых уже были или прогнозируются землетрясения 4, 11, 12, 13, 22, 56
[26]. Последнее обстоятельство может служить подтверждением верности ранее сделанного
прогноза. Наличие смещений в слабосейсмичных узлах 16, 25, 35, 47 указывает на их
образование без сейсмических ударов.
Таким образом, крупные современные и голоценовые обвально-оползневые смещения на
Б. Кавказе приурочены к морфоструктурным узлам, что вполне естественно следует из их
известных свойств. Морфоструктурные узлы характеризуются большей тектонической
подвижностью и дифференцированным рельефом, чем зоны линеаментов, а те - чем
разделяемые ими блоки [25]. Как отмечается [И], сейсмогравитационные формы связаны
преимущественно с местами резкорасчлененного рельефа, где преобладает склоны повы¬
шенной крутизны. Приуроченность крупных обвально-оползневых смещений к морфо¬
структурным узлам Большого Кавказа позволяет ставить здесь задачу распознавания узлов,
в которых возможно образование крупных обвально-оползневых смещений.
В связи с наблюдаемыми здесь трендами роста температур воздуха и увлажнения, в
будущем землетрясения будут чаще вызывать крупные обвально-оползневые смещения са¬
мых разных масштабов. Рачинское землетрясение 1991 года в Грузии может служить пря¬
мым подтверждением этому выводу.
80

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	КогоитилиЛ.В. О развитии неотектонического рельефа Грузии. Тбилиси: Мецниереба, 1975. 305 с.
2.	Рыжиков В.В. Озеро Кезеной-ам. Грозный: Грозненский рабочий, 1965. 30 с.
3.	Богачкин М.А., Рогожин ЕЛ. Неотектоническое строение и сейсмодислокации эпицентральной области
Рачинского землетрясения // Геоморфология. 1993. № 1. С. 57-72.
4.	Хмелева Н.В., Самойлова АЛ. Опыт оценки роли атмосферных осадков при стационарных иссле- ,
дованиях экзогенных процессов в rof>ax // Геоморфология. 1993. № 4. С. 61-67.
5.	Думитрашко Н.В. Кавказ // Геоморфология СССР. Горные страны европейской части СССР и Кавказ.
М.: Наука, 1974. С. 90-226.
6.	Будагов Б Л., Сафонов И.Н. Обвалы, осыпи и оползни // Общая характеристика и история развития
рельефа Кавказа, М.: Наука, 1977. С. 118-122.
7.	Щукин И.С. Исследования в центральном Кавказе летом 1927 г. // Землеведение. 1928. Том XXX.
Цып. III. С. 3-38.	#
8.	Бадагов БЛ. Геоморфология южного склона Большого Кавказа. Баку: Элм, 1969. 180 с.
9.	Ефремов Ю.В. Реакция озер Большого Кавказа на изменения климата за последнее столетие // Изв.
РГО. 1997. Т. 129. Вып. 5. С. 14-23.
10.	Несмеянов С.А., Шмидт Г.А7, Щеглов А.П. Морфоструктурное положение сейсмодислокаций Южного
склона Западного Кавказа // Геоморфология. 1987. № 3. С. 74-79.
11.	Белоусов Т.П., Чичагов В.П. Геоморфологические последствия Рачинского землетрясения 1991 года на
юге Большого Кавказа//Геоморфология. 1993. № 2. С. 32^19.
12.	Хромовских В.С., Солоненко В.П., Семенов Р.М., Жилкин В.М. Палеосейсмогеология Большого
Кавказа. М.: Наука, 1979. 188 с.
13.	Белоусов Т.П., Веселов И .А., Никитин М.Ю., Никонов А.А. Палеосейсмодислокации Кавказа // Сейс¬
мичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. 1. М.: ИФЗ РАН. 1993. С. 256-272.
14.	Островский А.Б. Палеосейсмотектонические дислокации на Черноморском побережье опасности этой
территории // Комплексные исследования Черноморской впадины. М.: Наука, 1970. С. 46-58.
15.	Ефремов Ю.В. Горные озера Западного Кавказа. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 112 с.
16.	Никонов А.А. Палеосейсмодислокации в приосевой части Главного Кавказского хребта (Приэль-
брусье) //Докл. АН СССР. 1991. Т. 319. № 5. С. 1183-1186.
17.	Ефремов Ю.К. Тропами горного Черноморья. М.: Географгиз, 1964. 405 с.
18.	Шебалин Н.В., Крестников В.Н., Рустанович Д.Н. и др. Дагестанское землетрясение 14 мая 1970 г. //
Землетрясение в СССР в 1970 году. М.: Наука, 1973. С. 28-49.
19.	Хромовских В.С. Никонов А.А. По следам сильных землетрясений. М.: Наука, 1984. 144 с.
20.	Мушкетов И., Орлов А. Каталог землетрясений Российской Империи. Зап. Императорского русского
географического общества. Том XXVI. Санкт-Петербург, 1893. 582 с.
21.	Маруашвили Л.И. Озеро Кведрула // Природа. 1941. № 2. С. 67-69.
22.	Жидков М.Н. Крупные гравитационные смещения и морфоструктурные узлы Малого Кавказа // Гео¬
морфология. 1996. № 2. С. 72-78.
23.	Горшков А.И., Жидков М.Н. Распознавание мест возникновения крупных обвально-оползневых дис¬
локаций (Малый Кавказ) // Докл. РАН. 1997. Т. 356, С. 789-791.
24.	Ранцман Е.Я. Места землетрясений и морфоструктура горных стран. М.: Наука, 1979. 170 с.
25.	Ранцман Е.Я. Морфоструктурное районирование и некоторые вопросы геодинамики Большого Кав¬
каза // Геоморфология. 1985. № 1. С. 3-16.
26.	Гвишиани А.Д., Горшков А.И., Жидков М.П. и др. Распознавание мест возможного возникновения
сильных землетрясений XV. Морфоструктурные узлы Большого Кавказа, М > 5,5 // Численное
моделирование и анализ геофизических процессов. М.: Наука, 1987. (Вычисл. Сейсмол; Вып. 20). С. 136—
148!
27.	Цхакая А.Д., Махатадзе Л.Н., Табидзе Д.Д. Чхалтинское землетрясение 16 июля 1963 г. // Земле¬
трясение в СССР в 1963 г. М.: Наука, 1966. С. 37-55.
Институт географии РАН
Поступила в редакцию
20.11.98

CLIMATIC AND MORPHOSTRUCTURAL CONDITIONS OF THE LARGE LANDSLIDES
GENESIS IN THE GREAT CAUCASUS
M.P. ZHIDKOV
Sum m a г у
Gravitational dislocations of different scale formed in different climatic epochs occur in the Great Caucasus.
Intensification of gravity induced processes took place during periods of high precipitation. It is reliable that in the
future earthquakes will more frequently cause large landslids and rock falls due to growth of precipitation and
temperature recently observed in this region. Holocene and recent processes of this type are often situated close to
morphostructural junctions, as may be seen from comparison with special morphostructural scheme of the Great
Caucasus. The most part of gravitational displacements occurs in the high seismic junctions. Some of displacements
have appeared without seismic events in the aseismatic junctions.	*
УДК 551.4.038(262.81)
©2000 г. Л.А. ЖИНДАРЕВ, Л.Г. НИКИФОРОВ, Г.И. РЫЧАГОВ
ДИНАМИКА КАВКАЗСКОГО ПОБЕРЕЖЬЯ КАСПИЙСКОГО МОРЯ
В УСЛОВИЯХ ПОДЪЕМА ЕГО УРОВНЯ1
Многолетнее обсуждение в научной литературе проблемы современного повышения
уровня Мирового океана, связанного, как считает большинство исследователей, с гло¬
бальным потеплением климата, и его роли в эволюции морских берегов не ответило на ряд
важных теоретических и практических вопросов, волнующих как ученых, так и население
прибрежных территорий.
Теоретические подходы к решению проблемы реакции морских берегов на изменения
уровня водоема, имеющей на современном этапе не только научное, но и прикладное
значение, широко отражены в отечественной и зарубежной литературе [1-5 и др.]. Согласно
существующим представлениям, в условиях трансгрессии происходит усиление абразии и на
абразионных участках берега и увеличение размыва - на аккумулятивных. При понижении
уровня моря в подавляющем большинстве случаев наблюдается замедление скорости
разрушения клифов с дальнейшей их стабилизацией, усиление процесса аккумуляции
наносов в приурезовой зоне и рост береговых аккумулятивных форм.
В последнее время в связи с резким подъемом уровня Каспийского моря появился еще
ряд работ, посвященных этой проблематике [6-10]. В них представлена концептуальная
модель реакции береговой зоны на подъем уровня моря. Основной ее смысл заключается в
том, что в зависимости от уклона подводного берегового склона (ПБС) происходит или
пассивное затопление берега (уклоны ~ 0,0001), или формирование лагуны (уклоны от
0,0005 до 0,01), или активное разрушение надводной части берега с образованием клифа при
уклонах ПБС > 0,01.
По мнению авторов этой модели, смена регрессивного режима Каспия на трансгрес¬
сивный "...привела к широкому развитию процессов размыва берегов" [7, с. 12]. В
действительности дело обстоит не совсем так. Как показали наши исследования, в пределах
дагестанского участка побережья Каспия абразия и размыв активизировались лишь в
корневых частях Брянской и Суюткиной кос, проксимальной части Аграханского п-ова, на
мысах Сатун и Бурун, на некоторых отрезках берега в пределах Махачкалы и Дербента,
севернее бывшего рыб. промысла Турали-2 и на небольших участках в ряде других мест, т.е.
там, где они происходили и при падений уровня.
Основной причиной деструктивного развития берегов в пределах вышеперечисленных
участков в регрессивных условиях являлся дефицит наносов на подводном склонено чем
подробно сказано в [11].
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 97-05-65089).
82

Возникновение на Дагестанском побережье двух новых участков разрушения берега в
значительной мере обусловлено антропогенным вмешательством. Так, интенсивная абразия
уступа новокаспийской террасы в районе г. Каспийска спровоцирована строительством у
его южной окраины гавани, молы которой преградили путь вдольбереговому перемещению
наносов. Усилению абразии способствовали также построенные вдоль берега набережные,
лестничные сходы, искусственные насыпи грунта, нарушившие первоначальные уклоны
прибрежной суши. Сходная ситуация наблюдается к северу от Махачкалинской нефтега-
вани. Здесь естественный ход береговых процессов нарушает каменная отсыпка в ее
пределах, а также волнолом, препятствующий подаче материала со дна. В результате
севернее нефтегавани берег отступает со скоростью 10-12 м/год [7].
Самым же распространенным типом берега в пределах Дагестанского побережья Каспия
(от устья р. Самур - на юге, до дистального окончания Аграханского п-ова - на севере) в
настоящее время является лагунный. Судя по имеющимся в нашем распоряжении данным,
лагунные берега широко распространены и на других участках Каспийского побережья.
Несоответствие между наблюдаемыми береговыми процессами и упомянутой выше
концептуальной моделью обусловлено тем, что при ее разработке авторы не учитывали
особенностей рельефа (уклонов) примыкающей к берегу суши, что имеет принципиальное
значение. Если морем затапливается суша с уклонами от 0,0005 до 0,1-0,3, то даже при
небольшом объеме рыхлого обломочного материала на подводном береговом склоне
формируется берег лагунного типа независимо от уклонов ПБС. Различия в морфологии
берегов, обусловленные уклонами затапливаемой суши в указанных выше пределах, будут
заключаться лишь в соотношении высоты и ширины береговых валов, ширины и глубины
расположенных за ними лагун, а также в составе материала, слагающего валы и днища
лагун [9, стр. 52]. Широкое развитие лагунных берегов на побережье Каспия, в том числе и
на западном его участке, обусловлено тем, что море наступает на им же сформированную
поверхность, вышедшую из-под влияния волн после 1929 г., когда уровень располагался на
абс. высоте -26 м. Характерно, что лагунные берега формируются не только в пределах
аккумулятивных поверхностей, но и на бенчах, например, на участке от мыса Бакай-
Кичклик до мыса Буйнак и в ряде других мест.
Из сказанного следует вывод, имеющий большое теоретическое и практическое
значение. Он заключается в том, что пока уровень Каспийского моря не достигнет абсо¬
лютной высоты -26 м, никаких принципиальных качественных изменений в морфологии и
динамика его берегов не произойдет. Однако ситуация резко изменится, если море
превысит эту отметку. В этом случае в пределах практически всего побережья Каспия рез¬
ко интенсифицируются абразионные процессы и начнется размыв голоценовых аккумуля¬
тивных форм. Особенно интенсивное разрушение этих образований будет наблюдаться на
участках, где слагающие их осадки переработаны эоловыми процессами.
Анализ реакции берегов Каспия на подъем его уровня позволил по-новому взглянуть и
на другую проблему, связанную с морфолитодинамикой отмелых песчаных побережий. В
научной литературе давно идет дискуссия о соотношении продольного и поперечного
перемещения песчаных наносов в их береговой зоне. Одна группа исследователей считает,
что при благоприятном ветро-волновом режиме рыхлый обломочный материал: песчаной
размерности перемещается в основном вдоль берега, образуя аккумулятивные формы
рельефа продольного питания. Так, по данным О.К. Леонтьева [11], на западном побережье
Каспийского моря функционируют два довольно четко выраженных вдольбереговых потока
наносов, один из которых направлен на север, а другой - на юг, с зоной дивергенции в
районе г. Дербента.
Согласно другой точке зрения, в условиях расчлененной береговой линии (бухтовый тип
берега) протяженный единый вдольбереговой поток наносов существовать не может.
Подтверждением тому служат результаты полевых и экспериментальных исследований,
проведенных нами на юго-восточном побережье Балтийского моря и показавших, что в
береговой зоне расчлененного отмелого побережья в результате штормовых волнений
формируется ячеистая циркуляция водных масс и наносов. Гидро- и литодинамические
ячейки соответствуют береговым дугам с приуроченностью зон дивергенции потоков вод¬
ных масс и твердого вещества к мысам, разделяющим дуги, а конвергенции - к их вер¬
шинам. Доказано, что в зонах конвергенции возникают разрывные течения, способные
выносить материал гравийно-песчаной размерности от уреза до глубины 15 м даже при
волнениях средней интенсивности. В периоды же экстремальных штормов воздействие
этого процесса возрастает многократно, а граница его распространения выходит за
пределы береговой зоны, что и является основной причиной возникновения дефицита
83

Рис. 1. Схема линий тока на глубинах 1 и 10 м [15]
наносов на подводном склоне и развития процессов деструкции берегов. В связи с этим
преобладающим способом перемещения рыхлого обломочного материала в береговой зоне
расчлененных отмелых побережий в штормовых условиях является поперечный. И лишь
при слабых волнениях вдольберегового направления соответствующее ему перемещение
материала становится доминирующим [12, 13].
Установлена также зависимость охарактеризованных выше явлений от колебаний уровня
водоема, что в общем виде определяет стадийность процессов морфолитогенеза как в
пределах собственно береговой зоны отмелого расчлененного побережья, так и в верхней
части примыкающего к нему шельфа. В частности, подъем уровня, сопровождаемый
обычно формированием расчлененного (бухтового) типа берега, способствует активизации
циркуляционных ячеек, разрывных течений и выносу материала от уреза на большие
глубины [12].
Изложенное выше находит подтверждение в морфолитодинамике песчаных берегов
Каспийского моря. Исследования донных отложений подводного берегового склона запад¬
ного побережья Каспия и примыкающего к нему шельфа показали преобладание в них
алевритовых и песчаных фракций [14]. Из анализа графиков процентного содержания этих
отложений, приведенных на рис. 6 [13, с. 15], видно, что подводный склон, сложенный
сравнительно однородной толщей осадков, имеет четко выраженную тенденцию к
укрупнению их гранулометрического состава с увеличением глубины. То есть, отмечается
ситуация, подобная той, которая имеет место на-побережье юго-восточной Балтики,
несмотря на разницу в геолого-геоморфологических и климатических условиях этих
регионов. Объясняется это тем, что Кавказское побережье Каспийского моря при общей
ориентации с юга на север характеризуется значительной расчлененностью, обусловленной
особенностями геологического строения и палеогеографией района. Эта особенность
рельефа береговой зоны и связанная с ней нестационарность волнового поля (рис. 1)
84

Рис. 2. Геолого-геоморфологический профиль западного побережья Каспийского моря в районе г. Дербент
1 - новокаспийские морские отложения: пески с редкой мелкой галькой, обломками и целыми створками
раковин, 2 - сарматские известняки-ракушечники, 3 - техногенные отложения, 4 - граница строений
провоцирует вынос более крупного материала из приурезовой зоны в глубоководные части
подводного берегового склона, создавая эффект инверсионного распределения донных
отложений по его поперечному профилю. Этим процессом, по нашему мнению, объясняется
практически полное отсутствие в пределах западного Каспия современных аккумулятивных
форм вдольберегового питания, несмотря на интенсивную абразию некоторых участков его
берегов.
Неопровержимым доказательством высказанной точки зрения являются следующие
факты. Как указывалось выше, в результате подъема уровня Каспийского моря резко
обострилась ситуация в районе г. Каспийска. Здесь за полтора десятка лет в результате
абразии участка берега протяженностью 3 км клиф отступил примерно на 150 м. Принимая
его среднюю высоту равной 3 м, легко подсчитать, что за это время в море поступило более
1 млн. м3 песчаного грунта. При этом естественно было бы ожидать, что в результате такой
интенсивной абразии и перемещения вдоль берега больших масс песчаного материала (чему
способствует ветро-волновой режим побережья) должны были бы образоваться адекватные
по объему береговые аккумулятивные формы. Однако ничего подобного не наблюдается.
Сходная картина имеет место и к северу от нефтегавани Махачкалы.
Как отмечалось выше, принципиальных изменений в морфодинамике берегов Каспий¬
ского моря вообще и его западного (Кавказского) побережья - в частности, не произойдет
до тех пор, пока уровень моря не превысит абсолютную отметку -26 м. Причиной же того
материального ущерба, который несут сегодня все отрасли народного хозяйства, является
не подъем уровня моря, начавшийся в 1978 году, а бездумное освоение (в том числе и
заселение) прибрежной полосы, осушенной после 1929 года, т.е. ниже абс. высоты -26 м.
Такое положение сложилось в Дербенте и Махачкале, где затапливается территория,
освоенная и загрязненная человеком, и где действительно создается опасная экологическая
ситуация, источником которой являются не естественно-исторические, а социальные
условия, т.е. — неразумная хозяйственная деятельность. С палеогеографической точки
зрения также нет оснований говорить об экологической или геоэкологической катастрофе.
В самом деле, наибольший материальный ущерб, кроме г. Каспийска, несут Махачкала и
Дербент. И если в первом случае деструктивную роль в развитии берегов (кроме
антропогенных факторов) сыграли и естественные условия (узкий пляж, крутой берег,
сложенный рыхлыми породами), то ситуация в Махачкале и Дербенте целиком обусловлена
освоением и заселением территорий, расположенных не только ниже абс. отметки -26 м, но
даже ниже -27 м (рис. 2).
С естественно-исторической точки зрения современный подъем уровня Каспия (как и его
падение в 30-е - 70-е гг.) является нормальным состоянием моря и поэтому не ведет ни к
какой экологической катастрофе. Об этом можно судить, основываясь на ситуации,
которая наблюдалась на каспийском побережье в начале нашего столетия. До 1930 года при
среднемноголетнем уровне моря -26 м никаких негативных явлений не испытывали ни
Махачкала и Дербент (города Каспийска в то время не существовало), ни железная дорога
Махачкала - Баку, а вдоль всего побережья располагались и успешно функционировали
десятки рыбных промыслов.
85

Среднемноголетние годовые значения составляющих водного
баланса и морфометрические характеристики Каспийского моря
Периоды
1930-1941
(12 лет) падение
уровня на 1,88 м
1978-1995
(18 лет) подъем
уровня на 2,34 м
Средний уровень моря за период
-26,8
-27,5
Площадь моря при этом уровне, тыс. км2
395
380
Сток рек с учетом подземного стока и стока в Кара-Богаз-
261,7
310,4
Гол, км3
Величина видимого испарения, км3
323,5
262,5
Результирующая водного баланса, км3
-61,8
+47,9
Фактическое приращение уровня, см/год
-15,7
+13,0
Расчетное приращение уровня, см/год
-15,6
+12,6
Разница между фактическим и расчетным приращением уров¬
0,1
0,4
ня,см
В заключение хотелось бы ответить на несколько принципиально важных вопросов:
каковы причины, вызвавшие современный подъем уровня Каспия? Какой отметки он может
достичь? Сколько продлится подъем уровня? Какова в связи с этим должна быть стратегия
хозяйственной деятельности в прибрежной зоне моря? Не имея возможности в рамках этой
статьи подробно ответить на поставленные вопросы и отсылая интересующихся к
опубликованным ранее работам [16-19], сошлемся на выводы, полученные в результате
наших исследований последних лет.
1.	Главным природным условием, влияющим на уровенный режим Каспийского мрря в
XX столетии, являются климатические изменения в пределах его бассейна и акватории. Об
этом свидетельствует четкая связь, существующая между высотным положением уровня
моря и составляющими водного баланса, что хорошо видно из приводимых ниже данных
(таблица) для двух, наиболее характерных для XX столетия периодов, когда уровень моря
или очень быстро падал или так же быстро повышался (составляющие водного баланса
представлены научным сотрудником ГОИНа Р.Е. Никоновой).
2.	Детальный анализ геолого-геоморфологического строения побережья Каспия свиде¬
тельствует о том, что за последние 2,0—2,5 тыс. лет, т.е. с начала субатлантической эпохи
голоцена, когда началось формирование современных ландшафтов в бассейне Каспия, а
следовательно, современных или близких к ним параметров водного баланса, уровень моря
никогда не поднимался выше абс. отметки -25 м. Это позволяет экстраполировать палео¬
географические данные на современную эпоху и сделать вывод о том, что начавшийся в
1978 году подъем уровня не превысит абс. отметку -25 м, а с учетом хозяйствен¬
ной деятельности и восстановленного стока в Кара-Богаз-Гол - вряд ли поднимется вы¬
ше -26 м.
3.	Труднее ответить на вопрос - сколько продлится подъем уровня. Однако основываясь
на палеогеографических данных о продолжительности периодов подъема и спада уровня и
на расчетах климатологов о смене характера атмосферной циркуляции, можно полагать,
что подъем уровня прекратится в ближайшие годы. Так, снижение уровня Каспийского
моря за 1995-96 гг. более чем на 30 см является предвестником стабилизации, а возможно, и
тенденции его устойчивого падения.
4.	Исходя из вышеизложенного, можно наметить стратегию хозяйствённой деятельности
в прибрежной полосе с тем, чтобы минимизировать ущерб, связанный с начавшимся в
1978 году подъемом уровня. Как было сказано выше, в начале столетия при уровне моря
-26 м абс., прибрежные территории Махачкалы и Дербента не испытывали никаких
негативных последствий, обусловленных волновым воздействием. Берег этих участков
устойчив к абразии. Здесь развит или ступенчатый (в районе Дербента), или грядовый
(южная часть Махачкалы) бенч, перекрытый незначительной толщей рыхлого материала.
Поэтому эти участки, на наш взгляд, не нуждаются в защите. Целесообразнее перенести
расположенные в зоне прогнозируемого затопления жилые, промышленные и хозяйствен¬
ные постройки гипсометрически выше абсолютной отметки, которая соответствовала
уровню моря до 1929 года, т.е. -26 м абс.
Если же этот вариант по каким-либо причинам неосуществим или экономически не
86

обоснован, то наиболее эффективным способом защиты прибрежных территорий этих
городов от затопления являются ограждающие конструкции в виде дамб и каменных
отсыпок, детально охарактеризованные в работе Ю.С. Гребнева [20].
Что касается территории г. Каспийска, характеризующейся иным геолого-геоморфоло¬
гическим строением и испытывающей максимальные разрушения, то самым надежным и
многофункциональным способом ее защиты является искусственный пляж, сопряженный с
волногасящими проницаемыми конструкциями. Он лучше всего будет соответствовать
характеру взаимодействия берегового откоса с волнами, в результате чего сформируется
подводный береговой склон, обеспечивающий наиболее полное гашение волновой энергии
и защиту берегового уступа от волнового воздействия. Принцип работы проницаемых
конструкций, состоящих из стены, расположенной параллельно урезу, сквозного волногася¬
щего экрана и волновой камеры, заключается в обеспечении оптимального смещения по
времени (по фазе) момента наибольшего взаимодействия штормовых волн с элементами
конструкции при благоприятном соотношении между их волногасящей и волноотражающей
способностью [20].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 667 с.
2.	Лонгинов В.В. Очерки литодинамики океана. М.: 1973. 217 с.
3.	Леонтьев О.К. Перестройка профиля аккумулятивного берега при понижении уровня моря // Докл. АН
СССР. 1949. Т. 66. № 3. С. 578-583.
4.	Леонтьев О.К. Эволюция береговой линии северо-дагестанского побережья Каспийского моря // Изв.
ВГО. 1951. №4. С. 36-45.
5.	Леонтьев О.К. Роль колебаний уровня в формировании берегов Каспийского моря // Теоретические
вопросы динамики морских берегов. М.: Наука, 1964. С. 73-86.
6.	Игнатов Е.И., Лукьянова С.А., Соловьева ГД. Современное состояние берегов Каспийского моря //
Рекреационные зоны Каспийского моря. М.: 1989. С. 41-52.
, 7. Игнатов Е.И., Каплин П.А.,Лукьянова С.А. и др. Влияние современной трансгрессии Каспийского моря
на динамику его берегов // Геоморфология. 1992. № 1. С. 70-79.
8.	Игнатов Е.И., Лукьянова С.А., Мысливец В И. и др. Аккумулятивные формы восточного побережья
Каспия в условиях современного подъема уровня моря // Вести. МГУ. 1993. Сер. 5. Геогр. № 5. С. 56-
61.
9.	Рычагов Г.И., Никифоров Л.Г., Жиндарев Л.А. Развитие берегов Каспийского моря в условиях
современного повышения уровня // Вести. МГУ. 1996. Сер. 5. Геогр. № 4. С. 51-59.
10.	Бадюкова Е.Н., Варущенко А.Н., Соловьева Г.Д. Влияние колебаний уровня моря на развитие бере¬
говой зоны // Вести. МГУ. 1996. Сер. 5. Геогр. № 2. С. 31-42.
11 .Леонтьев О.К., Маев Е.Г., Рычагов Г.И. Геоморфология берегов и дна Каспийского моря. М.: Изд-во
МГУ, 1977. 275 с.
12.	Жиндарев Л.А. Морфолитодинамика расчлененных отмелых побережий бесприливных морей. Автореф.
дис... докт. геогр. наук. М.: МГУ, 1997. 48 с.
13.	Жиндарев Л.А., Никифоров Л.Г. Особенности морфолитодинамики отмелых песчаных берегов в усло¬
виях колебаний уровня моря // Геоморфология. 1997. № 2. С. 9-20.
14.	Геологическое строение подводного склона Каспийского моря. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 675 с.
15.	Штокман В.Б. Исследование кинематики течений западного берега в средней части Каспийского моря //
Изв. Азерб. рыбохоз. станции. Вып. 1. Баку: 1938. С. 15-21.
16.	Рычагов Г.И. Уровенный режим Каспийского моря за последние 10000 лет // Вести. МГУ. 1993. Сер. 5.
Геогр. № 2. С. 38-49.
17.	Рычагов Г.И. Уровень Каспийского моря за историческое время JJ Вести. МГУ. 1993. Сер. 5. Геогр.
№ 4. С. 42-49.
18.	Рычагов Г.И. Уровень Каспийского моря на рубеже XVIII-XIX вв. // Геоморфология. 1994. № 2. С. 102—
108.
19.	Рычагов Г.И., Лукьянова С.А., Варущенко А.Н., Никифоров Л.Г. Прогноз уровня Каспийского моря на
основе палеогеографических реконструкций//Вести. МГУ. 1994. Сер. 5. Геогр. 1 3. С. 31-38.
20.	Гребнев Ю.С., Жиндарев Л.А. Принципы и методы защиты берегов и прибрежных территорий каспий¬
ского побережья России // Вести. МГУ. 1993. Сер. 5. Географ. № 3. С. 63-67.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
30.10.98

DYNAMICS OF THE CASPIAN SEASHORE IN THE CAUCASUS REGION
UNDER THE CONDITION OF SEA LEVEL RISE
L.A. ZHINDAREV, L.G. NIKOFOROV, G.I. RYCHAGOV
Summary
On the Caspian seashore there are no evidences of the cliff abrasion and scouring of the accumulative
(in classical sense) forms despite the recent sea level rise. The cause of such anomalous development is
discussed and prognostic estimations of future destructive coastal processes are given.
УДК 551.435.13(4/5)
©2000 г. A.C. ЗАВАДСКИЙ, P.C. ЧАЛОВ
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И МОРФОЛОГИЯ СВОБОДНЫХ ИЗЛУЧИН
НА РЕКАХ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ1
Среди всего разнообразия форм проявления русловых процессов, встречающихся в при¬
роде, меандрирование русел рек является наиболее типичным и часто встречающимся.
Особенно характерно оно для равнинных рек с широкопойменным руслом (условия сво¬
бодного развития русловых деформаций), излучины которых представляют собой одну из
наиболее распространенных морфодинамических разновидностей речных русел. В связи с
этим процессу меандрирования и характеристикам извилистого русла посвящена обширная
литература, в том числе содержащая материалы по морфометрии и гидролого-морфоло¬
гическому анализу излучин на конкретных реках.
Однако особенности меандрирования и морфологии свободных излучин почти не рас¬
сматривались в зависимости от географических условий, в интегральном виде сказываю¬
щихся в водном режиме рек и характеристиках стока наносов, являющихся, в свою очередь,
активными факторами русловых процессов. Тем не менее, еще Н.И. Маккавеев [1, с. 179]
писал: "Зональность накладывает свой отпечаток не только на интенсивность русловых
процессов, но и на внешние особенности форм речного рельефа". При этом он предложил в
качестве зонального фактора, определяющего специфику русловых процессов, рассмат¬
ривать неравномерность стока рек (сезонную и многолетнюю) в различных географических
зонах. Позднее эта идея им была реализована при изучении меандрирования на лабора¬
торной модели [2], но лишь на качественном уровне, поскольку «опыты носили только
"разведочный" характер» (с. 48).
Также недостаточно изучено изменение по длине рек (по мере увеличения их стока)
формы излучин и влияния этих изменений на соотношения их морфометрических характе¬
ристик. Это в основном связано с тем, что исследования излучин проводились, как правило,
на лабораторных "реках", а в естественных условиях - на малых и, реже, средних реках; на
больших реках они эпизодичны, приурочены к их отдельным участкам.
В настоящей статье представлены результаты исследований процесса меандрирования на
реках или значительных по протяженности участках рек, где свободное меандрирование
является преобладающим морфодинамическим типом русла или одним из таковых. Для
этого были выбраны 18 малых, средних и больших рек Северной Евразии (в границах
бывшего СССР) со среднегодовыми расходами воды от 15 до 7500 м3/с: Амур, Белая, Вилюй,
Вычегда, Десна, Днестр, Инсар, Иртыш, Конда, Неман, Ока, Припять, Северский Донец,
Сысола, Тромъеган, Урал, Чулым, Яна. Эти реки протекают в районах с неодинаковыми
физико-географическими условиями (различные части Русской равнины, Западной Сибири
и Дальнего Востока, Центральноякутская низменность и низменности Северо-Востока).
Они различаются по гидрологическому режиму, величине стока и составу руслообразующих
наносов, особенностям прохождения руслоформирующих расходов воды, устойчивости
русел.
1	Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64454).
88

Данные для сравнительного гидролого-морфологического анализа получены путем
измерения элементов свободных излучин по крупномасштабным (Десна, Днестр, Инсар,
Неман, Припять, Северский Донец, Сысола, Урал, верхнее и среднее течение Белой),
среднемасштабным (Иртыш) и лоцманским картам (Амур, Конда, Ока, Тромъеган, Чулым,
Яна, нижнее течение Белой). Для описания их формы, размеров и стадии развития было
выбрано 7 параметров: шаг (L), стрела прогиба (/?), длина (/), радиус кривизны (г), ширина
русла в вершине излучины (В) и два производных от них - степень развитости (//L) и по¬
казатель формы излучины {г/К). Общее число измеренных излучин около четырех тысяч.
Такой массовый материал по морфологии свободных излучин, полученный впервые в ми¬
ровой практике, позволил получить статистически обоснованные результаты. Для каждой
реки были определены модальные значения характерных элементов излучин по диаграм¬
мам распределения в пределах относительно бесприточных участков (кроме UL и r/h,
которые определялись на каждом участке как среднеарифметические). Такой статистиче¬
ский прием впервые был применен E.J. Hickin [3] для исследований зависимости шага
излучин от "руслонаполняющего" расхода воды, а затем И.Н. Павловым [4] при изучении
малых рек равнинной части Алтая и авторами [5, 6], причем в качестве основного элемента
излучин ими был принят радиус кривизны. Полученные модальные значения характеристик
использовались при построении гидролого-морфологических зависимостей.
Наиболее объективным гидрологическим показателем руслоформирующей деятельно¬
сти рек, в интегральном виде отражающем влияние на русловой режим рек природных
условий на водосборе, являются руслоформирующие расходы воды 2ф в понимании
H.	И. Маккавеева [1, 7]. Особенно четко особенности прохождения <2ф проявляются на рав¬
нинных широкопойменных реках в условиях свободного развития русловых деформаций,
где они являются ведущим фактором в формировании того или иного морфоДйнамического
типа русла, отдельных его форм и их дальнейшей перестройки.
В зависимости от особенностей гидрологического режима, ширины и характера поймы,
состава руслового аллювия <2ф наблюдаются в разных диапазонах уровней и имеют не¬
одинаковую обеспеченность. На равнинных реках, в том числе исследованных, обычно
наблюдается от одного до трех интервалов таких расходов. В одних случаях один из интер¬
валов <2ф (верхний) наблюдается при уровнях, соответствующих затопленной пойме; в дру¬
гих - <2ф проходят только в пределах бровок пойменных ярона (Неман, средний Иртыш,
Чулым). При этом на реках с 2ф верхнего интервала до выхода воды в пойму может
наблюдаться еще один или два интервала руслоформирующих расхода воды: средний (Амур,
Вилюй, Десна, нижний Иртыш, Северский Донец, Яна), средний и нижний (Белая, Вычегда,
Ока, Припять, Урал, Чулым) или один нижний (Днестр, Неман). Обычно средний интер¬
вал (2ф соответствует уровням бровок поймы, нижний — уровням прирусловых отмелей [7].
Влияние характера прохождения <2ф на процесс меандрирования, в большинстве случаев,
достаточно четко прослеживается при анализе форм и степени развитости излучин. При
прохождении <2ф выше бровок поймы в шпорах крутых сегментных излучин, у которых
степень развитости превысила критическую, т.е. (//L > 1,60) [8], начинают формироваться
спрямляющие рукава. По мере развития каждого такого нового рукава в него начинает
поступать все большая часть расхода воды, он становится главным, в то время как излучина
(старое русло) постепенно отмирает, превращаясь в извилистое пойменное ответвление, —
формируется прорванная излучина. Характерным примером такой модели развития свобод¬
ных излучин служат излучины среднего Амура, Вилюя, нижней Вычегды и Оки. Излучины
на этих участках рек имеют, в большинстве случаев, сегментную форму и незначительную
степень развитости (//L в среднем около 1,30). Спрямление их происходит при достижении
стадии "крутой сегментной излучины" при степени развитости 1/L в интервале 1,50-2,00. Так
на среднем Амуре в последнее время спрямились две излучины, у которых 1/L составляло
I,	53 и 1,79. При такой схеме развития у прорванных излучин вследствие прохождения
верхнего интервала — при затопленной пойме, оба русла — старое извилистое и новое спрям¬
ленное, могут сосуществовать иногда в течении длительного времени (столетия).
На свободномеандрирующем участке Иртыша выше впадения Тобола отсутствует 2ф
верхнего интервала. Русло, меандрируя, образует излучины, отличающиеся сложной фор¬
мой и очень большой величиной соотношения 1/L (до 5,0—6,0). Ниже устья Тобола с появле¬
нием 2ф верхнего интервала достаточно большой обеспеченности (2%) начинает разви¬
ваться пойменная многорукавность. Число излучин, достигших критического значения сте¬
пени развитости, снижается почти в два раза (с 61% до 33%).
89

Обеспеченность (?ф верхнего интервала, доля крутых излучин и излучин с UL > 1,58
на различных участках рек
Река - пост
<2ф верхнего
интервала (%)
Доля излучин
c//L> 1,58 (%)
Доля крутых излучин
с r/h < 1 (%)
Десна - Раздеты
0,2
41
46
Десна - Чернигов
0,5
27
45
Ока - Касимов
0,1
44
60
Ока - Муром
1,0
5
32
Белая - Сыртланово
0,1
• 44
52
Белая - Стерлитамак
0,8
36
46
Вычегда - М. Кужба
0,4 •
26
48
Вычегда - Сыктывкар
3,2
9
23
J
Однако развитие прорванных излучин не всегда сопровождается интенсивным развитием
пойменной многорукавности. При малой обеспеченности 2ф верхнего интервала прорван¬
ные излучины быстро отмирают, бывшее старое русло отшнуровывается от вновь сформи¬
ровавшегося рукава, превращаясь в пойменное старичное озеро или курью (залив). То же
происходит при большом стоке донных наносов, которыми заносится заход и выход в ста¬
рое русло. Таковы многие участки нижней Вычегды, на которой пойменная многорукав-
ность, как результат эволюции прорванных излучин приурочена лишь к местам, где меан-
дрирующее русло пересекает пойму от одного борта долины к другому и во время поло¬
водья имеет место пересечение динамических осей пойменного и руслового потоков (IV и V
типы их взаимодействия, по [9]).
В некоторых случаях развитие пойменной многорукавности в условиях прохождения
руслоформирующего расхода воды выше пойменных бровок может не приводить к массо¬
вому спрямлению излучин с критической величиной //L. В среднем течении Конды Q§
верхнего интервала имеет очень высокую обеспеченность (8%), пойма изрезана протоками
(так называемые слепые Конды). Но извилистость русла на этом участке очень велика
(//Lcp = 1,72). Доля крутых "петлеобразных" излучин составляет 27% против 12% на выше- и
нижерасположенных участках. Здесь, видимо, спрямлению крутых излучин препятствует
залесенность поймы: это же характерно для Вычегды в ее верхнем течении [5].
Влияние местных особенностей речного бассейна может существенно уменьшить или
даже полностью видоизменить влияние <2ф верхнего интервала на форму и динамику сво¬
бодных излучин. Характерным примером такого доминирующего влияния местных факто¬
ров является свободномеандрирующее русло нижнего Днестра. Глинистый состав и высокое
положение над меженным руслом поймы способствуют формированию синусоидальных
излучин с очень высокой степенью развитости [10].
Важное значение в изменении условий спрямления излучин имеет продолжительность
этапа прохождения 2ф верхнего интервала. Если происходит увеличение его обеспеченно¬
сти вниз по течению (таблица), в этом же направлении уменьшается доля крутых излучин с
UL больше критического значения и коэффициентом формы (r/h) меньше единицы (Белая,
Вычегда, Десна, Ока). Если обеспеченность Q§ остается по длине реки без изменения, то
при прочих равных условиях форма свободных излучин с нарастанием водоносности оста¬
ется неизменной (Северский Донец). При малой обеспеченности <2ф и, соответственно, крат¬
ковременном затоплении поймы, условия для спрямления излучин не успевают реали¬
зоваться, и на таких реках могут развиваться крутые "петлеобразные" излучины (Урал).
К свободномеандрирующим рекам, на которых <2ф проходит до выхода на пойму, от¬
носятся Неман, среднее течение Иртыша и Чулым. Прохождение <2ф в пределах пойменных
бровок способствует более интенсивным деформациям излучин преимущественно в про¬
дольном направлении при условии, что 1/L < 1,60. При превышении 1/L величины 1,60 излу¬
чины развиваются с затухающими деформациями и уже преимущественно в поперечном
направлении до достижения петлеобразной или синусоидальной формы. Спрямление подоб¬
ных излучин осуществляется лишь при сближении размываемых берегов на крыльях
излучин [9].
90

Число излучин, степень развитости которых //L > 1,60, на Чулыме составляет 48%. Число
излучин, достигших петлеобразной формы, составляет 23% от их общего количества.
Нередко, на Чулыме встречаются излучины, у которых соотношение 1/L превышает значе¬
ния 3,0 и даже 4,0. Но это относится в основном к среднему Чулыму. Начиная от слияния
с р. Яей степень развитости излучин заметно уменьшается.
На Немане характер развития свободных излучин соответствует прохождению бф в
бровках поймы только в верхнем течении, где преобладают петлеобразные излучины,
спрямляющиеся при встречном размыве берегов. На остальной части свободномеандри-
рующего русла преобладают пологие сегментные излучины.
В подобных случаях первостепенное значение приобретает изменение формы излучин по
мере увеличения водоносности реки. С ростом вниз по течению водоносности и мор¬
фометрических характеристик русел рек (ширины, глубины) происходит также увеличение
характерных элементов излучин (исключение составляют излучины крупнейших рек,
например Амура и Иртыша, со среднегодовым расходом воды более 2000 м3/с). Однако
только радиусы кривизны и ширина русла в вершине излучины последовательно увели¬
чиваются к устью, значения остальных параметров уменьшаются на отдельных участках,
после чего вновь может происходить их увеличение. Причина таких локальных уменьшений
вызвана чаще всего сменой преобладающей формы излучин с крутой петлеобразной на
пологую сегментную или изменением среднего значения извилистости русла, благодаря
чему при сохранении тенденции к увеличению радиуса кривизны, уменьшаются значения
других параметров (среднее течение Вычегды, низовья Чулыма, Оки, Конды). В некоторых
случаях причиной уменьшения параметров излучин вниз по течению может служить
изменение морфодинамического типа русла (низовья Вилюя, среднее течение Немана) или
существенное уменьшение водоносности реки, как в нижнем течении Днестра (в этом
случае уменьшается и значение радиуса кривизны).
Приведенный выше анализ влияния руслоформирующих расходов воды различных
интервалов на динамику свободных излучин позволяет давать только качественную оценку
русловых процессов. Для проведения сравнительного анализа меандрирования на разных
реках и выявления региональных закономерностей необходимо оперировать одним кон¬
кретным показателем водоносности, который и может быть принят ответственным за раз¬
витие форм речного русла. Если принять за таковой один из интервалов бф> то возникает
проблема его выбора при наличии на реке бф двух или трех интервалов. Вопрос в том,
какой из них в наибольшей мере соответствует переформированиям русла в целом и, как
одним из следствий, развитию излучин, дискуссионен. Н.С. Лелявский [11] предлагал
принимать за руслоформирующий расход воды для перекатных участков расход межени
(т.е. бф нижнего интервала). Но очевидно, что образующиеся в межень изгибы русла на
перекатах являются формами русла второго порядка. Тем более за исключением малых
рек, излучины в основном имеют многоплесовую структуру. Поэтому этот показатель
водоносности нельзя принимать за основополагающий.
Многие исследователи (например, В.С. Лапшенков [12]) считают, что наиболее эффек¬
тивным в отношении русловых деформаций является расход воды, аналогичный бф сред¬
него интервала, т.е. так называемый "руслонаполняющий", который соответствует периоду
высокой межени. Однако очевидно, что с повышением уровня и выходом воды на пойму,
удельный расход воды в русле увеличивается. В связи с этим растет транспортирующая
способность потока, а сам поток обладает большей энергией, чем при бф среднего ин¬
тервала.
Выбор в качестве главного руслоформирующего расхода воды бф верхнего HHfepeana
также проблематичен. Поток воды в половодье кроме переформирований непосредственно
русла, часть своей энергии затрачивает на перестройку пойменного массива. Поэтому для
выделения собственно "русловой" и "пойменной" составляющей необходимы дополнитель¬
ные исследования конкретных участков реки. При этом вычисление бф верхнего интервала
в некоторых случаях дает ошибочные результаты. И.В. Шенберг [13] показала, что обес¬
печенность и величина бф верхнего интервала, рассчитанные по методике Н.И. Макка-
веева, обладают большой статистической неустойчивостью и зависят от выбора временного
ряда, за который проводились вычисления.
И.Ф. Карасев [14] считает, что руслоформирующая деятельность половодья и высокой
межени (бф верхнего и среднего интервалов) равноценна, если расходы воды при бф в по¬
ловодье имеют обеспеченность 5-9%. Однако результаты расчетов руслоформирующих
расходов воды на реках Северной Евразии по 473 постам (их обобщение дано в [9, 7])
91

Irrwd(M)
2000
1000
4000	8000	12000 Qmax(M%)
0
Рис. 1. Зависимость гмод =f(Qmах) для средних и больших рек
показали, что только в 4% случаев обеспеченность 2ф верхнего интервала превышает 5% и
только в 20% более 1,0%. Поэтому этот интервал руслоформирующего расхода воды,
видимо, в большей мере отвечает за развитие пойменного рельефа и спрямление излучин.
Кроме того, недостатком применения £>ф, как показателя водоносности рек, является то,
что они рассчитываются для конкретного створа гидрологического поста, их величина и
обеспеченность не всегда характеризуют русло на выше- и нижерасположенных участках,
требуя введения поправочных коэффициентов. С другой стороны, наличие нескольких
интервалов 2ф скорее свидетельствует, что этот показатель характеризует влияние на рус¬
ло изменений направленности руслоформирующей работы потока в разные фазы водного
режима.
Исходя из вышесказанного, в качестве основного показателя водоносности реки как
фактора русловых процессов представляется более правильным использованием средне-
максимального расхода воды, т.е. среднего расхода воды за период самого многоводного
месяца в году, причем первоначально принималось [5, 6], что среднемаксимальный расход
соответствует или близок к <2ф среднего интервала. Однако обработка информации по
постам большинства исследуемых рек показала, что среднемаксимальный расход в среднем
в 1,5 раза больше <2ф среднего интервала и в 1,6 раза меньше <2ф верхнего интервала, при¬
чем это различие варьирует на разных реках. При этом величина среднегодового расхода
воды очень тесно связана с каждым из интервалов 2ф (коэффициент корреляции около
0,95). Поэтому для каждой исследованной реки на всех участках, на которых определялись
модальные значения характерных элементов излучин, были определены величины средне¬
максимального ((2max) (общий руслоформирующий показатель) и среднегодового (<2ср) рас¬
хода воды (общий показатель водоносности реки). Эти данные были получены с помощью
построения графиков зависимости gmax = f(F) и Qcp =f(F), где F - площадь водосбора.
Наиболее существенной является связь среднемаксимального и среднегодового расходов
воды с радиусами излучин. График зависимости модального радиуса кривизны излучин
(гмод) от среднемаксимального расхода воды гмод =/(<2тах) позволяет исследуемые свободно-
меандрирующие реки разбить на три группы. К основной группе можно отнести все реки, за
исключением Инсара, среднего Амура и нижнего Иртыша. Это-средние и крупные реки со
среднегодовым расходом воды в устье более 100 м3/с ц площадью водосбора более
15 000 км2. На графике связи гмод =/(<2тах) для этих рек четко прослеживаются различия в
географических условиях формирования русел рек (рис. 1). Модальные значения радиусов
кривизны при одних и тех же значениях <2тах Для каждой реки разные. Лишь в верхнем
течении рек, где радиусы кривизны излучин менее 200 м, этот параметр на всех реках
соответствует близким значениям <2тах. Как показали наши исследования [6], одним из
факторов, непосредственно влияющих на характер данной зависимости, является показа¬
тель внутригодового распределения стока, определяемый через соотношение Qcp/Qmax = к-
92

Для исследуемых рек были посчитаны коэффициенты "к" в уравнении регрессии Qср =
= kQmах + С. Характеризуя естественную зарегулированность реки, коэффициент "к" законо¬
мерно уменьшается от рек на севере Восточно-Европейской части региона (Вычегда -
восточно-европейский тип водного режима) на юго-восток (Урал - казахстанский тип). На
реках Западно-Сибирской равнины величина "к" снова увеличивается (Конда, Иртыш,
Тромъеган, Чулым), уменьшаясь затем в направлении на восток по мере перехода от за¬
падно-сибирского типа водного режима к восточно-сибирскому (Вилюй, Яна). Хотя оче¬
видно, что внутригодовое распределение стока является далеко не единственным при¬
родным фактором, определяющим региональный характер связи r=f(Qmax) и на данную
зависимость влияют также крупность руслообразующих наносов [15-17], уклон дна долины
[18], устойчивость русла [2] и другие факторы, сочетание которых обусловливает различия
в развитии свободных излучин на разных реках.
Ко второй группе нужно относить малые реки со среднегодовыми расходами воды менее
100 м3/с и площадями водосбора менее 5000 км2. В качестве примера рассмотрена река
Инсар (<2Ср = 15 м3/с; F = 3860 км2) - правый приток Алатыря ( бассейн Волги). На\ графике
гмод =/(Gmax) Для этой Реки четко выражен степенной характер связи (рис. 2). Коэффициент
корреляции между значениями гмод и <2шах степенной зависимости гораздо выше, чем для
линейной, характерной для более крупных рек (0,93 против 0,81). Аналогичную форму связи
можно получить, если экстраполировать график связи /*мод =f(Qmax) для средних и крупных
рек в область малых значений гмод и Qmax с выводом графика на "0", где эти реки в своих
верховьях относятся к категории малых. Степенную зависимость радиусов кривизны от
расхода воды получили также И.Г. Джуха [19] для малых рек бассейна Сухоны и
И.Н. Павлов [4] для малых рек равнинной части Алтая.
Различия в характере связи гмод = f(Qmax) для малых и средних (больших) рек можно
объяснить особенностями изменения относительной глубины, т.е. отношения глубины к
ширине меженного русла, на реках первых порядков и более крупных реках. На реках
первых порядков, к которым относится Инсар (его порядок по системе Р. Хортона —
Н.А. Ржаницына изменяется от 1 до 8-9 в устье) соотношение глубины русла и его ширины
имеет наибольшие значения и интенсивно изменяется от 0,10 до 0,02. На реках более
высоких порядков (реки первой группы) с ростом их порядка величина относительной
глубины минимум 0,01 и остается практически неизменной [20] с общей тенденцией к
постепенному уменьшению.
К третьей группе относятся крупнейшие реки - средний Амур и Иртыш, причем послед¬
ний - единственная в Северной Евразии свободномеандрирующая практически до самого
устья река таких размеров. Свободномеандрирующий участок Иртыша (от г. Павлодара до
устья) можно разделить на две части: до устья Тобола и ниже устья Тобола. До слияния с
Тоболом Иртыш имеет тот же порядок, что й реки первой группы (средние и большие) со
93

среднегодовым расходом воды менее 1500 м3/с. График связи гмод =/(2тах) Для этого участка
имеет линейный характер (рис. 1). На нижнем Иртыше дальнейшее нарастание водонос¬
ности не приводит к увеличению характерных элементов излучин. По-видимому,
среднемаксимальный расход воды ниже устья Тобола является критическим для форми¬
рования параметров свободных излучин. Связь радиуса кривизны с расходами воды здесь
отсутствует: коэффициент корреляции близок к нулю.
Аналогичная картина наблюдается на среднем Амуре. Увеличение среднемаксимального
расхода воды с 5500 м3/с до 11600 м3/с при впадении таких крупных притоков как Бурея и
Сунгари не сказывается на средних значениях параметров свободных излучин. Модальные
значения радиусов кривизны на различающихся по водности участках среднего Амура оди¬
наковы и составляют 3500 м.
Для всех исследованных рек был также построен график зависимости гмод =/(<2ср)> гДе
бср ~ средний многолетний расход воды (рис. 3). Как видно, все точки образуют на нем
единое "поле". Таким образом, показатель водоносности (Qcр) нивелирует региональные
различия в формировании излучин. Коэффициент корреляции для этой зависимости равен
0,90, а параметры уравнения регрессии, которое имеет степенной вид: гмод = 35,62Q?p508.
Данная зависимость соответствует полученной Н.И. Маккавеевым [1, 8] зависимости между
радиусами излучин и среднегодовыми расходами воды: г = Щ?р5.
Таким образом, развитие излучин и гидрологоморфологические характеристики зако¬
номерно изменяются на реках с разным гидрологическим режимом, протекающих в неоди¬
наковых географических условиях. Изменение морфометрических параметров излучин по
длине рек определяется трансформацией их формы по мере увеличения водоносности реки.
Радиусы кривизны излучин, определенные как модальные по диаграммам распределения в
пределах бесприточных участков реки, последовательно увеличиваются по длине рек и
связаны со среднемаксимальным расходом воды на средних и больших реках прямой
линейной зависимостью. При этом для каждой реки коэффициенты & уравнениях связи за¬
висят от степени внутригодовой неравномерности, стока, а также других природных фак¬
торов.
Лишь для малых рек подтверждается степенная форма связи модального радиуса кри¬
визны излучин со среднемаксимальным расходом воды. На крупнейших свободно-
меандрирующих реках эта связь вообще отсутствует. Использование в качестве аргумента
нормы стока (среднегодового расхода воды) нивелирует региональные различия в форми¬
ровании излучин, а также различия у малых, средних, больших и крупнейших рек; в этом
случае единая связь для всех рек имеет степенной характер.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 348 с.
2.	Экспериментальная геоморфология. Вып. 2. Под редакцией Н.И. Маккавеева. М.: Изд-во МГУ, 1969.
142 с.
3.	Hickin E.J. Mean flow structure in meanders of the Squamish River, British Columbia // Can. J. Earth Sci.; 1978.
15. № 11. P. 1833-1849.
4.	Павлов И.Н. Морфология русел рек равнинной части Алтайского края // Геоморфология. 1994. № 3.
С. 78-86.
5.	Завадский Л.С., Никитина Л.Н., Чалов Р.С. Особенности свободных излучин на реках в различных
природных условиях (на примере Вычегды, Вилюя, Чулыма) // География и природные ресурсы. 1997.
№ 1. С. 85-92.
6.	Завадский А.С., Чалов Р.С. Региональные анализ свободного меандрирования // Вестник МГУ. Сер. 5.
География. № 3. 1997. С. 32-36.
7.	Чалов Р.С. Географическое исследование русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 280 с.
8.	Никитина Л.Н., Чалов Р.С. Эволюция свободных излучин и основные стадии их развития // Гео¬
морфология. 1998. № 3. С. 69-77.
9.	Барышников Н.Б. Морфология, гидрология и гидравлика пойм. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 240 с.
10.	Русловой режим рек Северной Евразии. 1994. Под редакцией Р.С. Чалова. М.: МГУ. 1994. 336 с.
11.	Лелявский Н.С. О речных течениях и форме речного русла // Труды 2-го съезда инженеров-гидро-
техников в 1893 г. СПб. 1893. (Вопросы гидротехники свободных рек. М.: Речиздат. 1948). С. 98-136.
94

12.	Лапшенков В.С. Прогнозирование русловых деформаций в бьефах речных гидроузлов. Л.: Гидро-
метеоиздат, 1979. 240 с.
13.	Шенберг Н.В. Анализ факторов и методика расчета руслоформирующих расходов воды // Водные
ресурсы. 1989. № 4. С. 49-54.
14.	Карасев И.Ф. Руслоформирующие расходы воды // Метеорология и гидрология. 1986. № 8. С. 94-98.
15.	Матвеев Б.В. Процесс меандрирования и развитие речных долин // Геоморфология. 1988. № 1.
С. 63-69.
16.	Некое С.В., Чалов Р.С. Сток наносов и русловые процессы на реках бассейна Дона // Геоморфология.
1997. № 2. С. 60-71.
17.	Schumm S.A. The fluvial sistem. 1977. 338 p.
18.	Чалов Р.С. Излучины р. Вычегды // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 4. М.: Изд-во МГУ, 1974.
С. 128-142.
19.	Джуха И.Г. Морфология и динамика русел малых рек таежной зоны // Автореф. дис... канд. геогр. наук.
М.: МГУ. 1984. 22 с.
20.	Ржаницын Н.А. Руслоформирующие процессы рек // Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 264 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	16.02.99
FORMATION CONDITIONS AND MORPHOLOGY OF FREE BENDS
ON THE NORTH-EURASIAN RIVERS
A.S. ZAVADSKY, R.S. CHALOV
Summary
The regularitivs of changes of the free bend morphometric characteristics (parameters) and their connection with river
water discharges are under consideration. It is established for medium and large rivers that the coefficient in the
regression equation "parameter - mean maximal water discharge" depends on the seasonal runoff irregularities. At the
same time the relationship "parameter - mean annual water discharge" is stable for all rivers. For small rivers
relationship between parameters and water discharges are exponential, close to quadratic; for medium and large rivers -
linear; the value of parameter does not depend on water discharge for largest rivers.
УДК 551. 432.7(481-922.1)
© 2000 г. A.H. СИРОТКИН, B.B. ШАРИН
ВОЗРАСТ ПРОЯВЛЕНИЙ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ВУЛКАНИЗМА
В РАЙОНЕ БОКК-ФЬОРДА (АРХИПЕЛАГ ШПИЦБЕРГЕН)
На севере центральной части о-ва Западный Шпицберген известны постройки современ¬
ных вулканов, приуроченных к зоне Брейбогенского глубинного разлома, разделяющего
выходы пород нижнепротерозойского фундамента и пород девонского орогенного
комплекса (рис. 1). Вопрос о возрасте проявлений четвертичного вулканизма в районе
Бокк- и Вуд-фьордов неоднократно обсуждался в печати. Д.В. Семевский, опираясь на
наличие обломочного вулканогенного материала в осадках голоценовых морских террас,
определил возраст вулкана Сверре как 4 000-6 000 лет [1]. Позднее К-Ar датирование
показало, что эти вулканогенные образования моложе 1 млн. лет [2]. И, наконец,
некоторые зарубежные авторы указывали на возрастной диапазон 100 000-270 000 л.н. [3].
95

Рис. 1. Схема геологического строения района Вуд-фьорд
/- комплекс пород нижнепротерозойского фундамента;
2	- серии Сиктефьеллет и Ред-Бей (нижний девон);
3	- серия Андре-Ленд (свиты Вуд-Бей, Грей-Хук, средний
девон); 4 - неогеновые платобазальты; 5 - четвертичные
вулканы; 6 - разломы; 7 - район Бокк-фьорда. Римскими
цифрами обозначены места разрезов: I - Якобсен-бухта; II -
п-ов Германия; III - мыс Кап Кьелдсен; IV - Кратерэльва; V -
ледник Карла
И' Иг И'И'
i«q I*	II—II7
5	0	70 20км
L 1 ' 1 1
Появившиеся в последнее время новые данные, в том числе и радиоуглеродные
датировки, а также наши геолого-геоморфологические наблюдения в период полевых работ
1994-1995 гг. позволили выдвинуть новую версию о возрасте четвертичных вулканов.
Геоморфологическое обоснование возраста вулканизма
Четвертичные вулканические формы рельефа в районе представлены вулканом Свер-
ре и отпрепарированными процессами денудации некками Халвданпигген и Сигурд
(рис. 1).
Лучше других сохранился вулкан Сверре, расположенный на западном побережье Бокк-
фьорда (рис. 2). Это отдельно стоящая конусовидная возвышенность высотой 506 м и 3 км в
поперечнике. Вершина округлая, с четырьмя изометрично расходящимися уплощенными
гребнями. На склонах прослеживаются отдедьные выходы лавовых потоков, которые в
северной части вулкана имеют форму гряд с округлыми гребневыми линиями и крутыми
склонами. Длина гряд до 180 м, ширина 10-20 м. Все склоны, за исключением разрозненных
выходов коренных пород, покрыты обломочным туфолавовым материалом с эрратиче¬
скими валунами гранито-гнейсов. Крутизна склонов варьирует от 12 до 35°. Наиболее
крутые - привершинные части восточного и северного склонов (30-35°).
Вулкан находится в сложной троговой долине Карлсбреен - Бокк-фьорд, образованной
двумя вложенными трогами и имеет асимметричный профиль. На западном, более пологом
склоне трога прослеживаются ступени, расположенные на высотах 100-350 и 250-400 м. Эти
ступени выработаны в метаморфических породах и являются фрагментами днища наиболее
древнего трога. Восточный борт долины крутой, сложен красноцветными породами девона.
Здесь отмечены крутостенные треугольные фасетки - выступы коренных пород, впослед¬
ствии срезанные ледниками. Процессы денудаций в голоцене не изменили их морфологи¬
ческий облик и крутизну склонов (42-55°).
96

1 А |/7 0^]/# | & 119 \_S^\20 | S !■?/ | g 122	\23
Puc. 2. Геоморфологическая схема района Бокк-фьорд
Денудационный и структурно-денудационный рельеф: 1 - обвально-осьшные склоны горных хребтов;
2 - экзарационные склоны трогов; 3 - экзарационные днища трогов с чехлом донной морены; 4 - склоны
вулкана Сверре с чехлом обломочного туфолавового материала; 5 - отпрепарированные лавовые потоки на
склонах вулканического конуса; 6 - склоны кратера. Аккумулятивный рельеф: 7 - ледники и многолетние
снежники; 8 - боковые и конечные морены (0]У); 9 - п олоса осушки ((2IV); 10 - д елювиальные конусы
выноса и шлейфы ((?1V); 11 - пролювиальные конусы выноса ((2IV); Формы и элементы рельефа:
морские: 12 - современный пляж, 13 - бровки морских террас; ледниковые: 14 - уступы, трассирующие край
поздневалдайского ледника; флювиалъно-морскиё: 15 - дельты; вулканогенные: 16 - лавовые столбы,
17 - вспомогательные вулканические постройки, 18 - минеральные источники с травертиновыми террасами;
мерзлотные: 19 - пинго. Дополнительные обозначения: 20 - гребни; 21 - высота террас у бровки (абс.);
22 - высота террас у тылового шва (абс.); 23 - направление движения поздневалдайского ледника
4	Геоморфология, № 1
97

Конус вулкана "протыкает" ступень на склоне г. Виллиамстарнет, которая во время
днепровско-московского (заале, рисе, самаровско-тазовское) оледенения была днищем
наиболее древнего трога. Во время поз^невалдайского (поздний вейхселиан, вюрм III,
сартанское) оледенения ступень служила плечом более молодого, вложенного трога,
днищем которого является дно долины Карлсбреен — Бокк-фьорд. С южной и западной
сторон вулкан окружают валунно-глыбовые развалы верхневалдайской морены, с севера
протягиваются боковые голоценовые моренные гряды ледника Адольфа, а у восточного
подножия расположен комплекс морских террас (Gni-iv) высотой до 35 м.
Максимальным оледенением в районе являлось, по-видимому, днепровско-московское. В
это время район был почти полностью скрыт льдом, за исключением отдельных нунатаков,
приуроченных к наиболее высоким вершинам. Трудно представить, что ледник,
выпахавший себе днище в плотных метаморфических породах (мрамор, кристаллические
сланцы, мигматизированные гнейсы) протерозоя и срезавший "шпоры" девонских пород на
восточном борту долины, придал сглаженные черты конусу вулкана, как утверждают
некоторые зарубежные авторы [3].
Это же касается и поздневалдайского оледенения, максимум которого в районе достигал
18 000-20 000 лет назад [4]. Боковая граница ледника определена по валунно-глыбовым,
уступообразным бордюрам, трассирующим край ледника (рис. 2), реликтовым циркам на
восточном борту долины, моренному чехлу на плече трога. В районе горы Сверре она
располагалась на высоте 350-400 м (напомним, что высота вулкана 506 м). По направлению
к области питания (к югу) она повышалась, а к области расхода понижалась — до 65 м и
менее на равнине Рейнсдюрфлюа. Направление ледниковой штриховки указывает, что лед¬
ник двигался к северу, вдоль осевой линии фьорда. Таким образом, если бы вулкан
существовал в это время, то он должен был попасть под воздействие мощнейшей экзарации,
которая привела бы, в лучшем случае, к его трансформации до степени отпрепариро¬
ванного некка, как это можно наблюдать в случаях с бывшими вулканами Халвданпигген и
Сигурд.
Косвенным доказательством интенсивности экзарации в пределах вулкана Сверре может
служить следующий факт. На северо-восточном склоне вулкана расположен кратер, в
настоящее время интенсивно денудированный (рис. 2). В Малом ледниковом периоде
(XIV-XVIII вв.) [5] он был занят каровым ледником. В настоящее время это водосборная
воронка, служащая областью питания ручья Вулканбеккен. Экзарцция и водная эрозия
сильно изменили кар, почти полностью уничтожив его северный склон. Внутри воронки
этими процессами обнажены лавовые потоки и столбы, пространство между которыми
занято "живыми" осыпными массами обломочного туфолавового материала. А ведь область
распространения и мощность ледников в Малом ледниковом периоде не идут ни в какое
сравнение с максимумом поздневалдайского оледнения и, тем более, с размерами
днепровско-московского.
Как уже было отмечено выше, к северу от вулкана расположена боковая морена ледника
Адольфа. Она является более молодой (позднеголоценовой). Материал преимущественно
грубообломочный, представлен блоками, валунами, щебнем мраморов (коренные выходы
которых отмечены непосредственно в моренной гряде), песчаников, гранито-гнейсов в
смеси с суглинками и песками. Боковая морена постепенно переходит в конечную,
состоящую из трех валов высотой до 60 м. Здесь, среди обломочного материала,
встречаются многочисленные обломки черных базальтов. Эта морена перекрывает более
древнюю (поздневалдайскую), распространенную к западу и югу от вулкана,
Поздневалдайская морена сложена валунами и глыбами гранито-гнейсов, коренные выходы
которых отмечены в пяти километрах южнее и западнее вулкана. Мелкоземистый
заполнитель здесь практически отсутствует. Валуны и глыбы гранито-гнейсов отмечены и
на склонах вулкана Сверре. Особенно большой концентрации они достигают на западном и
южном склонах. На некоторых валунах присутствует черная лавовая корочка. Кроме этого,
на южном отроге и у подножия конечноморенного вала ледника Адольфа нами обнаружены
в коренных выходах базальтов валуны гранито-гнейсов, вскрытые процессом криогенного
выветривания. Здесь же находятся валуны, форма которых в точности соответствует
углублениям в лавах. Эти факты свидетельствуют о том, что изливавшаяся лава захваты¬
вала уже отложенный моренный материал. Таким образом, извержение происходило после
отложения донной поздневалдайской морены. Обращает на себя внимание отсутствие
суглинистого заполнителя в донной морене, причем это характерно только для участков,
непосредственно причлененных к вулкану. По-видимому, это связано с бурными потоками
98

талых ледниковых вод, вымывших мелкозем после (или во время) извержения вулкана, что
подчеркивается такими формами микрорельефа, как "каменные острова".
Распределение вулканогенного материала в разрезах четвертичных осадков непосред¬
ственно связано с процессами транспорта и аккумуляции отложений на заключительных
этапах неоплейстоцена и в голоцене. Наибольшей концентрации вулканогенные минералы
достигают в разрезах у подножия вулкана Сверре, поэтому мы остановимся на одном из них
подробнее.
На неширокой приморской равнине, с востока причлененной к вулкану, нами прослеже¬
ны террасы следующих уровней: 1-3 м, 6-8 м, 10-13 м, 18-22 м, 25 м, 32-35 м (рис. 2).
Строение террас достаточно однообразное, поэтому в качестве примера мы приведем
описание отложений, слагающих террасу уровня 10-13 м.
Разрез представлен тремя пачками.
1.	Красно-коричневые мелкозернистые пески с включением гравия, гальки и остро¬
угольных обломков базальтов. Вулканогенные породы составляют 90% от объема породы.
Мощность - 0,3 м.
2.	Черные гравийники (состоящие на 90% из туфолавового материала) с разнозернистым
песчаным заполнителем, в составе которого отмечены зерна оливина. В подошве пачки -
крупные гальки и отдельные валуны гранито-гнейсов и базальтоидов. Мощность - 0,6 м.
3.	Розовато-серые мелкозернистые, хорошо сортированные пески. К подошве увеличива¬
ется содержание дресвы и щебня базальтов с розоватой корочкой. В пачке содержатся
обломки раковин Муа truncata. Радиоуглеродное датирование по этим фрагментам показало
возраст 10 070 ± 95 лет. Мощность - 0,4 м.
Ниже идет цоколь, сложенный коренными базальтами, высотой 4,5 м.
Обращает на себя внимание пачка 2. Она прослежена на разных уровнях до высоты 50 м.
Мощность ее варьирует от 0,2 до 2,0 м, однако состав материала неизменен - преобладает
гравийный туфолавовый материал. Слои подобных гравийников отмечены и на восточном
побережье Бокк-фьорда. Накопление этой толщи в вышеназванных разрезах происходило в
предголоценовое время (молодой дриас), так как этот период в Бокк-фьорде был периодом
дегляциации [4].
Таким образом, интенсивный привнос вулканогенного материала от вулкана Сверре осу¬
ществлялся в предголоценовое - раннеголоценовое время. Вулканический конус образовал¬
ся после ледникового поздневалдайского максимума, но до формирования террасы уровня
10-13 м.
Извержения вулкана Сверре происходило неоднократно: наиболее поздние - в среднем
голоцене. На это указывает расположение травертиновых террас, образованных
гидротермальными источниками. Например, террасы, образованные источниками Тролль,
находятся в диапазоне высот 10-25 м. С востока с ними граничит серия морских террас,
окаймляющих моренный комплекс ледника Карла. По нашим данным, абсолютный возраст
террасы уровня 18-20 м (установлен методом радиоуглеродного датирования по раковине
Mytilis edulis) - 6255 ± 45 лет. Если бы травертиновые террасы были созданы во время или
до образования этого уровня, то они, несомненно, были бы уничтожены волноприбойными
процессами, так как это достаточно хрупкие образования. Таким образом, одно из
последних проявлений вулканизма имело место после вышеуказанной даты.
Геологическое обоснование возраста вулканизма
Четвертичные осадки, изученные нами в исследуемом районе, относятся к двум
возрастным подразделениям. Это верхненеоплейстоценовые (ледниковые, дельтовые и
морские) и голоценовые (морские и дельтовые) отложения. Они представлены (в различных
соотношениях) валунными суглинками, галечниками, гравийниками, песками, алевритами и
глинами.
Шлиховое опробование четвертичных разрезов ставилось с целью определения степени
распространения в них минералов, генетически связанных с четвертичными вулканоген¬
ными образованиями, чтобы в конечном итоге, зная возраст четвертичных отложений,
попытаться определить возраст вулканизма или фаз его активизации. При этом надо было
решить три задачи.
1.	Из общего набора минералов, представленных в шлихе, выделить те, которые
полностью или большей своей частью являются вулканогенным материалом.
2.	Определить степень рассеивания этих минералов по изученной площади.
4*
99

Минералы из пород различных комплексов, накапливающиеся в качестве терригенных в четвертичных осадках
xndoirx
+
+
+
+
BBdXg вянвидо ввяолод
+
+
квнс1эь qiroHHUjn
+
+
iHwodx
+
+
нэфэ
+
xHdHjj
+
+
+
xndcg
+
+
+
+
+
хихвпу
+
+
+
евхвну
+
нээяояиэк
+
+.
+
+
+
+
ithxXj
+ .
+
+
+
+
+
Hoxdn'n
+
+
t
+
+
хихоид
+
+
+
+
ийгенодо
+
+
+
HHirnwdXx
+
+
+
+
+
+
xoWhug
+
+
xhxbwoj
+
+
+
XHHOWHJf
+
+
+
+
ввнэкэе вмнвюдо bbsojoj
+
t
+
ХИНЭ1ЧЧ1ГИ
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
XHXQHJCJAi
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
XBHBdj
+
+
+
+
+
+
+
+
BeaoEod чкэнипщ
+
+
I4H90HOdHn
+
+
+
+
+
НИЯИ1Г0
+
+
+
+
9
1
(Я
а
ч
л
£
§
3
н
а 2
а л
(N
а
*
>>
><
»К
О
«5
*
б
* *я
<D о
PQ W
PQ
s
8
CD
•&
Он
1
Н
CD
S
«
К
8
«
К
Он
VO
2	„
Ч*	, ^	ни	ИН	>«✓	*
tr Д О и и
+ 1
+ +
-	ведущие минералы тяжелой фракции пород данного комплекса
-	второстепенные минералы тяжелой фракции пород данного комплекса

3.	Изучить распределение этих минералов по
конкретным разрезам и возрастным горизон¬
там.
Минералогический анализ шлихов показал,
что ведущими минералами в каждой пробе явля¬
ются, чаще всего, представители того гео¬
логического комплекса, в поле развития кото¬
рого находится тот или иной опробованный раз¬
рез четвертичных осадков. При этом мине¬
ралы, которые можно было бы рассматривать
как вулканогенные, образуют зачастую неболь¬
шие концентрации и играют в пробе
второстепенную роль.
Для того, чтобы разбраковать минералы и с
большей вероятностью выделить среди них
представителей вулканогенного комплекса, мы
изучили минеральный состав всех геологи¬
ческих комплексов, развитых в данном районе,
при этом использовались как собственные ма¬
териалы, так и материалы предшественников.
Как видно из таблицы, многие минералы, сла¬
гающие базальтоиды четвертичных вулканов,
встречаются также и в породах других комплексов. Тем не менее, в группу рабочих
минералов мы отобрали оливин и пироксены, как основные породообразующие минералы
базальтоидов, способные указать на возможное присутствие в четвертичных осадках
вулканогенного материала; хромит, бурую роговую обманку и черную шпинель,
являющиеся индикаторами этого материала, а также ильменит и магнетит в качестве
вспомогательных минералов.
Анализ шлихов показал, что количество вулканогенного материала в породах из разных
разрезов не одинаково и зависит прежде всего от удаления данного разреза от
предполагаемого источника сноса. Так, в разрезе на западном берегу Бокк-фьорда, в
непосредственной близости от вулкана Сверре, общее количество рабочих минералов
колеблется от 186 до 412 г/т, составляя в среднем 265 г/т. В разрезе, изученном в районе
мыса Кап Кьелдсен, среднее содержание этих же минералов составляет 68 г/т (от 3 до
105 г/т), а в разрезе из района Якобсен-бухты - 0,7 г/т (от 0,1 до 2,1 г/т). На рис. 3
представлена зависимость количества минералов в пробах от удаления от источников
сноса. Единственное исключение - разрез в устье Кратерэльвы (западный берег Вуд-
фьорда), находящийся в относительной близости от вулкана Халвданпигген. Пробы из этого
разреза содержат не более 1-3% минералов рабочей группы.
Второй особенностью этого графика является то обстоятельство, что данная
зависимость проявляется только для разрезов, расположенных к северу от вулканов. Так,
разрезы в районе ледника Карла, представленные морскими и дельтовыми отложениями,
такую зависимость проявляют по отношению к вулкану Сигурд, отстоящего от них к югу,
хотя, в fo же время, морские осадки в этом районе накапливались и за счет вулкана Сверре.
Таким образом, минеральный состав осадков подтверждает, что в поздненеоплей-
стоценовое время и позднее преимущественный снос на изученной площади шел с юга на
север. Верхненеоплейстоценовые отложения описаны и опробованы нами в разрезах в
районе вулкана Сверре, мыса Кап Кьелдсен, п-ова Германия и Якобсен-бухты (рис. 1).
Наиболее древними осадками, где выявлены вулканогенные минералы, являются
валунные суглинки, слагающие цоколь террасы высотой 27 м в Якобсен-бухте. Радио¬
углеродный возраст обломков раковин в этой пачке - 32440 ± 360 лет. Аккумуляция этих
осадков произошла во время поздневалдайского оледенения, когда внешний край ледников
находился за пределами Вуд-фьорда. В это время ледник, располагавшийся в долине
Халвландален, являлся притоком более крупного, двигавшегося по Вуд-фьорду к северу.
По-видимому, вулканогенный материал переносился от вулкана Халвданпигген к Якобсен-
бухте ледниковым путем. Ледниковые осадки этого возраста характеризуются ассоциация¬
ми, соответствующими тому типу пород, в пределах которых они формировались. Из
вулканогенных минералов наиболее часто встречаются (до 5%) хромит, черная шпинель
(Якобсен-бухта), пироксен (п-ов Германия), оливин (Кап Кьелдсен), а также ильменит и
магнетит.
х ср. г/т
Рис. 3. Среднее содержание вулканогенных
минералов в разрезах четвертичных отложений
в зависимости от удаления от предполагаемых
источников сноса
101

Рис. 4	Рис. 5
Рис. 4. Содержание вулканогенных минералов в четвертичных осадках района Якобсен-бухты
Суммарное содержание минералов: 1 - оливин, пироксен, магнетит, хромит, ильменит, шпинель; 2 - оливин,
пироксен. Состав осадков: 3 - валуны, 4 - галечники, гравийник, 5 - пески, 6 - алевриты, 7 - суглинки,
8 - глины, 9 - коренные породы
Рис. 5. Содержание вулканогенных минералов в четвертичных осадках района п-ва Германия
Условные обозначения - рис. 4
В целом можно утверждать, что для отложений этого возраста и генезиса характерна
ассоциация вулканогенных минералов, включающая пироксен, ильменит и хромит; оливин
встречается в меньших количествах, а черная шпинель - еще реже.
Осадки дельтового генезиса, датируемые поздним неоплейстоценом, перекрывают
ледниковые отложения на мысе Кап Кьелдсен и подстилают морскую пачку, имеющую
радиоуглеродную датировку 10 000 ± 70 л.н. [16]. Они представлены косослоистыми
песками и гравийниками с прослоями галечников. По направлению косой слоистости было
определено, что снос материала шел с юго-востока, со стороны п-ова Кронпринцхегда. Для
проб, отобранных здесь, характерна шпинель-гранат-оливиновая ассоциация, что говорит о
преобладании в отложениях вулканогенного материала и о близости его источника. В
группе рабочих минералов высоко содержание оливина (до 59%), шпинели (до 14%),
ильменита (до 18%), пироксена (до 10%); в небольших количествах отмечен магнетит. Для
зерен всех минералов отмечено отсутствие признаков окатанности, а для ильменита —
присутствие кристаллов.
Морские отложения раннеголоценового возраста развиты в данном районе достаточно
широко. Следует оговориться, что их некоторые радиоуглеродные датировки дают
пограничный между поздним неоплейстоценом и голоценом возраст, однако допустимые
погрешности позволяют отнести эти осадки к раннему голоцену. Как и предыдущие, эти
отложения характеризуются ассоциациями, соответствующими тем коренным породам, в
пределах которых находится тот или иной разрез. Наряду с этим, здесь широко
представлены и вулканогенные минералы рабочей группы; для них характерна ильменит-
оливин-пироксеновая ассоциация. Из минералов-индикаторов во всех разрезах встречается
черная шпинель, в разрезах Кап Кьелдсена и ледника Фридриха — бурая роговая обманка, а
в Якобсен-бухте - хромит.
102

Рис. 6. Содержание вулканогенных минералов в четвертичных осадках района мыса Кап
Кьелдсен
Условные обозначения - рис. 4
42‘
о О о
О о
°о°о°
ООО
4U
О о
О О о
О о
О о о
О°0о°
°о о
‘°0°о
Щц
°о°
о°°°
о О о
о о
40‘
о ° о
k °о°
О о о
30 •
о о
° о о
iO о
30‘
О о О
О О
СЭ«С=>
ко о о
37‘
30‘
11	L
Рис. 7. Содержание вулканогенных минералов в четвертичных осадках района Кратерэльва
Условные обозначения - рис. 4
103

Рис. 8. Содержание вулканогенных минералов в четвертичных осадках района ледника Карла
Условные обозначения - рис. 4
Морские отложения ранне-среднеголоценового возраста представлены в районе так же
широко, как и предыдущие осадки. Их общие ассоциации сформированы по уже известному
принципу, а для группы рабочих минералов характерна пироксен-ильменит-оливиновая
ассоциация. Из индекс-минералов черная шпинель встречается во всех разрезах, а хромит -
только в районе Якобсен-бухты и Мусхамны (здесь он входит в группу ведущих минералов).
Таким образом, четвертичные отложения всех возрастов содержат вулканогенный
материал в виде минеральных зерен и кристаллов оливина, пироксена, хромита, шпинели,
амфибола, ильменита, магнетита.
Литологическая и минералогическая характеристика некоторых разрезов и точки их
опробования показаны на рисунках 1 и 4-8.
Выводы
1.	Извержение вулкана Сверре началось после максимума поздневалдайского
оледенения, в период дегляциации. На месте вулкана располагалась донная морена с
мощными линзами мертвых льдов, таяние которых привело к вымыванию мелкозема из
состава морены.
2.	Возраст извержений вулканов Халвданпигген и Сигурд более древний, чем
поздневалдайский. Эти образования подвергались мощному (возможно неоднократному)
экзарационному воздействию, вследствие чего от них сохранилась только жерловая фация.
3.	Весь разрез четвертичных отложений содержит минералы вулканогенного
происхождения, что говорит о существовании вулканов в этом районе еще в допоздне-
валдайское время.
4.	В то же время во всех разрезах верхненеоплейстоценовые отложения не
характеризуются пиками содержаний вулканогенных минералов, за исключением
дельтовых отложений на мысе Кап Кьелдсен (2ш)- А невысокое содержание минералов в
этих пачках может свидетельствовать о том, что в это время лишь шел размыв уже
образовавшихся вулканических построек, а новой активности вулканов не было.
5.	В то же время дельтовые отложения (2ш) на мысе Кап Кьелдсен, источник сноса
которых находился тогда на юго-востоке от разреза, указывают на существование в это
время вулкана Халвданпигген.
104

6.	Все разрезы (кроме Якобсен-бухты) характеризуются повышенным содержанием
вулканогенных минералов в нижних слоях пачки морских нижнеголоценовых отложений.
Обращает внимание тот факт, что в аномальных пробах увеличено в основном содержание
оливина и пироксена, т.е. минералов, слагающих основную массу базальтоидов.
Напрашивается вывод, что во время накопления этих слоев активизировалась вулкани¬
ческая деятельность в районе, а в бассейн осадконакопления поступила резко увеличенная
порция вулканического материала.
7.	В районе вулкана Сверре нижнеголоценовые осадки залегают на цоколе морских
террас, сложенном вулканическими породами. Эти осадки представлены песками,
вулканический материал которых на 70-80% состоит из пироксенов и оливина. Здесь надо
отметить, что количество этих минералов увеличивается в песках снизу вверх по разрезу.
На северном борту ледника Фридриха нижнеголоценовые осадки представлены песками и
галечниками, в которых количество вулканогенного материала (оливин + пироксен) также
увеличивается снизу вверх по разрезу.
8.	Также почти во всех разрезах имеются вторые пики содержания минералов,
приуроченные либо к верхним частям нижнеголоценовых слоев, либо к среднеголоценовым
осадкам. Учитывая погрешности при определении положения границы между этими
пачками, можно, видимо, эти пики отождествить между собой. И, принимая во внимание
информацию, высказанную в пункте 4, надо сделать вывод о вторичной активизации
вулканической деятельности в голоцене.
9.	Обращает на себя внимание низкая концентрация вулканогенных минералов в
отложениях Кратерэльвы, что может объясняться лишь высокой степенью эродирован-
ности вулканического аппарата вулкана Халвданпигген и, как следствие, уменьшением
обломочного материала, поступающего в осадки в это время.
10.	В конечном итоге мы можем утверждать о двух периодах вулканической активизации
в районе Бокк-фьорда и Вуд-фьорда: в конце неоплейстоцена (11 000-10 000 л. н.) и,
примерно, в конце раннего - среднем голоцене (9 000-6 000 л. н.). Каждая из этих
активизаций зафиксирована повышением (иногда резким) содержания вулканогенных
минералов в осадках соответствующего уровня.
И. Мы предполагаем, что с первой из этих двух активизаций связано образование
вулкана Сверре. Все высокие концентрации вулканогенных минералов в осадках связаны
именно с ним, так как ближайший вулкан Халвданпигген к этому времени был
основательно разрушен и поставлял мало материала.
12. Последнее проявление вулканизма имело место позже, чем 6255 лет тому назад.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Семевский Д.В. К вопросу о возрасте вулкана Сверре // Материалы по геологии Шпицбергена. Л.:
НИИГА, 1965. С. 272-275.
2.	Бурое ЮЛ., Загрузина И.А. Результаты определения абсолютного возраста кайнозойских базитов
северной части о. Шпицберген // Геология Свальбарда. Л.: НИИГА, 1976. С. 139—140.
3.	Skjelkvale B.L., Amundsen H.E.F., O'Reilly S.Y. et al. A primitive alkali basaltic stratovolcano and associated
eruptive centres, northwestern Spitsbergen: volcanology and tectonic significance // J. Volcanol. and Geothermal
Res. № 37. Amsterdam, 1989. P. 1-19.
4.	Salvigsen O., Osterholm H. Radiocarbon dated raised beaches and glacial history of the northern coast of
Spitsbergen, Svalbard // Polar Res. I. Oslo, 1982. P. 97-115.
5.	Троицкий Л.С., Зингер E.M., Корякин В.С. и др. Оледенение Шпицбергена (Свальбарда). М.: Наука,
1975.276 с.
6.	Bruckner Н., Halfar RA. Evolution and age shorelines along Woodfjord, northern Spitsbergen // Z. Geomorph. N.F
Suppl.-Bd. 97. Berlin - Stuttgart, 1994. P. 75-91.
Полярная Морская Геологоразведочная
экспедиция, г. Ломоносов
Поступила в редакцию
11.08.98
105

THE AGE OF QUATERNARY VOLCANIC ACTIONS IN THE VICINITY
OF BOKK-FJORD (SHPITSBERGEN)
A.N. SIROTKIN, V.V. SHARIN
Summary
Correlation of glacial and volcanic relief and occurrence of volcanic minerals were analysed. The age of Quaternary
volcanoes was determined on the basis of this analysis and radiocarbon dating.
УДК 551.432(282.2522)
©2000 г. ЛЮШУГУАН, P.C. ЧАЛОВ
МОРФОДИНАМИЧЕСКИЕ ТИПЫ РУСЕЛ РЕК ХУАНХЭ И ЯНЦЗЫ
(НИЖНЕЕ ТЕЧЕНИЕ) И УСЛОВИЯ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ1
В русской научной литературе очень редко встречаются сведения о морфологии и
динамике русел рек за пределами бывшего СССР, что ограничивает региональный анализ
русловых процессов; В то же время большие и тем более крупные реки мира в целом
относятся к слабо изученным в отношении русловых процессов: основное внимание
уделяется средним и малым рекам. Исключение в этом отношении представляют реки
Китая, в первую очередь - Янцзы и Хуанхэ, которым посвящены крупные монографии,
атласы, сборники статей. Однако китайская научная литература российским специалистам
практически недоступна из-за языкового барьера. Тем не менее полученные данные о
морфологии русел, условиях их формирования и русловых деформациях на основе единого
методологического и методического подхода чрезвычайно важны как с точки зрения
географии русловых процессов, так и для выявления закономерностей развития русел рек
при различном сочетании и специфических проявлениях природных факторов.
Река Янцзы относится к крупнейшим по водности рекам мира. Ее длина - 5800 км,
площадь бассейна в устье - 1808,5 тыс. км2, увеличиваясь на участке нижнего течения (от
г/п Ичан близ выхода реки из района 'Трех ущелий" в горах Добашань, где находится
последний, считая по течению, гидроузел Гэчжоуба, на равнину Лянху) в 1,8 раза. Еще
больше возрастает водоносность реки: в створе г/п Ичан годовой сток равен 451,1 км3,
среднегодовой расход — 14 300 м3/с, в створе г/п Датун (624 км от устья), соответственно
9240 км3 и 29 300 м3/с [1]; среднемаксимальный расход воды равен 71100 м3/с (г/п Ичан) и
92600 м3/с (г/п Датун).
Площадь бассейна р. Хуанхэ - 745 тыс. км2, длина реки 5400 км. В пределах нижнего
течения, считая от строящейся Сяоландинской ГЭС (выше г. Мэньцзинь), где река выходит
из гор Тайханшань на Великую Китайскую равнину, площадь бассейна увеличивается
незначительно, так как река здесь практически бесприточна, а сток ее в значительной мере
разбирается на орошение и водообеспечение городов и населенных пунктов. В межень
(зимой) сток в низовьях вообще, прекращается из-за наполнения в этот период
водохранилищ. Поэтому, хотя разница в величинах площадей бассейнов в створах верхних
границ нижнего течения обеих рек не столь велика (в 1,4 раза), характеристики вод¬
ности рек различаются очень сильно: в створе г/п Хуаюанькоу годовой сток Хуанхэ равен
49,8 км3 (меньше, чем Янцзы, - в 10 раз), среднегодовой расход воды - 1580 м3/с,
среднемаксимальный - 22 300 м3/с; вниз по течению они уменьшаются, составляя,
соответственно, 48,4 км3, 1580 м3/с и 10 400 м3/с в створе г/п Лицзинь. Эти различия
определяются расположением бассейнов в многоводном юго-западном (Янцзы) и мало- или
даже безводном центральном (Хуанхэ) районах Китая.
Еще более существенны различия в стоке наносов рек, хотя обе они относятся к самым
мутным рекам мира. Река Хуанхэ, пересекая Лёссовое плато, в которое она врезана на 11 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64418).
106

глубину до 300-400 м, получает огромное
количество наносов как при размыве берегов, так и
вследствие колоссального по объему смыва почв и
овражной эрозии: 3700 т/км2 в год [2]. В результате
среднегодовая мутность Хуанхэ в нижнем течении
составляет 24,2—28,4 кг/м3, тогда как максимальная
достигает 1400 кг/м3. В этих условиях, несмотря на
сравнительно невысокую водность, годовой сток
взвешенных наносов равен 1 559 880 тыс. т/год (г/п
Хуаюанькоу, верхний в нижнем течении, район
г. Чжэнчжоу); вниз по течению он сокращается в 1,3
раза - до 1 270 030 тыс. т/год на г/п Лицзин (104 км
от устья). Сток влекомых наносов существенно
меньше: 4860 тыс. и 1920 тыс. т/год, соответственно
[3], составляя доли процента от общего стока на¬
носов. Крупность взвешенных и влекомых наносов
отличается незначительно [4]: d$Q взвешенных -
0,26-0,33 мм, d5о влекомых - 0,057-0,062 и лишь в
начале участка (г/п Хуаюанькоу) - 0,092, причем ее
изменения коррелируются с уклонами (рис. 1).
Снижение крупности наносов вниз по течению
отражает направленный характер вертикальных
деформаций положительного знака - аккумуляции
наносов на реке, которая осуществляется со
скоростью от 3,5 до 9,0 см/год, обусловливая обвало-
ванность русла на всем протяжении нижнего течения, превышение меженного уровня воды
в реке над окружающей низменностью, постоянную угрозу наводнений. В гео¬
морфологическом плане систематическое накопление наносов отражается в отсутствии
долины реки как формы рельефа, трансформировавшейся здесь в обширную (несколько
сотен километров) аллювиальную равнину. По ней в историческое время (вплоть до XIX
века) блуждало русло, крайние положения которого отстоят друг от друга почти на 800 км,
причем современное русло образовалось в 1852 г. в результате прорыва дамб во время
половодья; до этого в течение 7 столетий река впадала в Желтое море к югу от
Шаньдунского полуострова недалеко от устья Янцзы [5], а угроза возвращения ее в это
направление была в 1938 г., когда наводнение практически соединило Хуанхэ с Янцзы в
районе г. Нанкина [2].
Сток наносов реки Янцзы также очень велик, хотя он в 3 раза меньше, чем у Хуанхэ.
Мутность воды составляет в среднем за год 0,55—1,18 кг/м3 на г/п Ичан, среднегодовой сток
взвешенных наносов — 512 000 тыс. тонн, влекомых — 13 000 тыс. тонн, на г/п Датун —
соответственно 471 000 и 3438 тыс. тонн. Доля стока влекомых наносов от взвешенных на
Янцзы больше, чем на Хуанхэ (от 2,5 до 6,8%), а крупность тех и других заметно
различается: d^Q взвешенных - та же, что и на Хуанхэ, d$$ влекомых - 0,15-0,21 мм, т.е. на
порядок больше [1].
По длине реки направленность вертикальных деформаций неоднократно меняется.
Рис. 1. Изменение крупности руслообра¬
зующих наносов (d50) в среднем (1) и
нижнем (2) течении р. Хуанхэ в зависимости
от уклона / (по Цянь Нину и Чжоу Вэньхао,
1965)
Вначале река аккумулирует наносы, вследствие чего русло ее поднимается на участке
длиной почти 600 км со скоростью до 4,7 см/год. Это соответствует пересечению рекой
озерной равнины Лянху, где происходит ответвление части стока в сторону реликтовых
озер Чаху, Хунху и Дунтинху (среднегодовой расход воды здесь уменьшается до 9760 м3/с,
т.е. почти на 32%). К выходу реки из этой низменности сток воды восстанавливается, и при
пересечении рекой горных массивов между г/п Ханькоу и г/п Датун она врезается. В
низовьях Янцзы, где она протекает по южной окраине Великой Китайской равнины,
гидропосты отсутствуют, но морфологические признаки (обвалованность русла,
приустьевые озера на притоках, гипсометрически более низкое положение низменности по
отношению к реке, отсутствие долины) и постоянная угроза наводнений свидетельствуют об
интенсивной направленной аккумуляции наносов.
Огромный сток наносов и малая крупность их руслообразующей составляющей, а на
Янцзы также ее высокая водность (река относится к категории крупнейших), система¬
тическая аккумуляция наносов как проявление вертикальных деформаций положительного
знака создают специфические природные условия формирования речных русел, отличаю-
107

Таблица 1
Распределение типов широкопойменного русла в нижнем течении р. Хуанхэ
(от г. Мэньцзин до устьевой области): числитель - км, знаменатель - % длины русла в пределах участка
Морфологически однород¬
ные участки русла: №, км
от г. Мэньцзин
Тип русла
Прямолинейное,
блуждающее
Меандрирующее
Прямоли¬
нейное,
стабильное
вдоль ко¬
ренного
берега
в поймен¬
ных бере¬
гах
блуждаю¬
щие излу¬
чины
относительно стабиль¬
ные излучины
вынужден¬
ные
сегментные
I. 0-299
93
206
31,1
68,9
II. 299-775
-
-
165
40
271
_
34,7
8,4
56,9
III. 775-831
-
-
_
_
56
100
I-III. 0-831
93
206
165
40
271
56
11,2
24,8
19,9
4,8
32,6
6,7
щие китайские реки от рек Северной Евразии. К этому добавляется неустойчивость русла
Хуанхэ: число Лохтина (Л) здесь равняется 0,13 на участке от г/п Хуаюанькоу до г/п Гаоцунь
(верхние 300 км нижнего течения), 0,14 - далее до г/п Лэкоу (район г. Цзинаня) и 0,3 - в
низовьях; такие значения не встречаются на реках бывшего СССР: самые низкие значения
зафиксированы на Амударье - 0,7-0,95 [6].
Русло Янцзы лишь в начале нижнего течения реки слабоустойчивое: здесь в пределах
равнины Лянху число Л = 3,6. Ниже по течению число Л увеличивается до 5,5 (относительно
устойчивое русло) и достигает 17,3 (устойчивое); в низовьях Л = 7,2 (снова относительно
устойчивое русло). Это сказывается, в частности, в том, что при внешне одинаковых
(сходных) условиях (обвалование, направленная аккумуляция наносов) русло Янцзы зани¬
мает относительно постоянное положение, и горизонтальные деформации носят местный
характер, проявляясь в переформировании отдельных излучин и разветвлений русла;
наоборот, русло Хуанхэ почти на всем протяжении интенсивно блуждает.
Еще одна специфическая особенность - искусственное обвалование русел обеих рек. Это
обусловлено постоянной угрозой катастрофических наводнений (дамбы рассчитаны на
превышение уровней паводков 1%-ной обеспеченности). Из-за возможности разрушения
потоком все дамбы возведены с учетом защиты их от размыва, представляя собой
капитальные каменные сооружения. Строительство дамб имеет многовековую (точнее -
тысячелетнюю) историю, их расположение по отношению к реке определяется шириной
пояса блуждания (меандрирования) русла. Такие дамбы оказывают огромное влияние на
русловые процессы, сосредоточивая сток высоких вод в сравнительно узкой полосе пояса
блуждания, а в самых низовьях рек - непосредственно в их руслах в пределах пойменных
бровок, практически исключая пойму из числа факторов и обусловливая горизонтальные
русловые деформации вплоть до создания искусственной аналогии врезанного русла. Это
обеспечивает повышение транспортирующей способности потока, снижение темпов
аккумуляции наносов и некоторое повышение стока наносов в низовьях.
Геоморфологические условия определяют однообразие типов русла на р. Хуанхэ
(широкопойменные на всем протяжении реки) и довольно частое чередование врезанного
(0-87, 853-902 км, считая от ГЭС Гэчжуоба), адаптированного (686-853, 1064-1297, 1438-
1545 км) и широкопойменного (87-686, 902-1064, 1297-1438, 1545 км - устье) русла на Янцзы.
На р. Хуанхэ (табл. 1) вниз по течению происходит последовательная смена
прямолинейного блуждающего, меандрирующего и прямолинейного (стабилизированного)
русла, которые занимают, соответственно, 36,0, 57,3 и 6,7% от общей длины реки в нижнем
108

течении, образуя три следующих друг за другом морфологически однородных участка.
Прямолинейное русло, начинаясь у г. Мэньцзина, сначала располагается вдоль правого
коренного берега, представленного отрогами горных массивов (адаптированное), а затем -
в пойменных берегах. Оно характеризуется постоянной миграцией и изменениями своего
положения в меженных границах после каждой многоводной фазы в полосе от 10,6 до 2,0 км
(рис. 2А), в целом сужающейся вниз по течению. За пределами этой подвижной полосы
находится пойма, как правило, отделенная от реки дамбами. Лишь изредка узкие
пойменные массивы (1—2 км) находятся между руслом и дамбами, подвергаясь интенсивному
размыву. В китайской литературе [7] за таким руслом закреплен термин "блуждающее . Его
переформирования, давшие название этому типу русла, отражаются на уровне массового
транспорта наносов, перемещения их скоплений, образующих в межень обширные побочни,
тогда как горизонтальные деформации формы самого русла (в пойменных бровках)
сравнительно невелики, ограничиваясь местными, хотя и очень интенсивными, но
кратковременными (в годовом разрезе) размывами берегов. В межень такое прямолинейное
блуждающее русло приобретает вид сегментных излучин, огибающих обширные песчано¬
илистые отмели (побочни), ширина которых в несколько раз больше ширины меженного
русла (около 1 км). Во время половодья (паводочного периода) поток может разработать
новое русло в пределах пояса блуждания, тогда как прежнее полностью заносится наносами
или перекрывается смещающимися побочнями. По этой же причине на Хуанхэ отсутствует
разветвленность, хотя осередки возникают периодически и повсеместно. Протоки,
отделяющие их от побочней или поймы, заносятся наносами и перестают существовать,
либо зарождающиеся острова быстро размываются. Цянь Нином и Чжоу Вэньхао [4]
получена зависимость степени развитости "излучин" динамической оси потока Хуанхэ
HL (/ - длина русла, L - шаг "излучин") от текущего расхода воды (рис. 3). При расходах
воды, превышающих руслоформирующий (3000 м3/с), поток становится прямолинейным
(//L = 1,08-1,12) и лишь в глубокую межень (<2<100м3/с) величина I/L достигает 1,3, т.е.
происходит блуждание стрежня потока при смене фаз водного режима, благодаря чему
полностью перестраивается морфология русла. При этом меженное его положение может
оказаться у противоположной границы пояса блуждания реки по отношению к многоводной
фазе. По мере уменьшения расхода воды поток искривляется и формируются "излучины"
меженного русла (по [8]), или "излучины" динамической оси потока [9], которые, однако,
не достигают критических значений степени развитости (//L < 1,6, как правило, не больше
1,3—1,4). Учитывая эти особенности развития русла, его предложено называть прямоли¬
нейным блуждающим. В известной мере аналогом такого русла можно считать русло
Амударьи, которое лишь условно на некоторых участках было отнесено к другим типам
русла, поскольку фиксировались крайние положения возле левого или правого берегов
меженного русла, блуждающего среди обширных, обсыхающих в межень отмелей [6].
Приведенные в [10] и "Атласе бассейна реки Хуанхэ" [5] совмещенные планы русла позво¬
ляют также говорить об определенной периодичности (раз в несколько лет) расположения
меженного русла в лево- или правобережной части пояса блуждания.
Меандрирующее русло Хуанхэ характеризуется двумя разновидностями (по интен¬
сивности переформирований) излучин, составляющих верхнюю и нижнюю части мор¬
фологически однородного участка II. В верхней части развиты излучины, отличающиеся
большими скоростями смещения; от 20—25 до 120—150 м/год с уменьшением вниз по течению
по мере роста числа Лохтина (рис. 2Б). Излучины имеют только сегментную форму и, как
правило, являются пологими; увеличение их кривизны сопровождается быстрым спрям¬
лением русла. Поэтому для всех излучин характерно их продольное смещение в пределах
пояса меандрирования (блуждания) реки, размеры которого определяются суммой стрел
прогиба смежных развитых сегментных излучин (0,5—6,1 км). Наименьшие значения пояса
меандрирования приурочены к вынужденным излучинам, образовавшимся в тех местах, где
к реке подходят возвышающиеся среди аллювиальной равнины сопки, сложенные
коренными полускальными породами.
Излучины нижнего участка относительно стабильны (рис. 2В). Будучи также пологими,
но при этом слаборазвитыми (//L~ 1,2-1,3 против 1,3-1,4 выше по^ течению), они испыты¬
вают очень медленное продольное смещение (доли метра — первые метры в год). Ширина
пояса меандрирования уменьшается до 0,3-1,8 км. Большинство излучин искусственно
закреплено дамбами.
Изменение типа русла и формы излучин, снижение интенсивности горизонтальных
русловых деформаций и сокращение ширины пояса блуждания (меандрирования) русла вниз
109

г
Рис. 2. Основные типы русла р. Хуанхэ и их переформирования за 1935-1982 гг. (по [10])
А — прямолинейное блуждающее (между г. Чжэнчжоу и г/п Цзяхэтань); Б — меандрирующие блуждающие
(ниже г. Чуенциня); В - сегментные излучины; Г - прямолинейное неразветвленное русло. 1-7 - положения
русла, соответственно, в 1935, 1956, 1960, 1964, 1972, 1976 и 1982 гг.
110

Рис. 3. Зависимость соотношения UL (/ - длина русла, L - шаг изгиба динамической оси
потока) от текущего расхода воды на р. Хуанхэ (г/п Хуаюанькоу) (по [4])
его устойчивости (числа Лохтина)
Рис. 5. Зависимость радиусов кривизны г и шагов L излучин динамической оси потока прямолинейного
блуждающего русла и излучин р. Хуанхэ от среднемаксимального расхода Qmax
по течению Хуанхэ совпадает с увеличением числа Лохтина (Л) и снижениями водности
реки. Между Л и шириной пояса блуждания (меандрирования) Вбп выявляется обратная
зависимость (рис. 4). При этом на кривых распределения возрастает выраженность модаль¬
ного значения ширины пояса блуждания при одновременном снижении его абсолютных
значений: в прямолинейном блуждающем русле оно составляет 4,5 км при повторяемости
34% в меандрирующем блуждающем, соответственно, 2,25 км и 48%, для относительно
стабильных излучин - 0,6 км и 58%, у прямолинейного стабильного русла в низовья* "
практически равно ширине русла и имеет повторяемость модального значения о о.
Характерно, что прямолинейное русло в низовьях отличается большей шириной (почти в
1,5 раза) по сравнению с руслом, образующим относительно стабильные излучины, и почти
на всем своем протяжении (56 км) располагается среди дамб.
111

Распределение типов русел в среднем и нижнем течении р. Янцзы от ГЭС Гэчжоуба до устьевой области
(числитель - км, знаменатель - % длины русла в пределах участка)
Тип русла
Широкопойменное
разветвления
(N
I 1 1 i t
-
VO
| 1 1 I I
11а
I 1 1 it
О
и
о
113
69,8
о
о
20
3,3
10а
124
20,7
36
22,2
излучины
С\
321
53,6
00
134
22,4
пря-
мо-
ли-
ней-
ное
13
8,0
Адаптированное
разветвленное
Г"
I 1 1 1 1
О
9
5,4
lo
| 1 1 II
о
X
X Й
о о
тГ
55
32,4
1 S
и я
£2 «
Л со
Он S
СП
и
пря-
мо-
ЛИ-
ней-
ное
_ I со
I 1 со о> 1 |
_
резанное
А
(N
17
19,5
X
9
Ц
со
S
-
30
34.5
36
73.5
т
прямоли¬
нейное
40
46
13
26,5
Морфоло¬
гически
однородный
участок, №,
км от ГЭС
I.	0-87
II.	87-686
III.	686-853
IV.	853-902
V.	902-1064
112

Тип русла
<D
s
*s
о
и
о
*
к	I	,	э53	<D
й	о	s	о	о
с	3	Ч	Я	я
<D
I
Ч
к
- «
а со
Ci я
<D
«•	.	«	<u
О- о я О о
к 3 ч я а
я
я
ч
<D
а
PQ
5	<d
о о
3 я
к « ■
6	Й
§
о
Ф
си
о
S
%
U
g‘C
I6
я 3
>> я
rJ°T
Ю|Й
И со
г- сп
Ню
ю 0
2 о"
> I СМ
Ч-г
О h-
2 U
Я 2
i|S
ffi ri
Ю сю
Я СЮ
I СМ
со СЧ
«со
|ю
a
4
о
> -
н СП
> 2
> £
X «
3
си
о
я -
Зо о
Е? ^ J3
ей «
8"	<D
*
я о

Изменения параметров излучин Хуанхэ вниз по течению по мере снижения водности
реки также прослеживаются отчетливо, если в качестве таковых принять "излучины"
динамической оси потока (меженного русла) в пределах прямолинейного блуждающего
русла (рис. 5): чем больше среднемаксимальный расход воды, тем больше радиусы кривизны
и шаги излучин. Характерно, что со среднегодовым расходом воды связи отсутствуют.
На Янцзы выделяются девять морфологически однородных участков (табл. 2),
в каждом из которых встречается не менее 2-3 типов русла. Все морфологическое
разнообразие русла Янцзы представлено на рис. 6. Абсолютно преобладающим типом русла
является разветвленное русло, как широкопойменное, так и адаптированное (в условиях
узкой поймы, ширина которой Вп > /?р и Вп < 3&р, где frp- ширина русла [ 11]). Его доля от
общей длины нижнего течения реки составляет 55,1% (в том числе и разветвлен-
но-извилистое русло, занимающее 7,6% длины реки), на свободные излучины в целом
приходится 28,5% длины, на прямолинейное (адаптированное и широкопойменное) русло -
всего 7,2% (с преобладанием первого из них). Врезанное русло образует два участка: I и IV.
I - (верхний), располагающийся ниже ГЭС среди горных массивов Добешань и Далоушань,
представлен последовательно сменяющими друг друга прямолинейным отрезком, несколь¬
кими сегментными излучинами и одиночной синусоидальной излучиной непосредственно
перед выходом реки на равнину Лянху. IV - меньший по длине почти в 2 раза, находится при
пересечении рекой невысокого горного массива Тешань и представлен сегментными
излучинами, некоторые из которых осложнены островами, занимающими привершинную их
часть. Река здесь, как и на смежных участках адаптированного русла, врезается; скорость
врезания, установленная по кривым связи уровней и расходов воды и балансу наносов,
составляет 0,5-2 см/год [3]. II морфологически однородный участок приурочен к древней
озерной равнине Лянху, где река отдает часть стока в систему озер. Это единственный
участок на Янцзы, образованный свободными излучинами русла (их доля от его
длины - 76%). Вследствие уменьшения водности реки вниз по течению сегментные
излучины в этом направлении сменяются петлеобразными: у первых модальные значения
радиуса кривизны гмод и шага £мод составляют 14 000 и 26 000 м, у вторых, соответственно,
1630 и 4500 м. В последние годы многие петлеобразные излучины в целях улучшения
судоходных условий искусственно спрямлены. В конце участка, где водность реки вновь
возрастает из-за возвращения стока из озера в реку, параметры излучин увеличиваются в 2
раза (гмод = 3000 м, Тмод = 11 000 м), а сами излучины становятся сегментными.
На VII участке имеется одна сегментная свободная излучина среди разветвлений, но ее
параметры, несмотря на увеличение водности реки почти на 50%, практически не из¬
меняются (гмод = 3400 м, LMOM = 10 800 м). Таким образом, размеры излучин на крупнейшей
Рис. 6. Основные морфологические типы широкопойменного и блуждающего русла р. Янцзы
А - врезанное, Б - а даптированное, В - широкопойменное; I - прямолинейное; II - меандрирующее
(излучины: 1 — сегментные, 2 — петлеобразные, заваленные или синусоидальные); III — разветвленное на
рукава: 1 — сопряженное, 2 — одиночное (а — симметричное, б — асимметричное и веерное), 3 — пойменно-рус¬
ловое.
Условные обозначения: 1 - борта долины (уступы, террас); 2 - пойма; 3 - прирусловые отмели
114

реке не связаны с характеристиками водности, оп¬
ределяясь местными условиями, что соответствует
выводам, полученным по некоторым рекам России
[12].
На остальных широкопойменных участках рус¬
ло или прямолинейное (вдоль правого коренного
берега), либо преобладают одиночные разветвле¬
ния своеобразной асимметричной формы или ве¬
ерные (также при расположении русла вдоль пра¬
вого коренного берега, но непосредственно ниже
его мысов). Одиночные асимметричные развет¬
вления характерны также для адаптированного
русла. Встречаются и более сложные разветвле¬
ния - сопряженные и пойменно-русловые, хотя
они не образуют морфологически однородных
участков, занимая подчиненное положение в виде
отдельных форм. Также сравнительно редки
(13,4%) нормальные одиночные разветвления, в ко¬
торых русло разделяется на два примерно равно¬
ценных по форме рукава островом каплевидной
(или веретенообразной) формы. В таких развет¬
влениях происходит периодическое развитие каж¬
дого из рукавов, при незначительном изменении
размеров и формы разделяющего их острова.
Асимметричные и веерные разветвления в ос¬
новном сформировались там, где река протекает
вдоль коренного берега как в широкопойменном,
так и в адаптированном русле. В таких развет¬
влениях происходит активное искривление одного
из рукавов, как правило, находящегося под направ¬
ляющим влиянием на поток выступов и мысов
Рис. 7. Деформации русла р. Янцзы в противоположных коренных берегов непосред-
асимметричном разветвлении за 1865-1993 гг. ственно выше по течению. Русло рукава приоб-
ниже г. Нанкина (сопоставленные планы) ретает вид заваленной или крутой сегментной
излучины. Весь цикл переформирований (образо¬
вание острова - искривление рукава - его
отмирание - формирование нового острова) составляет от нескольких десятков до 150 и
более лет. Пример развития такого разветвления в районе г. Нанкина приведен на рис. 7.
Веерные разветвления приурочены к местам, где выступы и мысы коренного берега (в
широкопойменном русле - пойменного с каменными дамбами, оказывающими на поток
влияние, аналогичное коренным мысам) наиболее выражены. Направляя поток половодья в
сторону противоположного берега, они тем самым способствуют сохранению искрив¬
ленного рукава при развитии спрямляющего и образовании ниже выступа (мыса) острова,
возле которого с такой же схемой многолетних переформирований происходит развитие
рукавов в новом разветвлении русла. Аналогично протекают деформации в заваленных
излучинах, осложненных асимметричными островами (разветвленно-извилистое русло),
чему способствует вынужденный характер самих излучин, приобретающих со временем
гипертрофированную форму из-за стабилизации их вершин возле коренного берега [13].
Таким образом, различия в водности и стоке наносов, устойчивости русла и геолого¬
геоморфологических условиях его формирования при близких характеристиках других
факторов (малая крупность наносов, их направленная аккумуляция) обусловили прак¬
тически полную неадекватность морфологии русла, распределения его типов, характера и
интенсивности горизонтальных русловых деформаций ца обеих великих китайских реках.
Главные отличия заключаются в развитии блуждающих разновидностей прямолинейного и
меандрирующего русла на Хуанхэ и разветвленного русла - преимущественно одиночных
асимметричных и веерных разветвлений - на Янцзы, очень интенсивных, близких к
катастрофическим, неупорядоченных переформированиях русла Хуанхэ и замедленных,
вполне закономерных деформациях русла Янцзы.
115

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Характеристика русел и русловых процессов в среднем и нижнем течении р. Янцзы. Пекин: Наука, 1985.
272 с. (на китайском языке).
2.	Муранов А.Я. Река Хуанхэ. Л.: Гидрометеоиздат, 1957. 88 с.
3.	Лю Шугуан, Чалов Р.С. Направленные вертикальные деформации крупнейших рек с различным стоком
наносов (на примере рек России и Китая) // Вестник МГУ. Сер. 5. География. 1998. № 5.
4.	Цянь Нин, Чжоу Вэньхао. Русловые процессы в нижнем течении р. Хуанхэ. Пекин: Наука. 1965, 224 с.
(на китайском языке).
5.	Атлас бассейна р. Хуанхэ. Китайская карта. 1989. 356 с. (на китайском языке).
6.	Беркович К.М., Лодина Р.В., Чалов Р.С. Твердый сток и закономерности русловых деформаций в
верхнем течении Амударьи // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 3. М.: Изд-во МГУ, 1973.
С. 241-262.
7.	Цянь Нин, Чжанъ Жэнъ, Чжоу Цзыдэ. Русловые процессы. Пекин: Наука, 1987. 584 с. (на китайском
языке).
8.	Маккавеев Н.И. Русловой режим рек и трассирование прорезей. М.: Речиздат, 1949. 202 с.
9.	Экспериментальная геоморфология. Вып. II. М.: Изд-во МГУ, 1969. 180 с.
10.	Атлас русловых процессов в нижнем течении р. Хуанхэ. Чжэнчжоу: Комиссия водного хозяйства
р. Хуанхэ. 1985, 57 с.
11.	Чалов Р.С. Зональные особенности и региональная специфика русловых процессов и их факторы //
Гидрофизические процессы в реках, водохранилищах и окраинных морях. М.: Наука, 1989. С. 5-18.
12.	Завадский А.С., Чалов Р.С. Региональный анализ свободного меандрирования // Вестник МГУ. Сер. 5.
География. 1997. № 3. С. 32-36.
13.	Чалов Р.С. Общее и географическое русловедение. М.: Изд-во МГУ, 1997. 112 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	14.04.98
MORPHODYNAMIC TYPES OF THE HWANG HO AND THE LOWER YANGTZE
CHANNELS AND CONDITIONS OF THEIR FORMATION
LU SHUGUAN, R.S. CHALOV
Summary
The distribution of different type channels and conditions of their formation along the valleys of the Hwang Ho and
the Yangtze rivers are presented. Some channel types are distinguished for the first time. Different channel types appear
to be related to sediment runoff and to the rate of directional accumulation.
116

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2000
РЕЦЕНЗИИ
УЧЕБНИК-МОНОГРАФИЯ ПО ГЕОМОРФОЛОГИИ
МОРСКИХ БЕРЕГОВ1
В истории береговедения в нашей стране случилось так, что кафедра геоморфологии географического
факультета Московского университета, начиная с середины 40-х годов XX в., явилась местом разработки
основных учебных курсов по геоморфологии морских берегов. В 1946-1947 гг. приглашенный из Института
океанологии АН СССР профессор В.П. Зенкович впервые читал студентам-геоморфологам МГУ курс по
динамике и морфологии морских берегов (волновые процессы). Как преподавателя его сменил О.К. Ле¬
онтьев, опубликовавший первое учебное пособие "Геоморфология морских берегов и дна" (1955), 2/3 объема
которого было посвящено морским берегам. В нем синтезирован основной материал того времени по дина¬
мике и морфологии берегов - отечественный и зарубежный (с рассмотрением как волновых, так и невол¬
новых береговых процессов). Ценность этого фундаментального труда подчеркивается тем обстоятель¬
ством, что он был защищен О.К. Леонтьевым в качестве докторской диссертации.
Через несколько лет опять-таки издательством МГУ было опубликовано его учебное пособие "Основы
геоморфологии морских берегов" (1961), в котором подробно рассмотрены теоретические проблемы
волновых и неволновых процессов, впервые дополненные изложением важных проблем классификации,
районирования и картографирования морских берегов. Значительное место отведено и прикладным
проблемам, связанным с освоением берегов. Почти через 15 лет О.К. Леонтьев вместе с учениками
Л.Г. Никифоровым и Г.А. Сафьяновым создает новое учебное пособие "Геоморфология морских берегов"
(1975). В нем были отражены достижения отечественных и зарубежных исследователей в развитии учения о
морских берегах, что выразилось в расширении ^теоретических представлений как по волновым, так и
неволновым процессам (в частности, введены понятия о химической и термической абразии, бюджете
наносов в береговой зоне, типах пляжей и др.).
Еще через 20 лет в свет вышел рецензируемый учебно-научный труд Г.А. Сафьянова "Геоморфология
морских берегов" (1996). По своему содержанию он относится к учебникам-монографиям, так как в нем
проанализирован и синтезирован огромный материал по геоморфологии морских берегов, накопившийся к
концу XX в. в нашей стране и за рубежом. Прежде всего обращает на себя внимание новая структура
учебника, разделение его на три части, посвященные соответственно гидродинамике, литодинамике и мор-
фодинамике береговой зоны (с геоморфологией морских берегов); в них содержится более 30 разделов.
Учебник предваряется "Введением". В сжатой форме дается историко-географический обзор развития
отечественного учения о морских берегах, чего не было сделано в предыдущем учебном пособии. Рас¬
крывается современное представление о предмете и методах геоморфологии морских берегов. Подчеркнуто
успешное развитие отечественного учения о морских берегах на фоне мировой науки, что объясняется
"...правильно выбранным направлением, разнообразием методических подходов, сложившейся мощной
школой исследователей берегов" (с. 8). Отмечается также, что передовое место в подготовке специалистов-
береговиков остается за нашей страной. Важное значение при этом имели учебники и учебные пособия по
морфологии и динамике морских берегов, созданные видными отечественными учеными. Следовало бы
подчеркнуть при этом основополагающую роль В.П. Зенковича, создавшего отечественную береговую
школу. .
С самого начала отметим, что учебник отражает высокий теоретический уровень отечественного
береговедения: это определяется тщательным рассмотрением основных положений учения о морских
берегах и широким использованием материалов многих исследователей. Детально рассматривается гид¬
родинамика береговой зоны. Математически обоснованы такие основополагающие вопросы, как волны в
1 Г.А. Сафьянов. Геоморфология морских берегов. М.: Изд-во МГУ, 1996. 400 с.
117

береговой зоне, их разрушение и прибойный поток, течения и длинные волны, приливы. За прошедшие два
десятилетия после опубликования прежнего учебного пособия именно математический подход получил
усиленное развитие в береговых исследованиях, что нашло отражение в учебнике.
Велики успехи отечественных ученых и в разработке теоретических основ литодинамики береговой зоны
и тесно связанных с ними проблем гидродинамики, на которые приходится примерно половина объема
учебника. В этой части учебника автор опирается на труды основоположников литодинамики береговой
зоны моря - В.В. Лонгинова и О.К. Леонтьева, развивающих идею взаимодействия двух пограничных
сред - гидросферы и литосферы и сформировавших четкое представление о литодинамических процессах, их
разделений на гидрогенные, гравитационные, флотационные, фазовые, эоловые, биогенные и антропо¬
генные. Обстоятельно характеризуется абразия как сложное природное явление - синтез механического,
химического и термического воздействия на морские берега. Г.А. Сафьяновым, в частности, вводится новое
понятие - вдольбереговой поток растворенных веществ.
Значительное место отводится прибрежно-морским осадкам в связи с большой ролью терригенных,
биогенные, хемогенных и антропогенных наносов. Подчеркивается и доказывается тесная зависимость в
конечном итоге состава осадков береговой зоны от географической зональности, а также преимущественной
деятельности карбонатообразующих организмов, обусловливающей распространение осадков в береговой
зоне, в особенности в экваториальных и тропических областях. Новым в учебной литературе представ¬
ляется подробное рассмотрение общетеоретических вопросов взаимодействия потоков с поверхностью
сыпучей среды, что проведено на широкой математической основе. Математический подход достаточно
широко используется и при рассмотрении роли поперечного вдольберегового перемещения! наносов в
береговых процессах (в том числе в гранулометрической и минералогической дифференциации наносов).
На примере работ исследователей МГУ по динамике берегов Каспийского моря показано определяющее
значение поднятия его уровня на 2 м за 15 последних лет для резкого усиления таких береговых процессов,
как размыв и затопление прибрежной суши. Это важно для прогнозирования развития берегов Мирового
океана в ближайшем столетии в связи с предполагаемым поднятием его уровня.
Существенно, что широкое применение математических приемов исследования привело автора к на¬
писанию нового раздела, в котором моделирование (математическое в особенности) рассматривается как
метод береговых геоморфологических исследований. К настоящему времени выяснилось, что экспе¬
риментальное моделирование можно заменить математическим моделированием, заметно ускоряющим и
упрощающим решение многих задач. Особое внимание уделено методам исследования баланса наносов
береговой зоны, оценке его составляющих - приходной и расходной частей. Г.А. Сафьянов убедительно
доказывает ошибочность, в частности, представления о главной роли абразивной составляющей среди
приходной части баланса наносов (включая наносы термоабразивного происхождения). Важен вывод о
преобладающем значении речных выносов в приходной части; по мнению автора, по своей величине они на
порядок выше других составляющих.
В последней, третьей части учебника (почти половина его объема), опираясь на рассмотренные по¬
ложения гидродинамики и литодинамики береговой зоны, Г.А. Сафьянов обобщает современные знания в
области геоморфологии морских берегов, для чего привлекает данные о морфодинамических особенностях их
развития, в том числе, полученные при решении прикладных проблем. Вероятно, такое построение учебника
объясняет отсутствие в нем "Заключения". Эта часть начинается с общей характеристики типологии
берегов Мирового океана, что совершенно правильно, так как классификация берегов относится к
фундаментальным научным обобщениям в береговой науке.
С позиций морфодинамики обосновано большое внимание, уделяемое таким важным формам рельефа
береговой зоны, как абразионные и аккумулятивные, а среди последних - пляжам. Им отведено четыре
значительных раздела: абразионные, аккумулятивные формы береговой зоны, морфодинамика галечного и
песчаного пляжей (особенно ценны новейшие данные о пляжах). Достаточно подробно описываются бе¬
реговые эоловые формы рельефа, берега волнового генезиса, а также берега приливных морей и областей
нагонов; рассматриваются особенности приморских элювиальных равнин, фитогенные и биогенные берега,
эстуарии и лагуны. Вероятно, более логично было бы рассмотреть эоловые формы рельефа непо¬
средственно перед приморскими аллювиальными равнинами, а не среди береговых форм, созданных
преимущественно гидрогенными факторами.
Синтез новейших данных по главнейшим типам морских берегов позволил Г.А. Сафьянову прийти к
важному выводу о том, что эстуарии - особый тип, обладающий наибольшей первичной продуктивностью в
Мировом океане; в этом отношении он назвал их образно "морскими лесами". В геоморфологическом плане
подчеркивается: "Основное направление в развитии рельефа эстуариев - усложнение контура и обмеление"
(с. 372). Существен также вывод об общей огромной берегоформирующей роли биогенных факторов
(в особенности, коралловых зарослей), которая прежде недооценивалась многими исследователями. Возра¬
стающее значение антропогенных процессов кратко отражено в разделе, посвященном практическим
вопросам геоморфологии морских берегов.
Весьма удачно завершение учебника разделом с обобщающим общетеоретическим содержанием,
118

названным "Береговая зона моря как геосистема". Доказывается, что без понимания береговой зоны как
географической системы (экосистемы), без синтеза знаний о ней - ныне невозможно рациональное решение
практических проблем. Г.А. Сафьяновым основательно, на материале, приведенном в книге, показано, что
существование этой, как и любой другой системы определяется круговоротом энергии и вещества. По его
мнению, особенно большую биопродуктивную роль играет донный рельеф для бентоса; это объясняется
значительной протяженностью границ вода - дно. Нельзя не согласиться с завершающими учебник словами
о необходимости перехода к новой концепции, основывающейся на представлении о береговой зоне именно
как о "...сфере многоцелевого использования, а в центре внимания должна находиться географическая
система береговой зоны моря, организованная в интересах максимизации использования энергии, посту¬
пающей из многих источников" (с. 394).
Подытоживая сказанное, следует еще раз подчеркнуть, что труд Г.А. Сафьянова - оригинальная
монография, отражающая современное состояние науки о морских берегах. Текст дополняется множеством
иллюстраций (более 170). Научной емкости его способствует и широкое использование математического
подхода при изложении материала. Представляется, что такого рода учебник требует приведения полного
списка использованной литературы, на которую делаются ссылки в тексте.
Несомненно, рецензируемый учебник-монография соответствует требованиям нашего времени, когда в
подготовке специалистов большое внимание уделяется теоретическим и практическим знаниям о важной для
человечества береговой зоне, столь необходимым для решения насущных проблем рационального бере¬
гового природопользования.
В. И. Лымарев
ПЕРВОЕ УКРАИНСКОЕ УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ ПО РУСЛОВЫМ
ПРОЦЕССАМ1
Педагогическая литература по русловым процессам очень скромна. Чаще всего эти вопросы входят
небольшой составной частью (одна глава) в учебники по динамике русловых потоков (таков учебник
Н.Б. Барышникова и И.В. Попова, изданный в 1988 г.) или объединяются с этой дисциплиной. Лишь в МГУ
были подготовлены два учебных пособия и учебник по русловым процессам (1972 г. - "Сток л русловые
процессы" Н.И. Маккавеева, 1986 г. - "Русловые процессы" Н.И. Маккавеева и Р.С. Чалова,
1997 г. — "Общее и географическое русловедение" Р.С. Чалова), так как здесь, на географическом
факультете, впервые с 50-х годов читается соответствующий курс для гидрологов и геоморфологов. Кроме
того, в 1987 г. в Томске было опубликовано пособие Ю.И. Каменскова "Русловые и пойменные процессы .
Поэтому появление книги А.Г. Ободовского, рассчитанной на студентов украинских вузов (на географи¬
ческом факультете Киевского университета читается курс "Русловые процессы и динамика берегов водо¬
хранилищ"), не может не вызвать интерес у научной общественности.
Отличительная особенность учебного пособия А.Г. Ободовского - изложение материала в рамках ме¬
тодологии и подходов географической школы русловых процессов МГУ, созданной Н.И. Маккавеевым и в
наиболее полном виде освещенной в упомянутом учебнике Н.И. Маккавеева и Р.С. Чалова. Все остальные
книги или разделы учебников придерживаются в основном "гидролого-морфологической теории русловых
процессов" ГГИ. Учитывая распространенность последней, А.Г. Ободовский достаточно подробно пока¬
зывает основные представления этой школы, в частности, приводится наряду с другими типизация речных
русел, определение условий формирования русел разных типов, характеристики грядового рельефа русел,
соотношение морфологии русел и пойм (по ГГИ). К сожалению, в ряде случаев это приводит к некоторой
эклектичности в изложении материала.
Вторая особенность книги - широкое использование украинского материала. А.Г. Ободовскии, в свое
время успешно защитивший в МГУ кандидатскую диссертацию по русловым процессам на реках Украины, в
настоящее время является наиболее крупным исследователем и знатоком русловых процессов своей страны,
и этим он успешно пользуется. На этой же основе в книге усилены географические аспекты. Например,
приводятся картосхема русел рек разных морфологических типов (по классификации МГУ), в приложении -
таблицы руслоформирующих расходов и распространения типов русел в бассейнах основных рек Украины.
Автором сделан также ряд новых оригинальных разработок на украинском материале, которые он включил
1 Ободовський О.Г. Руслов! процеси. Навчальний поыбник. Ки1в: Кшвський ушверситет, 1998. 102 с.
Тираж 1000 экз.
119

в пособие. Среди них определение экологически допустимых расходов воды, уточнение расчетов
руслоформирующих расходов на основе регионального анализа показателя степени т в формуле Н.И.
Маккавеева, зависимость показателя степени развитости излучин от величины руслоформирующего
расхода и ряд других.
В целом учебное пособие построено по схеме, предложенной в учебнике Н.И. Маккавеева и Р.С. Ча¬
лова: виды движения потоков и их кинематическая структура; речные наносы, механизм эрозии, их транс¬
порта и аккумуляции; факторы русловых процессов, устойчивость русел и руслоформирующие расходы
(здесь уместно сказать, что в этом разделе впервые в учебной литературе приведены все общие законы
эрозионно-аккумулятивных процессов, сформулированные Н.И. Маккавеевым); виды русловых деформаций
и типизация речных русел; морфология и динамика речных русел; вертикальные русловые деформации и
развитие продольных профилей рек; речные поймы. Завершается учебник "Основами гидроморфологи¬
ческого (правильнее сказать - руслового (Р.Ч.) анализа" и главой "Учет русловых процессов при хозяйст¬
венной деятельности". В последней, наряду с гидроэкологическим разделом, при рассмотрении влияния ГЭС
на русловые процессы, особое внимание уделяется развитию берегов водохранилищ, что соответствует
названию учебного курса.
Пособие хорошо иллюстрировано, сопровождается списком литературы, включающим основные книги и
ряд статей (на русском языке) по русловедению. По тексту имеются лишь некоторые редакционные за¬
мечания. Например, неудачен рис. 4.8, показывающий формы врезанных и свободных излучин; схема
затопления пойменного массива (рис. 6.9) принадлежит Н.И. Маккавееву (1955), а не Р.С. Чалову, как
указано автором.
В целом же можно сказать, что русловая учебно-научная литература пополнилась новой интересной кни¬
гой, а украинских русловиков следует поздравить с появлением первого учебного пособия на родном языке.
Р.С. Чалов.
120

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2000
ХРОНИКА
ИНЖЕНЕРНАЯ ГЕОГРАФИЯ - НАУКА НОВОГО ТЫСЯЧЕЛЕТИЯ
21-24 сентября 1999 г. в Ярославле состоялась IV Международная конференция "Инженерная география.
Экология урбанизированных территорий". Конференцию готовили и проводили Русское Географическое
общество, Институт Географии РАН, Ярославский государственный педагогический университет им. К.Д.
Ушинского.
Инженерная география - сравнительно молодая отрасль географических исследований. Пока еще отсут¬
ствующий в энциклопедиях и справочниках термин "инженерная география" как самостоятельный сущест¬
вует с 80-х годов нашего века. Географические исследования по проблемам целенаправленного преобра¬
зования природной среды определяются как "инженерные", или, как предлагал академик И.П. Герасимов,
"конструктивные". Одна из задач инженерной географии - выработка рекомендаций по снижению эконо¬
мического и экологического ущерба природе и хозяйственным объектам, обеспечение безопасности насе¬
ления.
Научной основой для инженерных разработок географической науки стала концепция "тесной взаимной
связи и взаимодействия всех компонентов природной среды". Крайне важным моментом для появления
"инженерной географии" явилось то, что в географическую науку, наряду с сильными тенденциями к спе¬
циализации и дифференциации научных знаний, был заложен крупный потенциал к сохранению ее целост¬
ности. Одним из аспектов потенциала целостности является экологизм, т.е. признание тесной взаимной связи
различных форм и проявлений современной жизни (в том числе и жизнедеятельности человека)
с окружающей средой.
Идея проведения конференций по "инженерной географии" возникла как необходимая потребность в
объединении "конструктивных" исследований, имеющих прикладное, природоохранное и природопользова¬
тельское направление. Почему прижился термин "инженерная", а не "конструктивная" география? Вероят¬
но, чтобы не противопоставлять, поставить вровень с уже получившему всеобщее признание термину
"инженерная геология".
Инициатором проведения первой конференции была Геоморфологическая комиссия Московского филиала
Географического общества. Эта конференция, наиболее многочисленная и широкая по тематике, состоялась
в г. Владимире в 1987 г. Главной была идея выработки языка взаимопонимания между специалистами
разных направлений практической (прикладной) географии и инженерной геологии: обмен информацией,
методическими приемами. В ее работе участвовало большое число инженер-геологов. К началу конференции
был издан сборник тезисов, что стало хорошей традицией и для всех последующих конференций.
Вторая конференция проводилась в Вологде в 1993 г. Ее основное направление - исследования по инже¬
нерной геоморфологии. К Вологодской конференции проявили интерес городские и областные власти,
которые во многом способствовали изданию трудов и проведению конференции.
Тематика третьей конференции (Псков, 1995 г.): "Инженерно-географические проблемы современности".
В ней приняло участие (по финансовым соображениям) небольшое количество ученых, но тезисы всех
пожелавших принять участие в обсуждении заявленной темы были опубликованы. И обсуждение представ¬
ленных докладов было чрезвычайно плодотворным.
И, наконец, четвертая конференция в Ярославле. Она была посвящена проблемам урбанизированных
территорий. Главная идея конференции: "Город - экосистема человека, его естественная среда обитания". В
конференции приняло участие более 50 специалистов: географов, геологов, гидрогеологов, экологов,
архитекторов, специалистов по коммунальному хозяйству, представителей местной власти, учителей из
Москвы, Санкт-Петербурга, Одессы, Ярославля, Ижевска, Краснодара, Вологды, Хабаровска, Ухты,
Рыбинска, Рязани, Воронежа. Но регионов, по исследованиям которых были сделаны доклады, гораздо
больше: это и западное побережье Каспийского моря, и Русская равнина, и Центральное Черноземье,
121

Северный Тянь-Шань, Больземельская тундра, Дальний Восток и даже Япония. В общем, "от морей до
самых до окраин"! В сборнике тезисов есть и доклады ученых из Молдавии и Украины. Но по эконо¬
мическим причинам эти ныне "зарубежные" ученые не смогли приехать. И международность конференции
обеспечивал представитель Одесского университета Ю.Г. Баландин. Было заслушано 32 очень интересных
и содержательных доклада.
Среди них были и постановочные - это традиция конференций - создание теоретической базы новой
отрасли географии. Много докладов было посвящено разработке нормативных оценочных показателей,
результатам практических исследований. В Ярославле рассматривался весь комплекс проблем, связанных с
городскими и урбанизированными территориями: экономические, социальные, инженерные, экологические в
том числе и проблемы обеспечения безопасности населения и хозяйственных объектов во время стихийных
бедствий и чрезвычайных ситуаций. Как и на предыдущих конференциях, ряд докладов был посвящен
проблемам города и области, на территории которых проводилась конференция. Здесь хотелось бы остано¬
виться на двух моментах. Первый - был сделан доклад об экологическом воспитании в школе - учитель
59 школы г. Ярославля Г.М. Суворова доложила о новой школьной дисциплине "урбоэкология", и показала
наглядные пособия, изготовленные детьми. Эту же тему продолжили в Центре детского кино. Нам, участ¬
никам конференции, продемонстрировали фильм, снятый детьми о том как они вместе со своими родителями
очищают зарастающий водоем.
Второй, очень важный момент: в Ярославле к конференции особый интерес проявила администрация
города и области. Доклады сделали заместитель мэра Ярославля.В.Н. Сидоров, представитель департа¬
мента градостроительства и архитектуры правительства Ярославской области Е.В. Плесневич и другие
представители администрации города и области. Докладчики высказали не только озабоченность пробле¬
мами города, но показали их глубокое понимание, заинтересованность в привлечении к решению городских
проблем широкого круга ученых и новейших технологий.
Можно с уверенностью сказать, что в Ярославле было проведено квалифицированное обсуждение проб¬
лем урбанизированных территорий, проведен плодотворный обмен опытом и методиками исследований. При
обсуждении докладов участники конференции высказали благодарность руководству и коллективу
Ярославского государственного педагогического университета им. К.Д. Ушинского за обеспечение благо¬
приятных условий для работы. В заключительной части конференции было принято решение: считать
целесообразным продолжение традиций проведения конференций по инженерной и экологической географии
и просить Русское Географическое общество и Институт географии РАН организовать очередную
конференцию в ближайшие 3-4 года.
Так, что до скорой встречи на V Международной конференции "Инженерная география". Уже в новом
тысячелетии!
ЭЛ. Лихачева, Д.А. Тимофеев
122

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2000
СОДЕРЖАНИЕ No 1-4,1999
Александров С.М. ,
Ионин А.С.
Геоморфологическая контрастность подводных
окраин Азии
Бадюкова Е.Н., Каплин П.А. Береговые бары
Горелов С.К., Козлова А.Е., Тимофеев Д.А. Современные геоморфологические про¬
цессы на территории России и сопредельных стран (некоторые итоги составления
сводной карты процессов м-ба 1 : 2500000)
Ефремов Ю.В. Ударные (импактные) процессы и морфолитогенез
Кондратьев А.Н. Соотношение транспортирующей способности потока и стока наносов
как условие формирования русел рек разных типов
Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А., Локшин Г.П., Просунцова Н.С. Эколого-геоморфо¬
логические критерии оценки городской территории
Мысливец В.И., Сафьянов Г.А., Симонов Ю.Г. Академия наук России и подготовка
геоморфологов в Московском университете	.....
Тимофеев Д.А., Борсук О.А., Уфимцев Г.Ф. Геоморфология вчера, сегодня и завтра...
Уфимцев Г.Ф. Складчатые горы Евразии (Статья 1. Морфология и распространение
складчатых гор)
Уфимцев Г.Ф. Складчатые горы Евразии (Статья 2. Структурные и геодинамические
черты складчатого горообразования)
2
3
4
2
3
3
4
4
1
1
3-11
3-13
19-28
12-21
14-18
18-26
10-18
3-10
3-16
16-24
Дискуссии
Берлянт А.М. Теория морфометрии: новый этап	 2
Никонов А.А. Активные разломы как фактор риска геоморфологических процессов
(о проблеме и статье С.Б. Кузьмина)	 3
Кузьмин С.Б. Ответ на замечания А.А. Никонова			 3
Никонов А.А. Дискуссию можно продолжить		 3
Макаров В.И. Об активных разломах и их рельефообразующей роли на Русской плат¬
форме 								 3
Симонов Ю.Г. К проблеме составления и использования изолинейных карт в морфо¬
метрии рельефа					 2
22-28
27-32
32-37
37-38
39-41
29-33
Геоморфология и народное хозяйство
Антроповский В.И. Морфология русла Нимана (бассейн р. Бурей) и прогнозная оценка
его общих деформаций в нижнем бьефе проектируемой Ургальской ГЭС-1
Калантаров О.К., Девяткин А.Е., Каневский М.З., Михалев Д.В., Шевченко К.И.
Методы защиты откосов автомобильных дорог и инженерных сооружений от эрозии
и склоновых процессов (на примере МКАД)..
, Петрова Е.С., Рябчун Л.И., Гусынина Т.В., Лищенко Л.П.
Палеогеоморфологические условия осадконакопления верхневизейской песчано¬
глинистой толщи центральной части Днепровско-Донецкой впадины в связи с
перспективами ее нефтегазоносности
Недошовенко А.И.
25-33
33-42
42-49
123

Методика научных исследований
Асоян Д.С. Методика эколого-геоморфологического картографирования горных стран
по материалам космических съемок	     4	29-39
Васильев Л.Н., Моралев В.М., Качалин А.Б., Терехов Е.Н., Тюфлин А.С. Рельеф,
неотектонические движения и скейлинговые свойства линеаментных сетей (на
примере Кольского полуострова)	   3	42-49
Зыков Д.С. К методике детальных геодинамических реконструкций новейшего этапа по
геоморфологическим признакам	 2	34-42
Ларионов Г.А., Добровольская Н.Г., Краснов С.Ф. Адаптация модели эрозии от стока
талых вод, разработанной Государственным Гидрологическим Институтом, для
проектирования противоэрозионных мер			 4	40-49
Невский В.Н. Склоновые геоморфологические фации и их картографирование (на при¬
мере Южного Сихотэ-Алиня)	 2	43-51
Никольская И.И., Прохорова С.Д. Картографическая оценка современных и прогноз¬
ных длин склонов эрозионной сети	   3	50-56
Научные сообщения
Авенариус И.Г., Дунаев Н.Н. Некоторые аспекты развития рельефа в позднем валдае
в восточной части Баренцева моря и прилегающей суши	 3	57-62
Агатова А.Р. Постледниковое развитие долины реки Аккол (Южно-Чуйский хребет)....	2	52-59
Агафонов Б.П. Денудация склонов при сейсмовоздействиях умеренной интенсивности
(на примере Тункинского землетрясения 1995 г.)	  4	50-55
Белоусов Т.П., Энман С.В. Морфоструктурный план и тектонические движения Став¬
ропольской возвышенности на четвертичном и современном этапах развития		4	56-70
Беркович К.М., Злотина Л.В., Турыкин Л.А. Современные вертикальные деформации
русла р. Белой	 1	50-56
Богданов Н.А. Рельеф приморских дюн и относительные колебания уровня моря		 3	63-72
Бондарев В.П. Морфогенетическая классификация овражно-балочных систем	 3	72-78
Веретенникова М.В., Зорина Е.Ф. Риск возникновения и развития овражной эрозии		4	70-74
Виноградова О.В., Виноградова Н.Н., Хмелева Н.В. К вопросу о деформациях рус¬
ловых форм горных и полуторных рек	  3	78-84
Зарецкая Н.Е. Разнообразие вулканических ландшафтов Восточного Средиземноморья
(на примере Голанского плато, Израиль)	  4	75-84
Игнатов Е.И., Огородов С.А., Сафьянов Г.А. Особенности морфодинамики аккуму¬
лятивных берегов Каспийского моря на современном этапе	   1	56-63
Левченко О.В., Щербаков Ф.А. Приливо-отливные формы мезорельефа для восточной
части Белого моря	    4	85-92
Лузгин Б.Н. Зональность озер Алтая	   1	63-69
Мозжерин В.В. Формирование лёссов в свете новейших палеомагнитных данных
(глобальный обзор)	       3	84-91
Мусатов Е.Е. Батиметрия и морфоструктура Баренцево-Карского шельфа	 1	69-74
Новиков И.С. Геоморфология Анабаро-Уджинского междуречья (северо-восток Си¬
бирской платформы)	 1	75-81
Новиков И.С. Склоновые ореолы рассеяния индикаторных минералов кимберлитов в
геоморфологических условиях севера Сибирской платформы	 4	92-99
Постоленко Г.А. О сложности строения террасовых рядов в речных долинах	 4	99-107
Рогожин Е.А., Богачкин Б.М., Нечаев Ю.В., Платонова С.Г., Чичагов В.П., Чичагова
О.А. Следы сильных землетрясений прошлого в рельефе Горного Алтая	,	 1	82-95
Сафьянов Г.А. Закономерности распределения глубин подводного берегового склона,
сложенного подвижными наносами	  2	60-66
Таташидзе З.К. Морфолого-генетические особенности горного карста Грузии	 1	96-102
Тащи С.М., Аблаев А.Г. Геолого-геоморфологическое развитие Притуманганья в
кайнозое и его угленосность (Юг Дальнего Востока)	 1	103-108
Филиппов А.Г. Генезис Ботовской пещеры		   1	108-115
Щепилов В.Г. Исследование расчлененности территории Центральночерноземной зоны	2	66-71
Щетников А. А. Вершинный пояс гор Юго-Западного Прибайкалья	 2	72-79
124

История науки
Тимофеев Д.А., Уфимцев Г.Ф. Три замечательные идеи и их судьбы (к 90-летию со дня
рождения Н.А. Флоренсова)	 2	80-84
Юбилеи
Александр Николаевич Ласточкин (к 60-летию со дня рождения)	 3	93-94
Алексей Петрович Дедков (к 70-летию со дня рождения)	 2	85-86
Дмитрий Андреевич Тимофеев (к 70-летию со дня рождения)	 2	87-89
К юбилею Романа Сергеевича Чалова	 1	116-117
Юрий Васильевич Ефремов (к 60-летию со дня рождения)	 3	92-93
Юбилей Елизаветы Яковлевны Ранцман	 3	95
Рецензии
Дедков А.П., Гусаров А.В. Эрозия в изменяющемся мире	 I	118^121
Зорина Е.Ф., Чалов Р.С. Новая книга по овражной эрозии	  2	90-91
Матишов Г.Г., Тарасов Г.А. История гидросферы в призме геолого-геоморфоло-
гического развития Земли	       3	96-98
Серебрянный Л.Р. Попурри антигляциализма			 3	101-103
Чочиа Н.Г. Монография В.Г. Чувардйнского "О ледниковой теории”	 3	98—101
Хроника
Брылев В.А., Дьяченко HJI. Города и русловые процессы	 1	122-123
Коротаев В.Н. Межвузовское пленарное совещание по проблеме эрозионных, русловых
и устьевых процессов	     2	92-94
Ефремов Ю.В., Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. XXIV Пленум Геоморфологической ко¬
миссии РАН	  2	109-110
Рысин И.И., Иванова Н.Н. Рабочее совещание Межвузовского научно-координацион¬
ного Совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ
"Эрозия почв на водосборах и малые реки"			 4	108-109
Уфимцев Г.Ф. Ассоциация геоморфологов России: первые шаги	 3	110-111
Уфимцев Г.Ф. Третий Международный симпозиум по геологии Турции: впечатления		3	104-108
Потери науки
Олег Константинович Чедия (1923-1998)	•	 1	125-126
Памяти Алексея Сергеевича Ионина	  4	110-111
Памяти Марии Самойловны Калецкой (1906-1998)	 2	95
Памяти болгарского геоморфолога В.И. Попова	 2	96
Сергей Михайлович Александров (1933-1998)	   1	124-125
125

ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
' Геоморфология - единственный в нашей стране специальный журнал, посвященный изучению рельефа
Земли и формирующих его процессов. В нем публикуются научные статьи и заметки по вопросам гео¬
морфологии суши, берегов и дна морей, палеогеоморфологии, статьи, посвященные результатам исполь¬
зования материалов геоморфологических исследований в народном хозяйстве и применению новых методов в
геоморфологии. Статьи по неотектонике и палеогеографии принимаются лишь в том случае, если рас¬
сматриваемые в них вопросы имеют непосредственное отношение к геоморфологии. Дискуссии при¬
ветствуются, но лишь не носящие личного характера и имеющие общенаучный интерес. Журнал не
печатает мнение одного автора о квалификации другого, а лишь замечания по его работе, имеющие чисто
научное значение. В журнале публикуются также рецензии на новые научные работы по перечисленным
вопросам и хроникально-информационные сообщения о состоявшихся научных съездах, конференциях,
совещаниях.
Статьи, представляемые в журнал, должны излагать существенные, законченные и еще не опубли¬
кованные результаты научных исследований.
Редакция просит авторов при подготовке статей руководствоваться изложенными ниже правилами.
Статьи, оформленные не по правилам, будут возвращаться авторам без рассмотрения по существу.
1.	Объем статей, включая подрисуночные подписи и список литературы, не должен превышать для
работ, имеющих общее значение — 18 стр. машинописного текста; для научных сообщений, посвященных
частным вопросам, и работ по методике научных исследований - 12 стр. На отдельной странице к статье
прилагается краткое резюме объемом не более 10 строк для перевода на английский язык, отражающее
основную идею и выводы автора.
Нумерация страниц должна быть сплошной, включая страницы со списком литературы, таблицами, под¬
рисуночными подписями и т.д.
2.	Вся статья, включая таблицы* их шапки и боковики, примечания, заголовки, иностранные вставки,
список литературы, подрисуночные подписи, резюме, сноски, должна быть напечатана на пишущей машинке
через 2 интервала<^з рукописных вставокЪа одной стороне листа стандартного размера (для компьютера —
шрифт 14/16; 1,5 интервала)^Большие статьи желательно дробить на разделы с подзаголовками
(необходимо четко обозначить соподчинение подзаголовков между собой).
3.	Резюме, список литературы, подрисуночные подписи, таблицы (каждая) даются на отдельных стра¬
ницах.
4.	Рукопись представляется в двух экземплярах, один из которых должен быть первым машинописным
оттиском. Оба экземпляра должны бытьвыверены и подщ^ы^то^о^ (всеми авторами).
5.	Список литературы с порядковыми номерами дается)на отдельной странице в конце статьи,/не в
алфавитном порядке, а по упоминанию в тексте, независимо от языка, на котором данарг^
литературы включаются только работы, на которые имеются ссылки в тексте статьи. В ссылке на работу,
помеЙемой в тексте! дается^в квадратных скобках Только порядковый номер работы и, если необходимо
(в случае приведения цитаты в тексте) - страница.
Библиографическая справка дается по следующей форме:
I.	Книги и статьи из сборников.
1.	Аристархова Л.Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа. М.: Изд-во МГУ, 1979.
152 с.
2.	Уровень, берега и дно океанов / Клиге Р.К., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А. и др. М.: Наука, 1978.
191 с.
3.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Медленные гидротермические движения почвенно-грунтовых масс на
склонах (крип) // Методы полевых геоморфологических экспериментов в СССР. М.: Наука, 1986.
С. 77-90.
II.	Статьи из журналов.
1.	Федоров В.В. Морфоскульптура гайотов хребта Наска // Геоморфология. 1985. № 3. С. 62-69.
2.	Боков В.А., Клюкин А.А. Влияние гидротермических движений на развитие склонов флишевого низ-
когорья Крыма // Изв. ВГО. 1987. Т. 119. Вып. 1. С. 53-57.
III.	Авторефераты диссертаций.
1. Гласко М.П. Соотношение блоковых морфоструктур и современных движений равнинно-платформенных
территорий; Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии РАН, 1984. 26 с.
Просьба строго придерживаться этой формы, обращая особое внимание на знаки препинания между
словами.
6.	Единицы физических величин даются по системе СИ.
7.	В десятичных дробях употребляется только запятая, но не точка: 0,35.
8.	Нумерация сносок дается не постраничная, а сквозная цифровая.
126

9.	Иллюстративный материал должен быть минимальным по количеству (3^ рис.), представляется в
двух экземплярах,отдельно от рукописи и ни в коем случае не приклеивается к ее страницам. Авторские
оригиналы карт должны быть выполнены на географической основе ГУГК, при необходимости уменьшенной
или увеличенной. Могут быть использованы контурные карты, а также бланковый вариант справочных,
административных и туристских карт. Все рисунки, схемы, графики, карты должны быть четко выполнены в
размере, обеспечивающем ясность понимания всех деталей. Рисунки выполняются тушью на чертежной
бумаге. Фотографии - на глянцевой бумаге в двух экземплярах. Надписи на рисунках следует, по воз¬
можности, заменять цифровыми или буквенными обозначениями, объясняемыми в тексте статьи или в
подписях к рисункам. Все рисунки должны быть пронумерованы соответственно их упоминанию в тексте,
а подписи к ним даются в том же порядке на отдельной странице. На обороте рисунка указывается его
порядковый номер. В тексте статьи даются ссылки на рисунки и таблицы, а место их (по первому упо¬
минанию) отмечается карандашом на левом поле.
10.	Формулы вписываются в текст от руки четко черной тушью. Следует делать четкое различие между
прописными и строчными буквами, когда они одинаковы по начертанию и отличаются только лишь своими
размерами. Прописные буквы подчеркиваются двумя черточками снизу, строчные - двумя черточками
сверху. Следует тщательно выписывать похожие между собой буквы, а также делать различие между
буквой О и нулем (0), для чего последний подчеркивается квадратной скобкой снизу. Индексы и показатели
степеней помещаются строго ниже или выше тех символов, к которым они относятся, их положение пока¬
зывается круглой скобкой вниз или вверх; штрихи четко отделяются от единицы, а единица — от запятой.
Греческие буквы подчеркиваются красным жарандашом, латинские - знаком курсива (волнистой линией).
Рее элементы формул должны быть размечены.
11.	Никакие сокращения слов в тексте, кроме общепринятых сокращений метрических мер, меха¬
нических, тепловых, магнитных и прочих единиц измерений и т.д. и т.п., не допускаются.
12.	В конце статьи автор указывает полностью фамилию, имя и отчество, место работы, полностью
домашний и служебный адреса и номера телефонов.
Редакция сообщает, что наборный экземпляр рукописи является окончательным текстом и в после¬
дующем никакая правка не допускается, корректура авторам не рассылается.
127

Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В. Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), 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 10.11.99	Подписано к печати 19.01.2000	Формат бумаги 70 х 100'/i6
Офсетная печать. Уел. печ. л. 10,4	Уел. кр.-отт. 3,2 тыс. Уч.-изд. л. 12,4 Бум. л. 4,0
Тираж 310 экз. Зак. 3109
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук. Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя: 117864, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
128

Индекс 70215
$
«НАУКА»