/
Теги: геоморфология учение о формах земной поверхности журнал журнал геоморфология
ISBN: 0435-4281
Год: 1994
Текст
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1994
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ИЮЛЬ — СЕНТЯБРЬ
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
№ 3—1994
СОДЕРЖАНИЕ
Ананьев Г. С. О пульсационно-волновой гипотезе развития рельефа континентов ... 3
Ушаков С. А. Природа генеральных черт рельефа дна океана (кинематика плит, рифто-
генные хребты и трансформные разломы океанической литосферы)..................... 13
Литвин В. М. Оценка роли процессов денудации и аккумуляции в формировании гло-
бального рельефа Земли........................................................... 22
Дискуссии
Лоскутов Ю. И. Критические заметки по поводу статей Г. Ф. Уфимцева о генезисе рельефа 29
Научные сообщения
Спиридонов А» И., Введенская А. И., Немцова Г. М., Судакова Н. Г. Комплексное
палеогеографическое и геоморфологическое районирование Московской области . . 32
Болысов С. И., Рубина Е. А. Современные геоморфологические процессы на
территории Московской области ................................................... 42
Ефремов Ю. В. Озерный морфолитогенез в горных районах............................... 48
Клюкин А. А. Денудация склонов мышевидными грызунами в Крыму . ..................... 54
Ещенко Л. А., Шипилова Л. М. Низкочастотные волновые движения и их связь с рель-
ефом мелководий.................................................................. 62
Махинов А. Н., Чалов Р. С., Чернов А. В. Направленная аккумуляция наносов и мор-
фология русла Нижнего Амура .................................................... 70
Павлов И. Н. Морфология русел рек равнинной части Алтайского края................... 78
Хроника
Уфимцев Г. Ф. Впечатления от поездки в Канаду на третью Международную геоморфо-
логическую конференцию........................................................ 86
Рецензии
Гросвальд М. Г., Глазовский А. Ф. Первое руководство по гляцио-геологическим иссле-
дованиям, созданное в России.................................................. 89
Юбилеи
Сергей Кузьмич Горелов (к 70-летию со дня рождения)............................... 92
Петр Федорович Молодкин (к 70-летию со дня рождения).............................. 93
Потери науки
Живко Спасович Гылыбов(1908—1993)................................................. 94
Ян Крейчи (1907—1993) .......................................................... 95
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1994 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JULY — SEPTEMBER
№ 3 — 1994
CONTENTS
Ananyev G. S. On the pulsation-wave hypothesis of the continental relief development . . 3
Ushakov S. A. Nature of general features of the ocean floor topography (plate kinematics,
riftogenic ridges and transform faults in the oceanic lithosphere).......................... 13
Litvin V. M. An appraisal of importance of denudation and sedimentation processes in the
formation of the Earth’s global relief...................................................... 22
Discussions
Loskutov Yu I. Critical remarks on papers by G. F. Ufimtsev on the relief’s genesis ... 29
Short communications
Spiridonov A. I., Vvedenskaya A. I., Nemtsova G. M., Sudakova N. G. An integrated
paleogeographic and geomorphological subdivision of the Moscow region ...... 32
Bolysov S. L, Rubina E. A. The present-day geomorphic processes in the Moscow region . 42
Efremov Yu V. Lacustrine morpholithogenesis in mountains........................................ 48
Klyukin A. A. Slope denudation activated by small rodents in the Crimea......................... 54
Eshchenko L. A., Shipilova L. M. Low frequency wave movements as related to the
shallow sea floor relief.................................................................. 62
Makhinov A. N., Chalov R. S., Chernov A. V. Progressive alluviation and channel
morphology in the lower reaches of the Amur River........................................... 70
Pavlov 1. N. Channel morphology of plain rivers of the Altai Territory.......................... 78
Chronicles
Ufimtsev G. F. Impressions of the author’s trip to the 3rd International Geomorphological
Conference in Canada........................................................................ 86
Reviews
Grosswald M. G., Glazovsky A. F. The first Russian manual on the glacio-geological survey 89
Anniversaries
Sergei Kuz’mich Gorelov (to the 70th birthday).................................................. 92
Petr Fedorovich Molodkin (to the 70th birthday) ................................................ 93
Obituary
Zhivko Spasovich Gylybov (1908—1993) ................................................ 94
Jan Krejci (1907—1993).......................................................................... 95
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
Июль — Сентябрь
1994
УДК 551.4
© 1994 г. Г. С. АНАНЬЕВ
О ПУЛЬСАЦИОННО-ВОЛНОВОЙ ГИПОТЕЗЕ РАЗВИТИЯ РЕЛЬЕФА
КОНТИНЕНТОВ 1
Многие представления в геоморфологической науке основаны на концеп-
туальных, физических, математических моделях. Они в разной степени до-
казательны и поэтому должны иметь определенные ограничения. Особенно
сложной среди них является проблема создания модели внутриконтинентального
рельефообразования. Исследование этой проблемы почти всегда предусматрива-
ет выявление связей рельефа с поверхностным и глубинным субстратом,
особенностями эндогенного режима континентов. Эндогенные режимы харак-
теризуют тесно связанные между собой различные тектонические процессы,
протекающие в недрах Земли. Они объективно существуют, независимо от
той или иной модели развития литосферы. Например, геосинклинальные
режимы рассматриваются в гипотезах расширяющейся Земли, ротационной,
волновой, пульсационной, «тектоники плит» и др. Модели эволюции структуры
Земли должны были бы одновременно объяснять происхождение планетарного
и регионального рельефа. Попытки этого сделаны в контракционной, пуль-
сационной, ундационной, ротационной, волновой гипотезах, гипотезах
расширяющейся Земли, «тектоники плит». В этом отношении геодинамические
гипотезы часто дополняют друг друга, и их вряд ли всегда можно считать
альтернативными. Вместе с тем не трудно заметить, что как эндогенные
режимы материков, так и геодинамические гипотезы характеризуют преиму-
щественно развитие планетарных тектонических структур и в гораздо меньшей
степени касаются происхождения рельефа.
Использование любой гипотезы ограничивается рядом объективно суще-
ствующих условий. Особенно важными среди них являются следующие: 1) в
недрах планеты находятся расплавленные (полужидкие), пластичные, твердые,
рыхлые породы; распределение масс вещества, температура последнего
относительно центра Земли (в том числе из-за вращения планеты)
несимметрично; 2) векторы напряжений имеют как субвертикальную, так и
субгоризонтальную направленность и связаны с ротационным эффектом
движения планеты, несимметричностью распределения масс, с вынужденной
конвекцией вещества [ 1, 2]; 3) эндогенные режимы, при которых происходили
трансформация субстрата и его эволюция, неоднократно изменялись во времени;
4) современные вулканические очаги существуют на окраинах материков, дне
океанов и морей, во внутриконтинентальных областях; 5) размещение
гравитационных полей в верхних частях литосферы отражает сейчас и,
вероятно, отражало в прошлом объем, вес, состав и состояние вещества
Земли, различающиеся в ее разных регионах; 6) гидрогеологические черты
распределения вод в приповерхностной зоне литосферы находятся в зависимости
от поступления глубинных вод, режима и выпадения атмосферных осадков.
Наличие перечисленных выше условий не зависит от принятия исследо-
вателем той или иной геодинамической гипотезы. Наиболее удовлетворительно 1
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных
исследований.
3
должна объяснять происхождение рельефа та из гипотез или их совокупность,
которая объединила бы указанные выше особенности и условия рельефооб-
разования в единую модель. Нам представляется, что наиболее удовлет-
ворительно объясняет черты планетарного рельефа континентов модель,
объединяющая пульсацию Земли и волновые колебания ее приповерхностных
оболочек, т. е. пульсационно-волновая модель. Рамки статьи позволяют оста-
новиться только на ее концептуальной части.
Волновые движения земной коры отмечались еще А. П. Карпинским [ 3],
а позже к ним неоднократно обращались В. В. Белоусов [4], В. Е. Хайн [5],
Б. Л. Личков [6], М. В. Стовас [7], И. А, Одесский [8], К). А. Косыгин и
Л. А. Маслов [9] и др. В 50-х годах эта проблема обсуждалась на конференции
по проблемам астрогеологии. Было отмечено, что в развитии Земли значитель-
ную роль играют силы гравитации, изменения скорости вращения планеты
под влиянием приливных и центробежных сил, сил сжатия Земли. В дальнейшем
В. Е. Хайн [ 5] предположил, что строение земной коры «является в целом
глыбово-волновым, причем на разных участках преобладают то складчато-
волновые, то глыбовые (разрывные) деформации» (с. 37). Волновая гипотеза
исходила из того, что в природе существует энергия и производится работа,
связанная с ротационным режимом Земли. Угловая скорость вращения Земли
то возрастает, то уменьшается. Следствием этого является полярное сжатие
Земли и существование так называемых критических широт (около 35° с. ш.
и ю. ш.), меридиональных перекосов, «критических меридианов» [10]. В процессе
вращения Земли на ее поверхности происходит интерференция бегущих, реже
— образование «стоячих» или очень медленно перемещающихся волн. Расчеты
показали, что при условии поведения внешней оболочки планеты как жесткой
толщи, в приповерхностных зонах два прилива в сутки составят деформацию
поверхности вблизи экватора около 4—5 м [6, 11]. Смысл волновых движений
заключается «в длительности и медленном развитии поднятий и опусканий
земной коры, размещение которых в течение того или иного времени может
выдерживаться, но потом закономерно меняется путем волнового перемещения
по поверхности Земли» [4, с. 229].
Исследования волн, возникающих в однородной водной среде, показали,
что возможно существование «колебательных» волн и «волн перемещения»
[12]. Последние, правда, не всегда рассматриваются как волны и включаются
в так называемые «возвратно-поступательные потоки», возникающие в резуль-
тате разрушения и трансформации колебательных волн. Это заставляет
думать, что типы волновых деформаций в более разнородной и твердой
среде, как земная кора, окажутся еще более сложными и разнообразными.
При этом важнейшим свойством этой среды является блоково-слоистая струк-
тура земной коры и верхней мантии, связанные с ней расслоенность и
подвижность верхних горизонтов литосферы [9, 13—18]. Это утверждение
основывается на нескольких посылках. Между сферической формой Земли и
слоистостью существует связь, определяемая распределением вещества в
гравитационном поле [ 19]. При этом блоково-слоистая структура рассматрива-
ется как одна из главных форм делимости вещества верхних горизонтов
литосферы [14, 20]. Межплкетовые смещения, надвиги, шарьяжи и другие
формы тектонической расслоенности литосферы связываются с формированием
субгоризонтальных разломов и литопластин [ 14, 15, 17, 21]. Горизонтальные
размеры литопластин отличаются от вертикальных как минимум на порядок,
что связывается с определенной реакцией земной коры на хрупкие деформации,
при которых возникает дискретная система трещин разрыва, которые и
ограничивают блоки [14]. Субгоризонтальные и диагональные разрывные
нарушения фиксируются на сейсмических разрезах как равнинных, так и
горных стран. По оценкам Г. В. Бочарова и др. [ 16], толщина деформируемых
литопластин в пределах Сибирской платформы составляет 4,5 км, а в горных
областях Якутии — 10—20 км. Анализ региональных геологических материалов
4
показывает, что чем больше размеры блоков, литопластин, тем менее они
гомогенны.
Таким образом, речь идет о «пакетной» системе огромных надвигов
расслоенной литосферы. Диапазон мощностей литопластин колеблется от
первых километров до 20—30 км, амплитуда надвигов — от десятков до сотен
километров, углы падения сместителей — от 1—2 до 40°. Такие структуры
получили за рубежом название «тинскине-трастинг» и были обнаружены в
Аппалачах, Альпах, на Аляске, в северо-американских Кордильерах и в
других регионах. Верхняя их часть была подтверждена бурением. Субгоризон-
тальные литопластины представляют собой линзы и блоки сильнотрещиноватых,
а иногда обводненных пород. Прямые наблюдения за состоянием пород в
разрезах наиболее глубоких скважин позволили установить, что встречаются
[22] разные соотношения в распределении зон трещиноватости — от мало-
мощных, в несколько десятков и первые сотни метров, до 3—4 км.
К другому виду явлений, обусловливающих формирование субгоризонталь-
ных границ, относится фиксируемое в глубоких шахтах, тоннелях, скважинах,
карьерах превышение тангенциального давления над литостатическим дав-
лением. Известны десятки регионов с подобными сведениями [ 23]. Чаще всего
сильное сжатие пород фиксируется в диапазоне глубин 0—19 км, но, возможно,
что это ограничивается сведениями, зависящими от глубины горных выработок.
Субгоризонтальные напряжения могут достигать значительных, величин, пос-
кольку эти процессы с перерывами протекают с момента возникновения
геологических оболочек Земли. Тангенциальное сжатие связано с сокращением
радиуса планеты, происходившим в конце мезозоя и кайнозое [24, 25]. Под
воздействием горизонтального сжатия на малых глубинах (0—15 км) возникает
волнообразное коробление земной коры [26].
Третий вид явлений, подчеркивающих весьма высокую напряженность
самых верхних горизонтов литосферы,—сейсмические очаги. Большинство их
располагается на глубинах 4—22 км. Вблизи фокальных зон и в их пределах
мелкофокусные очаги фиксируются в полосе шириной в сотни и тысячи
километров [27]. Во многих регионах (Курильские, Марианские, Малые
Антильские острова, о-в Суматра, Береговые хребты (США) и др.) ступенчатая
аппроксимация фокальных зон более корректна, чем аппроксимация наклонной
плоскостью [28]. Распределение гипоцентров землетрясений в перечисленных
регионах показывает, что в верхнем горизонте земной коры (0—22 км)
существует самостоятельная группа активных тектонических пластин, обла-
дающих разными реологическими свойствами и различной формой («линзы»,
«лепешки», зоны катаклазитов и др.). При высокой энергообеспеченности
именно их движения влияют на формирование планетарного рельефа. Подвижки
в результате^ землетрясений могут вызывать «проскальзывание» одной лито-
пластины по ^другой, их столкновение и коробление.
Четвертый вид явлений, подчеркивающих влияние блоково-слоистой струк-
туры литосферы на развитие рельефа,— шарьяжно-надвиговые образования
; [15, 29 и др.]. Региональные надвиги и шарьяжи распространены гораздо
шире, чем представлялось ранее. Эти структуры, выраженные в современном
рельефе, установлены в Пиренеях, Альпах, Карпатах, на Кавказе, на Урале,
в Аппалачах, Скалистых горах, Гималаях, Атласе и др. Особый интерес
вызывают выраженные в современном рельефе крупные надвиги на равнинах
и плоскогорьях. Широкое развитие этих структур связано с тем, что с
глубиной значительная часть субвертикальных разломов, разветвляясь, выпо-
лаживается на глубине 10—12 км, что объясняет появление на этих глубинах
так называемых коровых волноводов [ 30]. Локализованные на этих же глубинах
сейсмические очаги обусловливают образование здесь многочисленных зон
дробления, катаклазитов, глыб и блоков разных размеров. Коровые волноводы,
представляющие собой зоны разуплотнения массивов пород, обнаружены на
Восточно-Европейской и Северо-Американской равнинах, Среднесибирском
5
плоскогорье и в других платформенных регионах. Это, в частности, позволяет
поддержать вывод [31] о том, что исследование литосферы как однородного
тела наталкивается на существенные препятствия, в связи с чем предлагается
создавать «механику фрактальной среды», в отличие от «механики сплошной
среды», используемой в настоящее время в геодинамических реконструкциях.
Наконец, к пятому виду явлений относится обводненность глубоких разломов
и трещин, повышающая подвижность верхних горизонтов земной коры. Пред-
полагается, что под материками мощность дренажной оболочки составляет
10—15 км.
Блоково-слоистое строение верхней мантии и литосферы заставляет пред-
полагать, что движения «пластин» земной коры энергетически связаны не
только 9 тепловой «машиной» в мантии Земли, но и с гравитационной
пульсацией, а также с волновыми деформациями в интервале глубин 0—22 км.
По данным расчетов напряженности земной коры, в последней установлены
«пластины» толщиной 4—6, 8—12, 20—25, 30—40 км, перемещение которых
относительно друг друга непосредственно обусловливает черты морфострук-
турного плана континентов. Субгоризонтальные движения, конечно, в какой-то
мере могут быть результатом напряжений, постепенно передающихся из
мантии через толщу литосферы к дневной поверхности (например, при
поднятиях мантийных диапиров), однако та часть тепловой энергии, которая
весьма медленно (п«106—107 лет) передается из глубин Земли через систему
различных субгоризонтальных и субвертикальных границ и блоков в литосфере,
неизбежно трансформируется. Экспериментальные исследования деформаций,
возникающих при изгибах «пакета» из нескольких упругих горизонтальных
слоев в результате давления на них снизу вверх твердого штампа, показали
[ 32], что у нижних границ каждого из слоев возникают не только зоны
разуплотнения, но и зияющие трещины. Различия в величине напряжений в
верхних и нижних частях каждого из слоев в эксперименте достигали
двукратных значений. Эксперименты показали, что в условиях расслоенности
вещества давление снизу вверх не приводит к равномерной передаче напря-
жений в том же направлении. Поэтому трудно ожидать, чтобы возмущения
в мантии при близком к пластическому состоянию нижних частей литосферы,
при множестве барьеров в виде мощных субвертикальных и субгоризонтальных
зон открытых (в том числе растворо- и водосодержащих) трещин непосред-
ственно влияли на формирование рельефа [33]. Горизонтально расслоенная
литосфера обусловливает соответствующее распределение деформаций.
Влияние глубинных структур происходит опосредованно и лишь частично
отражается в контурах рельефа. Например, анализ соподчиненности рельефа
и глубинных структур Восточно-Европейской равнины [ 34] показал,, что мега-
и макроформы рельефа имеют здесь различный характер связей с поверхностью
дорифейского фундамента и поверхностью Мохоровичича, расположенной на
глубинах 37—41 км. Причины этого, возможно, кроются в процессах мета-
морфизма земной коры, различных формах преобразования пород на разных
глубинах и т. п. «Объемные эффекты таких превращений, на которые могут
накладываться термоупругие сжатие или расширение, будут приводить к
сложным и трудно поддающимся расшифровке соотношениям между повер-
хностными и глубинными формами» [34, с. 23].
Сказанное выше позволяет сделать вывод, что планетарный рельеф Земли
связан не столько с влиянием эндогенных сил в виде перемещения гигантских
блоков («плит»), сколько с видами и режимами деформаций преимущественно
верхних частей литосферы, обусловленными влиянием перечисленных выше
условий. Таким образом, речь идет о деформациях самых верхних (0—22 км)
горизонтов литосферы, представляющих особую «меланжево-катакластическую
среду» (название условное). При этом в колебательные движения вовлекаются
осадочные, магматические, вулканогенные, метаморфические породы. Каждая
из них обладает определенными свойствами (плотностью, прочностью, вязко-
6
стью, пластичностью и др.). Но кроме них очевидно существование в этой
среде мощных зон дробления и трещиноватости, катаклаза, обводненности,
газонасыщенности. Получить для подобного весьма разнородного вещества
даже средние региональные показатели свойств, чтобы затем использовать
их в расчетах,— намерение пока трудно выполнимое.
Тем не менее известно, что в массивах горных пород возникают коротко-
периодные деформации, образующиеся в результате чередования сжатия и
растяжения. Разрастание и исчезновение таких образований может происходить
с разными скоростями. Например, следы одной из волн сжатия верхнего горизонта
земной коры отмечались в пределах Евразии [35], где в 1979 г. волна деформаций
перемещалась со скоростью 0,63 мм/с. С вращением Земли связаны так
называемые полюсобежные силы [10, 36, 37]. Максимальные их значения невелики
[36] и примерно равны 106 дин/см2. По расчетам Б. Гутенберга, полюсобежные
силы способны вызвать смещение земной коры на 1 радиан за 12 млн. лет.
Тогда скорость перемещения составит 0,0000168 мм/с. Следует отметить
упоминание Ш. А. Губерманом и В. И. Кейлис-Бороком полюсобежных волн,
выявленных статистически и названных Д-волнами, или «волнами крипа».
Д-волны являются глобальными волнами деформаций, распространяющимися от
географических полюсов по направлению к экватору со скоростями до 0,46 мм/с
[31]. Предполагается, что они связаны с кратковременной ползучестью верхних
горизонтов земной коры, возникающей при крупных сейсмических толчках в
условиях вращения цланеты. Подтверждением существования полюсобежных
волн и отражения их в трещинообразовании цриповерхностных горизонтов
земной коры является система так называемой планетарной трещиноватости.
Два основных пика трещин в этой системе ориентированы таким образом, что
могут быть объяснены лишь наличием сжимающих усилий в субмеридиональном
и субширотном направлениях. С волновыми движениями связана и миграция
очагов землетрясений со скоростью 7,5 мм/с [38]. В активной сейсмической
области Байкала В. В. Ламакиным были выделены (за 1956—1964 гг.) микро-
пульсации — колебания земной коры, меняющие свой знак через несколько лет.
По этим данным [39], продолжительность микропульсаций оказалась равной 8—9
годам, длина волн деформацией — 50—80 км, скорость прохождения волн —
4—10 км/год. Волны деформаций перемещались от юго-восточного берега
Байкала к северо-западному, т. е. гребни их были ориентированы параллельно
оси Байкальского рифта. Смены скоростей современных тектонических движений
сейчас установлены для многих регионов и сомнений не вызывают [40].
Среди приповерхностных тектонических волн [37] отмечается несколько
видов. Первым из них являются орографические волны [41, 42], выраженные
в современном рельефе линейными поднятиями и прогибами. Вторым видом
являются волны сжатия, перемещающиеся в субширотном (от полюсов к
экватору) и субмеридиональном направлениях. Они превращаются в стоячие
волны в областях, где в предшествующую тектоническую фазу развития
Земли образовывались глобальные зоны мегатрещин, препятствовавших даль-
нейшему продвижению волн сжатия. Причинами формирования последних
являются интерференция и наложение субгоризонтальных напряжений в земной
коре и особенно в верхних ее горизонтах. Это отражает пульсационное
развитие поверхности Земли, частичное охлаждение верхней мантии, различные
скорости прохождения волн из-за различной плотности и мощности коры.
Накопление волновых деформаций в тех зонах, где впоследствии были
сформированы наземные и подводные горные пояса, усиливалось при дила-
тансии2, возникающей при крупных землетрясениях с повторяемостью 1 раз
в 800—1000 лет (т. е. за 1 млн. лет — около 1000 раз). Волны сжатия могут
2 Дилатансия (от англ, dilatancy — способность зернистых масс расширяться, изменяя форму) —
лавинообразное нарастание трещиноватости в скальных породах, в связи с чем объем последних
быстро увеличивается, а внутреннее трение резко уменьшается.
7
00
Рис. 1. Принципиальная схема диссимметричной «волны сжатия»
1 — вещество нижних горизонтов земной коры, 2 — зона выклинивания разломов на глубинах 4—15 км, 3 — зона разуплотнения вещества. Морфоструктуры:
4 —складчатые и складчато-блоковые, 5— скл адчато-надвиговые и чешуйчато-надвиговые, б — глыбово-блоковые, в том числе рифтогенные, 7 —
деструктивные, 8 — аккумулятивные гравитационно-блоковые и гравитационно-складчатые, 9 — рифтогенные морфоструктуры в основании диссимметричных
волн, 10 — магматические камеры, // — вулканы, /2 —основные направления перемещения вещества в «меланжево-катакластической среде», 13 —
циркуляционная ячейка перемещения вещества, 14 — основное направление медленного перемещения волны. Вверху указаны эоны реакции вещества
на субгоризонтальные напряжения в «меланжево-катакластической среде»
Рис. 2. Волновая деформация поверхности при однократном прохождении симметричной волны
сжатия в условиях платформенных равнин и плоскогорий
1 — величина деформации с повторяемостью 1 раз в 12—15 лет, 2 — наиболее активный «мелан-
жево-катакластический слой» и положение в его пределах зон повышенной трещиноватости при
волновой деформации, 3 — зона разуплотнения вещества, 4 — вещество нижних горизонтов земной
коры, 5 — общее направление смещения гребня волны, 6 — тектонические нарушения, 7 — мощность
активного «меланжево-катакластического слоя»
быть как стоячими или очень медленно перемещающимися, связанными с
гравитационными деформациями геоида Земли, так и быстро перемещающимися.
По строению своего профиля они разделяются на симметричные и диссимметрич-
ные. Диссимметричные стоячие волны характеризуются с одной стороны пологим,
а с другой — крутым склонами (рис. 1). Такое строение обусловлено началом фазы
разрушения волн. В своей пологой части диссимметричная волна формируется
в интервале глубин 8—15 км, а в пригребневой части — 0—30 км. На рубеже
равнин и гор в приповерхностной части волны (4—10 км) отмечаются, как
правило, складчато-блоковые и складчатые деформации. С увеличением высоты
стоячей волны на глубинах 4—15 км намечается преобладание складчато-
надвиговых и чешуйчато-надвиговых деформаций. На нижней границе последних
появляются одна или несколько зон разуплотнения вещества. Это имеет несколько
следствий. Во-первых, с этим частично связано образование внутрикоровых
очагов магматических расплавов; во-вторых, разуплотнение вещества приводит
к добавочному подтоку расплавов в эту зону из верхней мантии, что способствует
проявлениям вулканизма; в-третьих, над областями разуплотнения вещества
развиваются глыбово-блоковые (в том числе рифтогенные) процессы и движения
в верхних (0—12 км) горизонтах земной коры (рис. 1).
На внешнем, более крутом склоне стоячей волны развиваются
гравитационно-тектонические блоковые явления — обвалы, оползни и др. В
основании зоны при этом иногда происходит накопление гравитационно-пере-
мещенного материала (рис. 1). У подножия склона в толще земной коры
возможны подток вещества к области разуплотнения и компенсация его
дефицита, т. е. движение вещества навстречу фронту волны.
Таким образом, диссимметричная волна сжатия, очень медленно сдвигаясь
в направлении своего крутого склона, резко соединяется с встречным потоком
вещества, обладающим невысокими скоростями перемещения и формирующим
разнообразные по облику равнины и холмогорья. Длительность формирования
и сохранения подобных волн сжатия измеряется многими миллионами и
десятками миллионов лет.
Симметричные волны сжатия прослеживаются чаще в платформенных
регионах и обычно характерны для интервалов глубин 0—12 км (рис. 2).
9
Они обусловливают: а) выпуклый изгиб «слоя» с соответствующим размещением
зон разрывных дислокаций; б) возникновение области разуплотнения и дефицита
плотности пород верхних горизонтов земной коры, приводящих к подтоку
вещества в область разуплотнения; в) сокращение площади поверхности в
области изгиба и появление в седловинах волн участков растяжения массивов
пород (рис. 2).
К третьему виду относятся волны, связанные с современными тек-
тоническими движениями. Результаты стационарных наблюдений указывают,
что современные движения имеют сложную природу, включая в себя корот-
копериодные волновые перемещения. Установлено, что погружения поверхности
Земли через 15—25 лет сменяются поднятиями, что может быть следствием
наложения отрицательных фаз волн на гравитационные оседания поверхности
после фаз активных горообразовательных воздыманий [40]. Таким образом, волны
разного порядка имеют собственный ритм колебаний от 0,02 до 90 млн. лет
[ 8, 39]. Особое значение для рельефообразования приобретают интерференция
и наложение волн деформаций поверхности, усиливающие или ослабляющие
морфологический эффект.
К четвертому виду относятся волнообразные деформации геоида (данные
Центра космических полетов Годдарда, США, 1973 г.). Скорее всего они
соответствуют времени последней крупной перестройки угла наклона оси
вращения Земли в начале эоцена, т. е. около 52 млн. лет назад. Изменения
скоростей вращения планеты и связанные с ними изменения в гравитационных
полях происходили и в конце плиоцена [24, 25].
К пятому виду волн относятся сверхдлиннопериодные волны, выявляющиеся
при палеогеоморфологическом анализе крупных регионов. В истории рельефа
горных поясов устанавливается цикл «равнины — плоскогорья — низкие горы
— высокие горы — плоскогорья — равнины»; в истории равнин: «равнины
— холмогорья — равнины»; могут быть и иные циклы. Они подчеркивают
волновой характер изменения поверхности с увеличением и уменьшением
абсолютных и относительных отметок. Еще в 1960 г. Ван Беммелеш
предполагал, что существует соответствие между длиной тектонических
волн и глубиной «слоя волн». Волны длиной в тысячи километров соот-
ветствуют глубине слоя волн в сотни км; длиною в сотни км — глубине
в десятки км; длиною в десятки км — глубине в несколько км. Изложенное
выше указывает, что в приповерхностных горизонтах земной коры суще-
ствуют волны деформаций: малопериодные, короткопериодные, средне-
периодные, длиннопериодные и сверхдлиннопериодные. К двум последним
относятся четвертый и пятый виды волн. Разнопериодные волны должны
обладать различной длиной. По сведениям Н. И. Николаева [39], длина
волн современных деформаций на Восточно-Европейской и Северо-Амери-
канской равнинах составляет 55—65 км, 80, 100, 130, 170, 210, 300, 630 км.
Обладая определенными характеристиками (скоростью распространения,
амплитудой и др.), волны могут изменять период своих колебаний от
минут и часов до тысяч и миллионов лет [8].
Одним из главных механизмов формирования волн в верхних горизонтах
земной коры является дилатансия, возникающая при сейсмическом
«встряхивании» некоторого объема вещества и быстрой перестройке его
структуры. Это характерное свойство среды, состоящей из жестких блоков
разрушенных пород, включающих полости, и условно называемой нами «ме-
ланжево-катакластической средой», поскольку иного термина пока не суще-
ствует. Для нее характерна особая кинематика деформаций, в результате
чего образуются мегаобвалы, мегаоползни и др. При дилатансии среда из
плотной на некоторое время превращается в слабосвязную и объем ее
возрастает. Следствием этого является перемещение вещества.
Волновые движения протекают на фоне одновременно действующих вра-
щения и пульсации Земли. Под пульсацией понимаются периодически возника-
10
ющие сжатие и расширение поверхностных горизонтов земной коры, вызванные
совокупным воздействием космического, тектонического и экзогенного факторов
рельефообразования. В. В. Белоусов [4] и В. Е. Хайн [ 5] связывали появление
пульсационной гипотезы с именами В. Бухера [43, 44], В. А. Обручева и
М. А. Усова. В ней указывается на периодические изменения объема Земли.
Они, как будто бы, происходят с периодичностью около 40—50 млн. лет и
включают тенденции к расширению и сжатию [45, 46]. Вместе с тем Е. Е. Мила-
новский предположил, что могли существовать и более короткие периодические
колебания объема Земли. Поэтому мне кажется справедливым вывод [45],
что историю Земли следует рассматривать как чередование эпох преобладания
глобального сжатия и глобального расширения. Пульсация Земли связывается
с мощными импульсами выделения тепла из мантии, которые неравномерно
проявляются на поверхности планеты. В частности, линейные расстояния
между осями внутриокеанических рифтовых поясов в целом постепенно
увеличивались в связи с их разрастанием и общим расширением Земли
[ 46—48]. Периодическим накоплением и «сбросом» внутреннего тепла объясняет
пульсацию Земли В. Е. Хайн [5, 13]. Этот фактор, по его мнению, лежит в
основе периодичности тектогенеза и вообще эндогенной активности Земли.
При «расширении» радиус Земли увеличивается, скорость вращения умень-
шается, степень сжатия эллипсоида вращения уменьшается, площади приполюс-
ных зон — увеличиваются. При «сжатии» радиус Земли уменьшается, скорость
возрастает, степень сжатия — возрастает. В первом случае возрастают силы,
направленные от полюсов к экватору, во втором — от экватора к полюсам
[7]. Пульсация приводит к тому, что в районах «критических» параллелей
возникают силы, которые способствуют образованию широтно ориентированных
горных систем и такого же направления глобальных разломов. В эксперименте
это было показано в работе В. Бухера [44].
На фоне пульсации при вращении планеты происходит субгоризонтальное
смещение вещества, обладающего различной плотностью. Из-за этого «корни»
геофизически реконструируемых тел на сейсмических разрезах обладают
наклоном в 25—45° и достигают глубин 500—670 км [ 2]. Таким образом,
проекция выходов тел на дневную поверхность аппроксимируется не вертикаль-
ными, а диагональными плоскостями, близкими к горизонтальным. Волновые
деформации поверхности Земли происходят на фоне подобных явлений, а не
в отдельности от них. Когда речь идет о средне- и длиннопериодных
деформациях на фоне другого вида движений, возможно, правильней было
бы говорить о волнах-потоках, поскольку в них происходит поступательное
или возвратно-поступательное движение вещества.
Влияние общепланетарных условий континентального рельефообразования
по-разному отражается в особенностях эволюции морфоструктур разного
ранга. Это позволяет думать, что вряд ли существует единый механизм
образования морфоструктурного плана равнинных и горных стран. Пуль-
сационно-волновая модель континентального рельефообразования, с одной
стороны, объединяет некоторые положения, лежащие в основе ряда геодина-
мических гипотез, а с другой — вводит новые представления о механизмах
и тенденциях в развитии планетарного рельефа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кропоткин П. Н. Новая геодинамическая модель образования структур в земной коре//Проб-
лемы движений и структурообразования в коре и верхней мантии. М.: Наука, 1985. С. 9—29.
2. Кропоткин П. Н. Новая геодинамическая модель//Природа. 1989. № 1. С. 70—80.
3. Карпинский А. П, Общий характер колебаний земной коры в пределах Европейской России//Изв.
Российск. АН. 1894. № 1. С. 1—19.
4. Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. М.: Госгеолтехиздат, 1954. 606 с.
5. Хайн В. Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1964. 479 с.
11
6. Дичков Б, Л, Природные воды Земли и литосфера//3ап. Геогр. о-ва СССР. 1960. Т. 19. 163 с.
7. Стовас М. В. Некоторые вопросы тектогенеза//Проблемы планетарной геологии. М.: Гос-
геолтехиздат, 1963. С. 222—274.
8. Одесский И. А. Волновые движения земной коры. Л.: Недра, 1972. 208 с.
9. Косыгин Ю. А., Маслов Л. А. Современные движения и их влияние на глубинные тектонические
процессы//Современная тектоническая активность Земли и проблемы сейсмичности: Тез. докл.
XIX Всесоюз. тект. совещ. М., 1986. С. 10.
10. Каттерфельд Г. Н. Лик Земли и его происхождение. М.: Географгиз, 1962. 152 с.
11. Woodriff R,f Eliezer J. A suggestion on the role of tidal forces in the deformation of the Earth’s
crust//Tectonophysics. 1980. V. 62. P. 1—7.
12. Зенкович В. П. Динамика и морфология морских берегов. Волновые процессы. Ч. 1. М.; Л.:
Морской транспорт, 1946. 496 с.
13. Хайн В. Е. Расслоенность Земли и многоярусная конвекция//Геодинамика и развитие тек-
тоносферы: Тез. докл. М., 1990. С. 52—53.
14. Ващилов Ю. А. Блоково-слоистая модель земной коры и верхней мантии. М.: Наука, 1984.
240 с.
15. Камалетдинов М. А., Казанцева Т. Т., Казанцев Ю. В., Постников Д. В. Шарьяжно-надвиговая
тектоника литосферы. М.: Наука, 1991. 255 с.
16. Бочаров Г. В., Гусев Г, С., Имаев В. С., Козьмин Б. М. Современная тектоническая
активность территории Якутской АССР//Современная тектоническая активность территории
СССР. М.: Наука, 1984. С. 35—49.
17. Пейве А. В. Разломы и тектонические движения//Геотектоника. 1967. № 5. С. 8—24.
18. Пейве А. В., Трифонов В. Г. Мобилизм и тектоническая расслоенность литосферы//Природа.
1981. № 8. С. 2—9.
19. Косыгин Ю. А. Основы тектоники. М.: Недра, 1974. 216 с.
20. Садовский М. А. Естественная кусковатость горной породы//Докл. АН СССР. 1979. Т. 247.
№ 4. С. 829—831.
21. Пейве А. В. Глубинные разломы и мобилизм//Разломы и горизонтальные движения плат-
форменных областей СССР. М.: Наука, 1977. С. 5—8.
22. Резанов И. А. Сверхглубокое бурение. М.: Наука, 1981. 160 с.
23. Кропоткин П. Н, Ефремов В. Н., Макеев В. М. Напряженное состояние земной коры и
геодинамика//Геотектоника. 1987. № 1. С. 3—24.
24. Орлова А. В, Пустыни как функция планетарного развития. М.: Недра, 1978. 160 с.
25. Орлова А. В. Подвижная мозаика планеты. М.: Недра, 1981. 119 с.
26. Кропоткин П. Н. Геоид и деформации в тектоносфере//Геодинамика и развитие тектоносферы:
Тез. докл. М., 1990. С. 20—21.
27. Карта сейсмичности Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана (1896—1968). Масштаб
1:10 000 000/Под ред. Л. И. Красного и В. В. Федынского. М.: ВО «Аэрогеология», 1976 (На
9 листах).
28. Кузнецов В. В,, Семаков Н. Н., Доровский В. И, Котляр П. Е. Физика Земли: новый
взгляд на некоторые проблемы. Новосибирск: Наука, 1989. 128 с.
29. Высоцкий Б, П. «Теория шарьяжей» в русской геологической литературе и ее современное
положение//Вопросы геологии Азии. М.: Изд-во АН СССР, 1955. Т. 2. С. 711—722.
30. Николаевский В. Н, Волноводы земной коры//Природа. 1987. № 7. С. 54—60.
31. Кейлис-Борок В. И. Динамика литосферы и прогноз землетрясений//Природа. 1989. Ns 12.
С. 10—18.
32. Белоусов В. В., Гзовский М, В. Экспериментальная тектоника. М.: Недра, 1964. 119 с.
33. Ананьев Г. С., Леонтьев О. К Проблемы становления горных поясов Земли//Геоморфология.
1988. № 1. С. 30—42.
34. Бронгулеев В. Вад. Крупнейшие формы рельефа Русской равнины и их связь со строением
земной коры//Геоморфология. 1989. № 3. С. 15—24.
35. Сергеев К. Ф., Василенко Н. Ф., Сапрыгин С. М, Распространение глобальной волны
тектонических напряжений в 1978—1983 гг.//Докл. АН СССР. 1989. Т. 307. Ns 5.
С. 1091—1095.
36. Воронов П. С. Очерки о закономерностях морфометрии глобального рельефа Земли. М.:
Наука, 1968. 123 с.
37. Николаевский В. Н. Тектонические волны Земли//Природа. 1991. Ns 8. С. 17—23.
38. Викулин А. В. Физика волнового сейсмического процесса//Природа. 1992. Ns 7. С. 11—19.
39. Николаев Н. И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 491 с.
40. Процессы формирования рельефа Сибири. Новосибирск: Наука, 1987. 185 с.
41. Мещеряков Ю. А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965. 390 с.
42. Мещеряков Ю. А. Рельеф СССР. М.: Мысль, 1972. 519 с.
43. Bucher W. Н. Deformation of the Earth’s crust//Geol. Soc. Amer. Bull. 1939. Ns 50. P. 421—432.
44. Бухер В. Эксперименты и мысли о сущности орогенеза//Вопросы современной зарубежной
тектоники. М.: Изд-во иностр, лит., 1960. С. 433—451.
45. Милановский Е. Е. Пульсации и расширение Земли — возможный ключ к пониманию
ее тектонического развития и вулканизма в фанерозое//Природа. 1978. Ns 7.
С. 22—34.
46. Милановский Е. Е. Расширяющаяся и пульсирующая Земля//Природа. 1982. Ns 8.
С. 46—59.
12
47. Милановский Е. Е. Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и мезокайнозойской
геодинамике//Геодинамика и развитие тектоносферы: Тез. докл. XXIII Всесоюз. тект. совещ.
М., 1990. С. 31—34.
48. Милановский Е. Е. Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и ее мезокай-
нозойской геодинамике//Геотектоника. 1991. № 1. С. 3—20.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 22.05.92
ON THE PULSATION-WAVE HYPOTHESIS OF THE CONTINENTAL
RELIEF DEVELOPMENT
G. S. ANANYEV
Summary
The paper discusses a conceptual part of the pulsation-wave model of the terrestrial relief formation.
The hypothesis is based on reconstructions and calculations of the Earth’s pulsations, as well as on
direct observations of deformation waves passing over the land surface. The latter are traced to a
depth of 0 to 22 km in mountains and 0 to 6 km on low plateaus and plains. Wave periodicity is
found to vary. Several kinds of deformation waves have been identified^ which are suggested to be
interpreted as «waves-flows». Rhythms of waves of different order vary within the range 0.02 to 90
million years. The hypothesis implies reciprocating movement of the waves. Interference and superposition
of waves are of special importance for the continents relief formation.
УДК 551.4.044
© 1994 г. С. А. УШАКОВ
ПРИРОДА ГЕНЕРАЛЬНЫХ ЧЕРТ РЕЛЬЕФА ДНА ОКЕАНА
(кинематика плит, рифтогенные хребты и трансформные разломы
океанической литосферы)
Первая методологически очень интересная попытка научного объяснения
природы генеральных черт лика Земли была предпринята Э. Зюссом. Его
объяснение, базировавшееся на контракционной гипотезе остывающей Земли,
не выдержало проверки фактами.
В 1915 г. А. Вегенер, интерпретируя гипсометрическую кривую, сделал
важный вывод о существовании двух типов земной коры — более плотной
базальтовой под океанами и преимущественно гранито-гнейсовой коры под
континентами. А. Вегенер стал основоположником современного мобилизма —
теории тектоники литосферных плит. Отметим, что важнейшей аргументацией
дрейфа материков, согласно А. Вегенеру, был геоморфологический факт, а
именно подобие очертаний краев материков по разные стороны Атлантического
океана.
Развитие в 60-е и 70-е годы теории тектоники литосферных плит позволило
с единых геофизических позиций дать качественное и количественное описание
происхождения и эволюции крупнейших морфоструктур поверхности нашей
планеты.
Цель данной работы — интеграция результатов геодинамического анализа
природы генеральных черт рельефа дна океана на основе теории тектоники
литосферных плит и современных представлений о глобальной эволюции Земли.
13
Конечно, в одной работе это сделать трудно, поэтому данная статья посвящена
вопросу связи кинематики литосферных плит с пространственным располо-
жением рифтогенных (срединно-океанических) хребтов и трансформных раз-
ломов их пересекающих.
Кинематика литосферных плит
Ныне, три десятилетия спустя после начала формирования, основы тектоники
литосферных плит хорошо известны специалистам. Ее фундаментом наряду
с гипотезой дрейфа материков А. Вегенера стали новые факты и новые
положения, к важнейшим из них можно причислить следующие. Во-первых,
разрастание дна океана и наращивание океанической коры по обе стороны
от рифтовой трещины. Эта идея впервые была выдвинута в начале 60-х
годов американскими исследователями геологом Г. Хессом и геофизиком
Р. Дитцем [1, 2]. Она нашла подтверждение в полосчатом и симметричном
относительно рифтовой оси аномальном магнитном поле океана, природу
которого впервые объяснили английские геофизики Ф. Вайн и Д. Мэтьюз
[ 3]. Они показали, что полосчатые магнитные аномалии океанского дна
представляют собой «запись» инверсий главного магнитного поля Земли в
базальтах разрастающегося океанского дна, играющего роль природной
«магнитофонной ленты», расходящейся в разные стороны.
В 1965 г. канадский геолог й геофизик Дж. Вильсон впервые обратил
внимание на то, что жесткая оболочка Земли, ее литосфера, разбита на ряд
плит, оконтуренных тремя типами границ: рифтовыми зонами (дивергентные
границы), зонами поддвига плит (конвергентные границы) и трансформными
разломами — новым классом разломов, возникающих в литосфере при развитии
в ней только сдвиговых напряжений [ 4].
Тогда же английский геофизик — палеомагнитолог Е. Буллард со своими
коллегами [ 5] впервые использовал геометрическую теорему Эйлера для
математического описания перемещения жесткой оболочки, каковой является
литосфера, по поверхности сферы \
В 1968 г. американский геофизик В. Морган [6] и французский геофизик
Кс. Ле Пишон [ 7] выделили наиболее крупные плиты и на основании
геоморфологических и палеомагнитных данных рассчитали параметры их
перемещения по поверхности, нашей планеты за последний миллион лет.
Тогда же американские геофизики Б. Айзекс, Дж. Оливер и Л. Сайкс [8]
показали, что сейсмичность Земли полностью определяется движениями лито-
сферных плит на ее поверхности.
Итак, к концу 60-х годов кинематические основы тектоники литосферных
плит были сформулированы. Оставалась неясной проблема механизма, движу-
щего плиты. В 1966 г. по величине расползания края материка в атлантической
переходной зоне автор этой работы оценил порядок величины эффективной
возможности континентальной коры в ~1023 пуаз [9]. Тогда же им совместно
с С. С. Григоряном по скорости и характеру послеледникового поднятия
Фенноскандии была получена величина динамического коэффициента вязкости
1021—1022 пуаз и предельная толщина астеносферы под Скандинавией до
250—300 км [ 10]. В начале 70-х годов С. А. Ушаков и М. С. Красс на
основании количественных оценок показали, что движущим плиты механизмом
может быть только течение астеносферы в составе конвективных ячей,
охватывающих всю мантию Земли [11, 12]. Само пространственное положение
1 Отметим, что один из крупнейших математиков нашего столетия, профессор Московского
университета академик А. Н. Колмогоров, ознакомившись с работой Э. Булларда и его коллег,
опубликовал в середине 60-х годов в журнале «Природа» заметку, в которой отметил, что
поразительные совпадения очертаний краев материков по разные стороны Атлантического океана,
а также возможность их совмещения путем вращения плит по поверхности Земли определенно
свидетельствуют о расколе единого материка.
14
Рис. 1. Глобальная протяженность поясов сжатия литосферы ( 7) м рифтовых зон срединно-
океанических хребтов (2) [13]
зон современной тектонической активности, а именно мировой рифтовой
системы, с одной стороны, а также Альпийско-Гималайского пояса и Циркум-
Тихоокеанского «огненного кольца» — с другой, красноречиво свидетельствует
о принципиальной структуре мантийной конвекции [12, 13]. В предположении,
что мировая рифтовая система грубо маркирует восходящий мантийный поток,
а Альпийско-Гималайский и Циркум-Тихоокеанский пояса — нисходящий, легко
видеть (рис. 1), что в настоящее время структура мантийной конвекции
изменяется от одноячеистой, которая была во времена вегенеровской Пангеи
около 220 млн. лет назад, к формирующейся двуячеистой. Такую интерпретацию
пространственного положения поясов тектонической активности двух различных
типов позволила дать новая теория глобальной эволюции Земли, разработанная
О. Г. Сорохтиным и автором этой работы [14—16].
С самых общих физических позиций, перемещение литосферных плит по
поверхности Земли, представляет собой не что иное, как спасение нашей
планеты от внутреннего перегрева. Перемещение литосферных плит может
происходить только тогда, когда внутренняя теплогенерация в мантии Земли
превышает кондуктивные теплопотери через литосферу [17]. В противном
случае литосфера перемещаться не будет, она будет находиться в фиксирован-
ном положении, постепенно остывать и утолщаться. Такой процесс более
4 млрд, лет продолжается на Луне [18, 19].
На Земле в настоящее время происходит перемещение литосферных плит.
Совокупность величин и направлений скоростей относительных движений на
границах соседних пар плит, измеренных различными методами (магнитным —
по полюсовым аномалиям АТа океана, геоморфологическим — по направлениям транс-
формных разломов и их пассивных следов на дне океана, сейсмологическим — по
механизмам в очагах землетрясений, а также геодезическим — повторные
измерения положения реперов, расположенных на разных плитах), показывает,
что перемещение одной плиты относительно любой другой с хорошей степенью
точности соответствует теореме Эйлера, а именно такое относительное пере-
мещение каждой пары плит может быть описано как вращение вокруг
математической оси, проходящей через центр Земли. Пересечение этой оси
с поверхностью Земли называют полюсом вращения данной пары плит, или
их эйлеровым полюсом.
Кинематика перемещения литосферных плит, описываемая как вращение
15
Рис. 2. Глобальная картина кинематики литосферных плит за последний 1 млн лет [20]
1 — линейная скорость на дивергентных границах плит, см/год 2 — планетарные пояса сжатия литосферы, 3 — линейная скорость на конвергентных
границах плит
одной плиты относительно другой, имеет естественное следствие — каждый
отрезок рифтовой трещины должен простираться вдоль эйлерова меридиана,
т. е. всегда должен быть направлен на эйлеров полюс данной пары плит.
Второе следствие: в пределах интервала времени порядка миллиона лет
угловая скорость относительного вращения двух плит <о — постоянна, а
линейная v — изменяется от эйлерова полюса (где она равна нулю) до
эйлерова экватора (где она максимальна).
Так как литосфера обладает конечной прочностью, то приращение линейных
скоростей на дивергентных (рифтовых) границах плит происходит скачком,
по разломной зоне. Такие разломы имеют простирание, которое соответствует
эйлеровой широте. Итак, именно геометрия вращения каждой пары плит,
имеющих общую дивергентную границу, задает и простирание самой рифтовой
оси (точнее, всех ее отрезков, разделенных серией трансформных разломов),
и простирание трансформных разломов, а также их пассивных следов на
дне океана.
В настоящее время эти геометрические следствия многократно проверены —
рассчитаны глобальные кинематические модели относительного перемещения
10 наиболее крупных плит, и все модели дают хорошо согласующиеся между
собой результаты; различие параметров, как правило, не превышает 10%
[20, 21] (рис. 2).
Происхождение рифтогенных (срединно-океанических) хребтов
Литосфера — это полностью раскристаллизованная часть верхней мантии,
подстилаемая снизу горячим и под срединно-океаническими хребтами частично
расплавленным веществом астеносферы. Образование океанических литосфер-
ных плит хорошо объясняет модель охлаждения верхов мантии и полной
кристаллизации базальтовой составляющей вещества астеносферы [ 15, 22,
23]. Несколько упрощенно процесс формирования океанической литосферы
можно представить следующим образом. В зазор между расходящимися плитами
поднимается горячее и частично расплавленное вещество астеносферы. Попадая
снизу на дно океана, это вещество охлаждается и кристаллизуется, превращаясь
в горные породы литосферы. По мере раздвижения плит образовавшиеся ранее
участки литосферы «промерзают» все глубже и также отодвигаются в стороны,
а на их место в новые расколы в рифтовой зоне поступает новое астеносферное
вещество, и процесс повторяется. Совершенно очевидно, что чем дольше
океаническая литосфера охлаждается, тем на большую глубину она «про-
мерзает», т. е. находящийся под ней базальт кристаллизуется все глубже и
глубже. Следовательно, под более древними участками океанского дна, рас-
положенными дальше от рифтовых зон, толщина литосферы, т. е. слоя
охлажденной и раскристаллизованной мантии, будет большей. Глубина «про-
мерзания» расплава (будь то вода или базальтовая магма) описывается
уравнением теплопроводности. Из решения этого уравнения следует, что
толщина литосферы со временем возрастает прямо пропорционально квад-
ратному корню из ее возраста. Если толщину литосферы Ht выразить в
километрах, а ее возраст t в миллионах лет, то формула, определяющая
толщину литосферы, оказывается предельно простой: Из этой
формулы следует, что толщина океанических литосферных плит меняется
почти от нуля под рифтовыми зонами приблизительно до 90 км под наиболее
древними участками океанского дна с возрастом около 150—160 млн. лет.
Приблизительно по такому же закону увеличивается с возрастом и мощность
континентальных плит (Н == 5,6 \ft), однако их возраст значительно превышает
возраст океанических плит. Поэтому все континентальные плиты, особенно
под докембрийскими платформами, характеризуются исключительно большой
толщиной, достигающей иногда 250—300 км. Более того, под континентами,
17
a
Рис. 3. Модель строения океанической литосферы (а): 1 — поверхность океана, 2 — океаническая
кора, 3 — океаническая литосфера, 4 — астеносфера. Аппроксимация глубины океана на склонах
Срединно-Атлантического хребта в Южной Атлантике (б) [22]
где толщина литосферы превышает 80—100 км, вообще нет базальтовых
расплавов в астеносфере [16, 24].
Как уже отмечалось, породы литосферы тяжелее подстилающего их горячего
вещества астеносферы (приблизительно на 0,05—0,1 г/см3). Следовательно,
чем толще океаническая литосфера, тем на большую глубину она погружается
в мантию и тем ниже опускается ее поверхность. Поэтому закон опускания
океанского дна определяется все той же зависимостью от возраста литосферы,
т. е. от возраста самого океанского дна. По этой зависимости самый высокий
уровень стояния океанского дна должен быть там, где литосфера всего
моложе и тоньше, т. е. в океанических рифтовых зонах, как раз и расположенных
на гребнях срединно-океанических хребтов. По мере же удаления от гребней
этих хребтов глубина океана в среднем должна возрастать пропорционально
квадратному корню из величины возраста океанского дна ДЛ = 0,35 д/7, где
ДЛ — средний перепад уровней рельефа срединно-океанического хребта между
его гребнем и любой точкой склона, км; t — по-прежнему возраст океанского
дна, млн. лет [25].
Если описанная модель образования океанических литосферных плит
верна, то и выведенный на ее основании теоретический закон должен
правильно отражать реальный рельеф океанского дна. Проверить это
несложно, и когда такие сопоставления были проведены, то они показали,
что осредненные профили всех срединно-океанических хребтов во всех
океанах действительно очень неплохо аппроксимируются одной и той же
зависимостью увеличения глубины океана от возраста его дна. При этом
18
теоретическое значение коэффициента пропорциональности в найденном законе
хорошо совпадало с его эмпирическим значением (рис. 3, б). Подтвердили
«корневой» закон увеличения толщины океанической литосферы и
сейсмические данные (рис. 3, а).
Часто возникает вопрос: почему же литосферные плиты не тонут в
горячей и пластичной мантии, если они тяжелее ее вещества? Ответ
простой. Континентальные плиты не тонут, потому что к их тяжелой
мантийной части сверху «припаяна» легкая континентальная кора с запасом
положительной плавучести. В результате средняя плотность континенталь-
ных плит вместе с корой всегда оказывается меньше, чем средняя плотность
горячей мантии, в которую такие плиты погружены. В отношении оке-
анических плит такой вопрос не совсем корректен, поскольку все они
рано или поздно, но погружаются в мантию и тонут в ней под зонами
поддвига плит. Именно поэтому вся современная океаническая литосфера
повсеместно моложе 150—160 млн. лет, поскольку все более древние ее
фрагменты уже давно «утонули» в мантии.
В пределах же 150 млн. лет океаническая литосфера сохраняется на
плаву подобно металлическим судам, плавающим по воде. Действительно,
стабильные (не опускающиеся в мантию) океанические плиты напоминают
по своему строению гигантские пологие ладьи, ограниченные со всех сторон
приподнятыми бортами — гребнями срединно-океанических хребтов и
континентальными окраинами (примером тому может служить литосфера
под Атлантическим океаном). Благодаря этому у таких плит возникает
нейтральная плавучесть, поскольку по закону Архимеда вес вытесняемой
из-под них астеносферы оказывается в точности равным весу самих плит
и воды, заполняющей абиссальные котловины. Возникающие же в таких
плитах разломы обычно быстро самозалечиваются («запаиваются») после
кристаллизации проникающих в них базальтовых магм [25]. На отмеченную
выше генеральную закономерность увеличения глубины дна океана (по
мере увеличения возраста его коры) накладывается существенное возму-
щение поверхности мантии, обусловленное структурой ее глобальной кон-
векции, и в первую очередь в районах фокусов восходящих мантийных
потоков. К таковым относятся Исландия, Азорские острова, Афар на юге
Красного моря и некоторые другие аномальные поднятия дна современного
океана, к которым, как правило, приурочены рифтовые трещины. В фокусе
выходящего мантийного потока в районе Исландии подъем поверхности
мантии (и это хорошо видно по подъему осевой зоны Срединно-Атлантиче-
ского хребта) достигает 2—2,5 км, а средний радиус такой аномальной
области не менее 1000 км [13, 20]. Отметим, что такие фокусы восходящих
мантийных потоков создают региональные максимумы геоида.
Естественно, что в районах более тяжелых (чем средняя плотность
мантии) нисходящих мантийных потоков будет наблюдаться аномальный
максимум глубины дна и минимума геоида. Вероятно, один такой фокус
нисходящего потока находится в Карибско-Бермудском регионе, другой
к югу от п-ова Индостан. В пределах Мирового океана есть еще
несколько других таких регионов. Проблема влияния мантийных потоков
на рельеф поверхности Земли находится пока на начальной стадии
исследования.
Ответ на вопрос, почему в молодых разрастающихся океаниче св ix впадинах,
таких как Красное море или большая часть площади Атланти ческого океана,
рифтогенный подводный хребет да и сама рифтовая ось занимают срединное
положение, дает плейтектоническая модель его формирования. Как бы ни
перемещались две плиты, но, если они имеют общую дивергентную границу,
это наращивание океанической литосферы происходит в каждой плите примерно
поровну, так как едва застывшая в рифтовой зоне тонкая новорожденная
океаническая литосфера растягивается с образованием «шейки» и рвется
19
примерно посредине. Следовательно, если край одного континента отодвигается
от края другого на каком-либо участке с линейной скоростью у, то на этом
участке ось срединно-океанического хребта перемещается в ту же сторону
со скоростью у/2 [20, 26].
Трансформные разломы океанической литосферы
Как отмечалось выше, впервые кинематику трансформных разломов в
процессе образования и эволюции океанической литосферы объяснил в середине
60-х годов Дж. Г. Вилсон [4]. Океанское дно разбито осью срединного хребта
на две части, принадлежащие двум плитам, которые испытывают относительное
смещение в разные стороны от рифтовой оси. Сама рифтовая ось хребта
направлена по эйлеровому меридиану перпендикулярно направлению разра-
стания дна, а поперечные разломы — параллельно раздвижению (вдоль эйле-
ровой широты вращения данной пары плит). Иными словами, сама граница
между раздвигающимися плитами имеет в плане коленчатый рисунок. Вдоль
трансформных разломов движение краев плит происходит лишь на участке
между смещенными сегментами рифтовой оси хребта. Трансформные разломы
постепенно, по мере раздвижения плит, наращиваются. Само название —
трансформный — обусловлено тем, что эти разломы трансформируют поло-
жение рифтовой оси хребта; вдоль каждого такого разлома раздвижение плит
с одного отрезка рифтовой оси переносится на другой.
За пределами рифтовой оси хребта горизонтальное движение вдоль такого
разлома прекращается, остается лишь пассивный след от бывшего разлома
на каждой из раздвигающихся плит. Этот пассивный след трансформного
разлома маркируется различием по разные его стороны в глубинах дна и в
картинах аномального магнитного поля, хотя этот след разлома входит в
состав единой плиты. Ясно, почему будет иметь место различие в глубинах
дна и рисунке поля АГа — по «залеченному» трансформному разлому кон-
тактируют разновозрастные участки океанической литосферы, и тот участок
дна, который моложе, будет иметь более тонкую литосферу и меньшую
глубину дна океана. Также каждый из разновозрастных участков дна будет
иметь свои, характерные для его возраста магнитные аномалии, обусловленные
характером инверсий главного магнитного поля Земли в то время, когда
этот участок океанической литосферы образовался в рифтовой трещине.
Естественно, что максимальные различия в глубинах дна по разные стороны
залеченного (пассивного) трансформного разлома, будет иметь место вблизи
рифтовой оси, так как по мере удаления от нее с увеличением возраста
океанической коры глубина дна увеличивается с разной скоростью — более
молодое дно опускается со временем (согласно корневому закону) быстрее.
Такая упрощенная картина изменений рельефа дна по залеченному разлому
в принципе справедлива для всех разломов, но наиболее близка к разломам
и их пассивным следам по разные стороны от разлома, которые мы назвали
идеальными, а именно тем, вдоль которых происходит только скольжение
краев плит [ 13].
Но в пределах дна океана существует много трансформных разломов, по
которым кроме скольжения краев плит происходит или небольшое (порядка
мм/год) раздвижение краев плит, или такого же порядка их сжатие. Кроме
того, есть несколько значительных (порядка тысяч километров) по протяжен-
ности трансформных разломов океанической литосферы, на одном краю
которых происходит наряду со скольжением небольшое раздвижение, а на
другом краю — небольшое сжатие; в средней трети такого разлома имеет
место только скольжение краев плит [13, 27, 28]. К их числу можно отнести
Азоро-Гибралтарский разлом, который соединяет дивергентную границу
Срединно-Атлантического хребта с конвергентной границей, точнее, с кон-
вергентной областью — Альпийско-Гималайским поясом.
20
Трансформные разломы с небольшой дивергентной составляющей в рельефе
дна могут проявляться цепью подводных вулканов вдоль разлома, например
хребет Исследователей в Северной Атлантике. Этот трансформный разлом,
протягиваясь дальше в сторону Карибского моря, переходит в желоб Барракуда,
который сопряжен с подводным валом и где эти морфоструктуры не урав-
новешены. В целом этот трансформный разлом Исследователей — Барракуда
разделяет Северо-Американскую и Южно-Американскую плиты в Атлантиче-
ском регионе. Близ рифтовой оси трансформный разлом имеет наряду со
скольжением небольшую раздвиговую компоненту движения краев плит, ко-
торая и обеспечивает развитие недалеко от рифтовой оси ортогонально к
ней простирающуюся цепочку подводных вулканических гор, а в западной
Прикарибской части этого разлома вместе со скольжением еще происходит
и сжатие краев плит. Именно сжатие приводит к развитию изостатически
нескомпенсированных морфоструктур желоба Барракуда и сопряженного с
ним подводного хребта [13].
Трансформные разломы с раздвиговой компонентой могут проявляться в
рельефе дна небольшой впадиной и обрамляющими ее притрансформными
изостатически уравновешенными горами, имеющими, вероятнее всего, термиче-
скую природу. К числу таких разломов относится одна из разломных зон в
Атлантике Чарли-Гиббс, которая представляет собой левосторонний транс-
формный разлом, по которому близ 52°30' с. ш. рифтовая трещина Срединно-
Атлантического хребта смещается на 350 км.
Более того, если раздвиговая компонента смещения краев плит по транс-
формному разлому достаточно велика, то на дне разломной долины может
появиться свой небольшой рифтогенный хребет. Еще одной причиной развития
таких хребтов в зонах трансформных разломов с раздвижением может быть
серпентинизация перидотитов океанической литосферы, серпентинизация может
также привести к дополнительному подъему приразломных хребтов [27].
Трансформные разломы, расположенные близ восходящих мантийных потоков,
могут стать причиной притрансформных подводных вулканических гор. Но
анализу геодинамической природы различных типов подводных вулканических
гор будет посвящена следующая статья.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Dietz R. S. Continent and ocean basin evolution by spreading of the sea floor//Nature. 1961.
V. 190. N 4749. P. 2543—2555.
2. Hess H. H. History of ocean basins. Petrologic Studies. A volume to honor A. F. Buddington//Geol.
Soc. Am. 1962. P. 599—620.
3. Vine F. J., Matthews D. H. Magnetic anomalies over oceanic ridges//Nature. 1963. V. 199.
P. 947—949.
4. Wilson J. T. A new class of faults and their bearing to continental drift//Nature. 1965. V. 207.
P. 343—347.
5. Bullard E. C., Everett J. E., Smith A. G. The fit of continents around Atlantic. A sympozium
on continental drift//Phil. Trans. Roy. Soc. 1965. V. 258. P. 41—51.
6. Morgan W. J. Rises, trenches, great faults and crustal blocks//!/ Geophys. Res. 1968. V. 73. N 6.
P. 1959—1982.
7. Le Pichon X. Sea-floor spreading and continental drift//!. Geophys. Res. 1968. V. 73. N 12.
P. 3661—3697.
8. Isaks B., uiiyer J., Sykes L. R. Seismology and the new global tectonics//!. Geoph. Res. 1968.
V. 73. N 18. P. 5855—5899.
9. Ушаков С. А. Динамика земной коры в зонах перехода от материков к океанам атлантического
типа//Докл. ДН СССР. 1966. Т. 171. № 1. С. 107—110.
10. Григорян С. С., Красс М. С., Лейтес В. Л. и др. К определению динамического коэффициента
вязкости атмосферы//Докл. АН СССР. 1966. Т. 170. № 2. С. 420—423.
11. Ушаков С. А., Красс М. С. О механизме дрейфа материков. V научн. конф. геол. ф-та.
М.: Изд-во МГУ, 1970. С. 11—13.
12. Ушаков С. А., Красс М. С. Сила тяжести и вопросы механики недр Земли. Л.: Недра, 1972.
157 с.
13. Ушаков С. А., Галушкин Ю. И., Дубинин Е. П. и др. Гравитационное поле и рельеф дна
океана. Л.: Недра, 1979. 295 с.
21
14. Сорохтин О. Г. Глобальная эволюция Земли. М.: Наука, 1974. 184 с.
15. Ушаков С. А. Строение и развитие Земли. М.: ВИНИТИ. Сер. Физика Земли. Т. I. 269 с.
16. Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Глобальная эволюция Земли. М.: Изд-во МГУ, 1991. 446 с.
17. Ушаков С. А., Федынский В. В. Рифтогенез как механизм регулирования теплопотерь
Земли//Докл. АН СССР. 1973. Т. 208. № 5. С. 107—110.
18. Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Роль лунных приливов в энергетическом балансе Земли. В
сб. «Жизнь Земли». М.: Изд-во МГУ, 1988. С. 24—46.
19. Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Происхождение Луны и ее влияние на глобальную эволюцию
Земли. М.: Изд-во МГУ, 1989. 111 с.
20. Ушаков С. А., Галушкин Ю. И. Литосфера Земли. Ч. 1. Кинематика плит и океаническая
литосфера. М.: ВИНИТИ, 1978. Т. 3. 272 с.
21. Minster J. В., Jordan Т. Н., Molnar Р. et al. Numerical modeling of instantaneous plate
teutonics//Geoph. J. Roy. Astr. Soc. 1974. V. 36. P. 541—571.
22. Сорохтин О. Г. Зависимость топографии срединно-океанических хребтов от скорости
раздвижения литосферных плит//Докл. АН СССР. 1973. Т. 208. № 6. С. 1338—1341.
23. Parker R. L.t Oldenburg D. VP. Thermal models of oceanic ridges//Nature. Phys. Sci. 1973.
V. 242. N 122. P. 137—139.
24. Ушаков С. А., Галушкин Ю. И. Литосфера Земли. Ч. 2. Континентальная литосфера. М.:
ВИНИТИ. 1979. Сер. Физика Земли. Т. 4. 222 с.
25. Монин А. С., Сорохтин О. Г. Планетарная эволюция Земли. В сб. «О. Ю. Шмидт и советская
геофизика 80-х годов». М.: Наука, 1983. С. 112—140.
26. Le Pichon X., Francheteau S., Bonnin J. Plate Tectonics/Elsevier. Amsterdam. 1973. N 7. 237 p.
27. Дубинин E. П. Трансформные разломы океанической литосферы. М.: Изд-во МГУ, 1987. 180 с.
28. Bonatti Е. Vertical tectonism in oceanic fracture zones/Earth. Planet. Sci. Lett. 1978. V. 37.
P. 369—379.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 09.03.94
NATURE OF GENERAL FEATURES OF THE OCEAN FLOOR TOPOGRAPHY
(PLATE KINEMATICS, RIFTOGENIC RIDGES AND TRANSFORM FAULTS
IN THE OCEANIC LITHOSPHERE)
S. A. USHAKOV
Summary
In the article the history of establishment of the plate tectonics theory and its influence on
modification of knowledge of the endogenous sea floor geomorphology is stated briefly. Kinematics of
main plates and age of sea floor, or more exactly — the time of cooling of the oceanic lithosphere,
are examined as the principal plate tectonics reasons determined the nature of general features of the
Earth's face. It is noted that a location of riftogenic mid-ocean ridges in young spreading ocean basins
is determined by the character of tension and the lithosphere breaking up in rifting zones. It is
considered an influence of transform faults on the pattern of the sea floor topography of the World
Ocean.
УДК 551.4.04
© 1994 г. В. M. ЛИТВИН
ОЦЕНКА РОЛИ ПРОЦЕССОВ ДЕНУДАЦИИ И АККУМУЛЯЦИИ
В ФОРМИРОВАНИИ ГЛОБАЛЬНОГО РЕЛЬЕФА ЗЕМЛИ
Как известно, основные экзогенные факторы — денудация и аккумуляция —
играют решающую роль в преобразовании и моделировании сформированных
эндогенными процессами форм рельефа Земли. Денудация в результате
плоскостного смыва, дефлюкции, речной эрозии, береговой абразии, экзарации,
эолового выноса и других процессов приводит к разрушению горного рельефа,
22
снижению высот, отступанию склонов и пенепленизации поверхности контине-
нтов, образованию поверхностей выравнивания. При этом сносятся более
молодые отложения и обнажаются древние породы фундамента и платфор-
менного чехла. Аккумуляция сносимого материала в понижениях рельефа
континентов и особенно на дне океанов и морей ведет к заполнению прогибов
и котловин и формированию осадочного чехла, который при нарастании
мощности также служит фактором выравнивания земной поверхности.
Надо отметить, что накопление осадочных толщ на континентах и создание
платформенных равнин не является конечным этапом в процессе транзита
рыхлых отложений, поскольку они, находясь здесь в относительном покое в
течение длительного времени, все равно подвергаются воздействию эрозионных,
абразионных, экзарационных и других факторов. Следовательно, на контине-
нтах развиты преимущественно процессы денудации, а на дне океана —
процессы аккумуляции, что обусловлено в первую очередь их различным
высотным положением на земной поверхности. В связи со сказанным пред-
ставляет интерес количественная оценка роли процессов денудации и акку-
муляции в формировании глобального рельефа. Она выполнена на основании
анализа геоморфологических, геологических и геофизических материалов о
строении земной коры, опубликованных в различных изданиях.
Процессы денудации. Разрушение и снос материала с поверхности контине-
нтов зависит от многих зональных и азональных факторов. Оценки модулей
терригенного сноса и скоростей денудации можно осуществлять по материалам
наблюдений на специальных полигонах. Однако это частные случаи, не
дающие, вследствие малого их количества, возможности судить об общей
картине. Более надежны данные о твердом стоке рек, особенно крупных,
являющиеся интегральным показателем сноса осадков с водосборных бассейнов.
Последние, если не считать бессточных областей и районов покровного
оледенения, охватывают почти всю поверхность суши. Рассчитанные отношения
твердого стока рек к площадям водосборов позволяют определить модули
денудации в т/км2. Вычисленные по ним средние показатели снижения
поверхности водосборов колеблются от 0;01 до 1,4 мм/год [ 1—3]. Эти колебания,
как можно заметить, связаны не с размером рек, а с морфоструктурными и
ландшафтными особенностями бассейнов.
Наиболее интенсивно процессы денудации протекают в горных областях
субтропической и тропической зон: в Юго-Восточной Азии (максимальные
значения), вдоль молодых горных систем Южной Азии и в Западном Средизем-
номорье, в южной части Северо-Американских Кордильер и северной части
Анд. Также довольно большие показатели денудации отмечаются на равнинах
Китая и США, где развиты лёссовые отложения. На обширных пространствах
Африки, Австралии, Южной Европы, восточной части Южной Америки и
значительной части Северной Америки модули денудации имеют умеренные
значения. И минимальные показатели приурочены к районам Северной Европы,
обширным пространствам Сибири и Дальнего Востока, северной части Северной
Америки и самого юга Южной Америки.
Специальные наблюдения, выполненные в разных районах, свидетельствуют
о больших различиях в скоростях денудации [3—8]. Например, в Альпах они
колеблются от 0,4 до 1,0 мм/год, в Гималаях — от 0,72 до 0,98 мм/год, в
районах горных» истоков Амазонки — до 0,18 мм/год. В местах выходов
карбонатных пород денудация горных районов составляет от 0,07 до
0,15 мм/год. В целом же средние скорости денудации горных областей мира
колеблются от 0,092 до 0,915 мм/год, т. е. различаются между собой на
порядок. На равнинных территориях скорости денудации, естественно, меньше.
Средние показатели колеблются от 0,012 до 0,195 мм/год. Например, для
территории США средняя скорость денудации оценивается в 0,034 мм/год.
Следует также отметить, что в более ранние геологические эпохи эти скорости
имели тот же порядок, что и сейчас. На основании специальных расчетов
23
установлено, что скорость денудации в Скалистых горах в раннем мелу
составляла 0,183 мм/год, а на востоке Северной Америки она была
~ 0,025 мм/год. К названным показателям необходимо добавить материалы
об объемах сноса и скорости ледниковой экзарации в р^яциальных областях.
Средняя скорость экзарации в Антарктиде оценивается в 0,5 мм/год, а общая
масса сносимого материала составляет здесь более 1 млрд, т/год. Кроме
того, в океан с континентов поступает материал в виде растворенного стока
рек, за счет абразии берегов и эолового выноса.
Вслед за Н. И. Маккавеевым [4] нами были приняты следующие исходные
данные для расчетов средних модулей и скоростей денудации для континентов,
и всей суши в целом, млрд, т/год: твердый сток рек— 17,0, растворенный сток
— 3,5, эоловый вынос—1,1, ледниковый снос—1,9, абразия берегов — 0,3. В
итоге денудационный снос с континентов составляет 23,8 млрд, т/год. Если
взять средний объемный вес залегающих сверху рыхлых отложений и осадочных
пород, а также в определенной степени и кристаллических пород, обнажающихся
на щитах и в горных массивах, который принимается равным 2,0 т/м3, то.
суммарный объем денудации континентов составляет 11,9 км3/год. Учитывая
общую площадь континентов и прилегающих островов, оцениваемую нами в
144,1 млн. км2, мы получили общий модуль денудации равным 165,2 т/км2 и
среднюю скорость денудации 0,0826 мм/год. Затем, исходя из величины средней
скорости денудации на платформенных равнинах 0,035 мм/год как наиболее
вероятной, на основании известных данных о площадях равнйнно-платформенных
областей и горных сооружений суши, составляющих соответственно 91,9 и
52,2 млн. км2 [9], была рассчитана средняя скорость денудации горного рельефа —
0,170 мм/год. Необходимо при этом отметить, что полученная средняя скорость
денудации относится ко всем горным областям суши, включая молодые высо-
когорные районы, возрожденные и омоложенные среднегорные сооружения,
отдельные низкогорные хребты и массивы. Кроме того, расчет средней скорости
денудации основан на количестве выносимого осадочного материала в океан,
тогда как значительная часть смытого с гор вещества оседает в межгорных и
предгорных впадинах и на платформенных равнинах. Поэтому истинная средняя
скорость денудации в горных сооружениях заметно выше и составляет, по
оценкам ряда исследователей, не менее 0,5 мм/год.
Аналогичные расчеты средних модулей и скоростей денудации выполнены нами
для каждого континента на основе данных в основном о речном стоке и ледниковом
выносе [1,2], а также о площадях континентов. При этом Гренландия была
включена в состав Северной Америки, острова Шпицберген и Земля Франца-
Иосифа — в состав Европы, острова, окаймляющие Азию с севера и востока, в
том числе Индонезийский архипелаг,— в состав этого континента, Мадагаскар — в
состав Африки, Новая Гвинея и Новая Зеландия — в состав Австралии. Средние
высоты континентов приняты согласно общеизвестным данным, за исключением
Антарктиды, где средняя высота взята без учета ледникового покрова (табл. 1).
Анализ результатов расчетов позволяет сделать некоторые выводы. При
средней скорости снижения поверхности суши за счет денудации 0,083 мм/год
в условиях тектонического покоя все континенты должны были превратиться
в низменности за 9—10 млн. лет, т. е. в течение плиоцена и плейстоцена.
При этом надо подчеркнуть что хотя расчеты модулей и скоростей денудации
основаны на процессах, происходящих в настоящее время, они справедливы,
несомненно, для всего новейшего периода, включая плиоцен и плейстоцен,
а также, по-видимому, имеют тот же порядок и для более ранних эпбх, о
чем указывалось выше. Однако новейшие тектонические движения и особенно
продолжающееся на неотектоническом этапе горообразование превалировали
в целом над темпами денудации, и поэтому размеры суши, по ряду оценок,
даже несколько увеличились.
Средние скорости денудации на платформенных равнинах практически
совпадают со средними скоростями вертикальных тектонических движений,
24
Таблица 1
Скорости современной денудации континентов
Континент Площадь, млн. ю? Средняя высота, м Скорость денудации, мм/год
Европа 10,5 340 0,068
Азия 43,5 960 0,115
Африка 30,1 750 0,0060
Северная Америка 24,2 720 0,086
Южная Америка 17,8 590 0,070
Австралия 8,9 340 0,065
Антарктида 9,1 860 0,050
Вся суша 144,1 745 0,083
Равнинно-платформенные области . 91,9 315 0,035
Горные сооружения 52,2 1530 0,170
что обусловливает в районах длительного воздымания определенный баланс
этих противоположно направленных процессов и сохранение равнинного рель-
ефа. В случаях некоторого превышения скоростей подъема над скоростями
денудации формируются возвышенные плато, массивы и плоскогорья. В горных
сооружениях картина другая. Здесь практически везде скорости вертикальных
движений заметно преобладают над скоростями денудации, несмотря на то,
что последние в таких районах повышены. Особенно это заметно в молодых
горных системах. Они продолжают расти, а рельеф их усложняется за счет
интенсивных процессов денудации, которые ведут к эрозионному расчленению
с образованием глубоких ущелий, островерхих водораздельных гребней, крутых
склонов. Последующее развитие этих процессов при увеличении возраста
сооружений и снижении активности вертикальных движений вызывает пос-
тепенное расширение горных долин, снижение водораздельных гребней и
выполаживание склонов, т. е. приводит к сглаживанию рельефа.
Процессы аккумуляции. Сносимый с горных хребтов, массивов, плато и
возвышенностей осадочный материал в течение всей геологической истории
накапливался в понижениях рельефа как на суше, так и на дне водоемов,
образуя либо ’континентальные, либо морские отложения. Они формировали
геологические тела, структура которых находит свое отражение в современном
рельефе. В областях преимущественного погружения накопились толщи отло-
жений переменной мощности в виде горизонтально залегающих или слабо-
деформированных слоев, образующих чехол континентальных платформ, вклю-
чая эпиконтинентальные платформы шельфовых областей, а также чехол
океанических котловин. В геосинклинальных прогибах интенсивная аккуму-
ляция происходила на первых этапах их развития. Затем они подверглись
воздействию горизонтальных и вертикальных тектонических движений, были
смяты в складки, испытали метаморфизацию и внедрение интрузивных пород.
В дальнейшем древние складчатые сооружения, подвергшиеся интенсивной
денудации и погружению, были перекрыты осадочным чехлом, образуя для
него складчато-метаморфический фундамент. На ложе океана фундаментом
для осадочного чехла служит слой вулканогенных' пород, преимущественно
базальтов. Возраст чехла в океанах не превышает 150—160 млн. лет, т. е.
океанические платформы являются молодыми. На континентах возраст осадочного
чехла на древних платформах обычно протерозойский — более 600 млн. лет. На
молодых континентальных платформа^ возраст чехла палеозойский -- от 200 до
25
400 млн. лет, а в пределах эпиконтинентальных платформ шельфов — в
основном триасово-юрский, не превышающий 180 млн. лет. В пределах
молодых горных сооружений отложения, заполняющие межгорные и предгорные
прогибы, имеют палеогеновый и неогеновый возраст [10, 11].
Аккумулятивные процессы на континентах существовали всегда, но их
масштабы и интенсивность менялись в разные геологические эпохи, то усиливаясь,
то ослабляясь, с общей тенденцией к снижению объемов аккумуляции и
возрастанию процессов денудации в течение фанерозоя и особенно с позднего
мезозоя до настоящего времени. На древних платформах, за исключением до-
кембрийских щитов, испытывавших неуклонное воздымание, происходили коле-
бательные движения, причем преобладали процессы погружения, сопровож-
давшиеся интенсивным осадконакоплением. При этом неоднократно осуществ-
лялась смена режимов морской и континентальной аккумуляции, которая на
разных платформах проявлялась по-разному. В большинстве случаев в разрезах
осадочного чехла либо преобладают морские мелководные отложения, либо они
уступают, хотя и незначительно, континентальным отложениям. На молодых
платформах участие морских отложений в осадочном чехле еще более заметное,
однако начиная с конца палеогена и особенно в неогене везде, в том числе и
на древних платформах, стали преобладать процессы поднятия, сопровождавшиеся
глобальной регрессией океана. Поэтому новейшие отложения здесь преимуще-
ственно континентальные [12].
На континентальных окраинах осадочный чехол, судя по смене фациального
состава от прибрежно-лагунных до шельфовых морских отложений, формировался
в условиях длительного погружения. Оно прерывалось иногда кратковременными
поднятиями, о чем свидетельствуют перерывы в осадконакоплении. В пред-
континентальных прогибах, окаймляющих почти повсеместно подножия ма-
териковых склонов, накопились огромные толщи терригенных отложений в виде
непрерывного осадочного разреза. То же самое наблюдается в котловинах
краевых морей, отделенных от океана островными дугами, что свидетельствует
о направленности процессов аккумуляции. На ложе океана строение осадочного
чехла, распределение его мощностей и особенности возраста свидетельствуют
о том, что процессы аккумуляции прямо зависят от расстояния от оси срединно-
океанических хребтов. В рифтовых зонах хребтов осадочный покров очень
маломощен либо отсутствует совсем, а в океанических котловинах его мощность
и возраст увеличиваются по мере приближения к континентальным окраинам.
Все это хорошо укладывается в концепцию тектоники литосферных плит.
Непрерывность разреза почти на всем ложе океана, исключая поднятия, свиде-
тельствует о постоянном и направленном режиме процессов аккумуляции, а
закономерное увеличение мощности при удалении от оси срединно-океанических
хребтов указывает на все возрастающую роль аккумулятивного выравнивания
по мере раздвижения литосферных плит [13].
Учитывая, что осадочный чехол на континентальных окраинах и в пере-
ходных зонах не старше триаса — юры и юры — мела, а на ложе океана
еще моложе, при сопоставлении темпов и объемов аккумуляции на океаническом
дне и континентах для последних следует рассматривать отложения,
сформировавшиеся с середины мезозоя до настоящего времени. На основе
данных о площадях платформенных равнин суши, за исключением древних
щитов, и средних мощностях морских и континентальных мезозойско-кайно-
зойских отложений, а также о площадях различных морфоструктур дна
океана и мощностях осадочного чехла, нами были определены объемы ма-
териала, принимавшего участие в процессах аккумуляции на геоморфологиче-
ском этапе развития Земли. Сопоставление с другими данными позволяет
сделать определенные выводы о темпах аккумуляции в течение позднего
мезозоя и кайнозоя, причем при вычислении средних скоростей учитывалось
уплотнение нижних слоев отложений, особенно на платформах и контине-
нтальных окраинах (табл. 2).
26
Таблица 2
Объемы осадочного чехла и средние скорости аккумуляции в позднем мезозое и кайнозое
Морфоструктуры Площадь, млн. км2 Средняя мощность чехла, км Объем чехла, млн. км3 Средняя скорость аккуму- ляции, мм/год
Докембрийские платформы (без щитов) 51 0,6 31 0,007
Молодые платформы 23 2,0 47 0,018
Континентальные окраины и предконтинентальные прогибы 74 3,5 230 0,030
Переходные зоны 33 2,5 85 0,027
Ложе океана и срединно-океанические хребты 254 0,8 155 0,011
Анализ полученных результатов показывает, что объем мезозойско-кай-
нозойских отложений на древних платформах меньше, чем на молодых, хотя
площадь первых заметно больше. Это связано с тем, что наиболее интенсивное
прогибание и накопление осадков на древних платформах было в палеозое,
а в мезозое и палеогене оно сменилось колебательными движениями. На
молодых платформах интенсивное прогибание и накопление отложений
относится именно к мезозою и частично к палеогену. Однако в неогене и
в четвертичном периоде повсеместно происходило поднятие платформенных
областей, за исключением краевых прогибов, что привело к резкому сокращению
объемов аккумуляции и в ряде случаев к денудации. Поэтому средние
скорости аккумуляции в мезозое — кайнозое на древних платформах в не-
сколько раз меньше, чем на молодых, а если исключить неоген-четвертичный
этап развития, то и те и другие должны быть увеличены на 15—20%.
Следует также подчеркнуть, что в составе платформенных чехлов почти
везде преобладают морские мелководные отложения, составляя в целом около
3/4 их разреза. Это еще больше подчеркивает роль выноса осадочного
материала с суши и аккумуляции его в подводных условиях.
Объем отложений в пределах современных континентальных окраин, пред-
континентальных прогибов и котловин краевых морей, где накапливаются
преимущественно терригенные осадки, более чем в 4 раза превосходит объем
осадочного чехла континентальных платформ. Средние скорости аккумуляции
в мезозое — кайнозое здесь примерно в 1,5 раза выше, чем на молодых
платформах. Если сопоставить объем этих отложений с объемом пород суши
выше уровня океана, то первый превосходит второй почти в 3 раза, что
дает дополнительные свидетельства неуклонного поднятия континентальных
массивов в позднем мезозое и кайнозое.
На ложе океана, включая срединно-океанические хребты, где преобладают
биогенные отложения, общий объем осадочного чехла меньше примерно в 2
раза по сравнению с пограничными областями между континентами и океанами,
хотя площадь здесь намного больше. Средняя скорость аккумуляции на ложе
океана с учетом изменения мощности и возраста в обе стороны от рифтовых
зон не превышает 0,011 мм/год. Однако, судя по данным глубоководного
бурения, она менялась в различные периоды геологической истории, будучи
минимальной в мезозое и заметно увеличиваясь в неоген-четвертичное время,
что связано, несомненно, с поднятием континентов и усилением процессов
денудации [ 14]. Об этом же свидетельствует сопоставление темпов денудации
суши и аккумуляции осадков на континентах и дне океана. Приведенные в
таблицах цифры показывают, что первые в 1,7 раза выше вторых, но это
вполне объяснимо. Ведь скорости денудации рассчитаны для современного
27
периода и относятся, как мы полаг^м, к плиоцен-четвертичному времени,
а скорости аккумуляции осреднены для мезозоя — кайнозоя.
В заключение необходимо подчеркнуть, что аккумулятивное выравнивание
рельефа на континентах и дне океана имеет свои особенности. В горных
системах суши на вершинах и склонах хребтов идет интенсивная денудация,
а на дне межгорных и предгорных долин и впадин — аккумуляция сносимого
материала, причем скорости накопления довольно высоки. На платформах
аккумуляция происходит на поверхности денудационного среза складчато-ме-
таморфического фундамента, первоначально в виде облекающего покрова,
затем в виде последовательно накапливающихся субгоризонтальных слоев
отложений, мощность которых заметно увеличивается в прогибах. На ложе
океана осадочный покров залегает на неровной поверхности базальтового
фундамента с характерным блоково-грядовым расчленением. Денудации этого
фундамента практически не происходит, а осадки на срединно-океанических
хребтах вначале заполняют межгрядовые ложбины, затем в зонах абиссальных
холмов перекрывают рельеф фундамента облекающим покровом, а в пределах
абиссальных равнин океанических котловин полностью захороняют неровности
первичного рельефа слоистой толщей горизонтально залегающих осадков.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Дедков А. П., Мозжерин В. И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казан, гос.
ун-та, 1984. 264 с.
2. Лисицын А. П. Осадкообразование в океанах. М.: Наука, 1974. 438 с.
3. Экзогенные процессы и окружающая среда. 19-й Пленум Геоморфол. комиссии АН СССР.
Казань, 1988. М.: Наука, 1990. 190 с.
4. Маккавеев Н. И. Денудационная составляющая баланса вещества в системе океан — суша и
ее роль в формировании пенепленов//Вод. ресурсы. 1982. № 3. С. 147—155.
5. Оллиер К. Тектоника и рельеф. М.: Недра, 1984. 460 с.
6. Dewey J. F., Bird J. М. Mountain belts and new global tectonics//!. Geophys. Res. 1970. V. 75.
№ 14. P. 1125—1130.
7. Schumm S. A. The disparity between present rates of denudation and orogeny//US Geol. Surv.
Prof. Paper. 1963. V. 454-H. P. 36—44.
8. Young A. Present rate of land erosion//Nature. 1969. V. 224. P. 851—853.
9. Рельеф Земли (морфоструктура и морфоскульптура). М.: Наука, 1967. 331 с.
10. Беляевский И. А. Строение земной коры континентов по геолого-геофизическим данным. М.:
Наука, 1981. 432 с.
11. Осадочный чехол дна Мирового океана и суши (по данным сейсморазведки). М.: Наука, 1984.
176 с,
12. Хайн В. Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1973. 512 с.
13. Литвин В, М. Морфоструктура дна океанов. Л.: Недра, 1987. 275 с.
14. Борисевич Д, В, Этапы развития рельефа суши и осадкообразования в океанах//Океанология.
1990. Т. 30. Вып. 5. С. 821—826.
Калининградский государственный Поступила в редакцию
университет 14.09.93
AN APPRAISAL OF IMPORTANCE OF DENUDATION AND SEDIMENTATION
PROCESSES IN THE FORMATION OF THE EARTH’S GLOBAL RELIEF
V. M. LITVIN
Summary
The average rates of denudatioh over the whole land surface and on every continent, together
with average rates of sedimentation on the land plains and ocean bottom have been Calculated on the
basis of geomorphological and geological-geophysical data. The average rates of denudation are: on the
whole land — 0,082 mm/year, on platformian plains — 0,035 mm/year, in, mountains — 0,17 mm/year.
Average rates of sedimentation on continental platforms amount to 0,007. to 0,018 mm/year, on continental
margins and transition zones — about 0,03 mm/year, on the ocean^bottom — 0,011 mm/year.
28
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
Июль — Сентябрь
1994
ДИСКУССИИ
УДК 551.4:001.4
© 1994 г. Ю. И. ЛОСКУТОВ
КРИТИЧЕСКИЕ ЗАМЕТКИ ПО ПОВОДУ СТАТЕЙ Г. Ф. УФИМЦЕВА
О ГЕНЕЗИСЕ РЕЛЬЕФА
В очередной раз Г. Ф. Уфимцев выступает «возмутителем спо-
койствия» — опубликованы две его статьи о генезисе рельефа [1, 2].
Действительно, в этом основном понятии геоморфологии есть много неясного,
и следует только приветствовать попытки его ревизии, как справедливо
отметил Д. А. Тимофеев [3].
Однако после прочтения этих статей естественное желание увидеть, что
наконец-то будет внесена ясность в определение понятия «генезис рельефа»,
к сожалению, не осуществилось. Попробуем разобраться почему.
Обе статьи посвящены выяснению скрытого широкого или глубинного
смысла понятия «генезис рельефа». Автор полагает, что можно говорить: 1)
о генезисе рельефа вне пространства и времени, 2) о генезисе рельефа в
пространстве и времени и 3) о генезисе пространства-времени рельефа.
Согласно определениям генезиса рельефа в различных словарях и спра-
вочниках, можно говорить об узком смысле этого понятия — как о происхож-
дении, возникновении рельефа и о широком смысле — как о моменте зарождения
и последующем развитии. Автор утверждает, что в геоморфологии господствует
узкое (специализированное) понимание генезиса рельефа, когда он харак-
теризуется вне пространства и времени. Выдвинув этот тезис, Г. Ф. Уфимцев
обрушивается на геоморфологов, обвиняя их в «примитивном мышлении» и
в «теистическом взгляде на вопрос о происхождении рельефа» как «нечто
аналогичное божественному откровению».
Похоже, что Г. Ф. Уфимцев воспользовался одним из приемов в полемике,
когда воображаемым оппонентам приписывается какое-либо высказывание и
«очень красиво» затем критикуется. Действительно, в геоморфологии ге-
нетическое направление господствует, но при чем здесь Господь Бог?!
Г. Ф. Уфимцев, конечно, прав, что говорить о генезисе рельефа вне
пространства и времени нет смысла. Однако вместо того, чтобы охарак-
теризовать генезис рельефа в пространстве и времени, он неожиданно обоз-
начает третий подход к понятию «генезис рельефа» и утверждает, что
наилучший путь — это изучать «генезис пространства-времени рельефа», и
в качестве доказательства ссылается на содержание геоморфологических карт.
На наш взгляд, Г. Ф. Уфимцев необоснованно усложняет рассматриваемую
проблему — получается, что следует определить не «генезис рельефа», а
«генезис пространства-времени рельефа». Но, как известно, пространство-время
не существует вне материи и независимо от нее; можно утверждать, что
материя создает пространство-время, т. е. пространство-время рельефа и
создается этим самым рельефом. И определяя генезис (происхождение) «про-
29
странства-времени рельефа», т. е. что создало это пространство-время, мы
приходим к выводу, что причиной и началом «пространства-времени рельефа»
и является сам рельеф!
Рассмотрим теперь содержание геоморфологических карт. Г. Ф. Уфимцев
верно отмечает, что наибольшей полнотой содержания обладают геоморфо-
логические карты, составленные по методу выделения генетически однородных
поверхностей: на этих картах отражены и морфология, и структура, и порядок
формирования граней. Далее он утверждает, что «понятие генезис рельефа
является ключом к легенде геоморфологической карты».
Во-первых, заметим, что «структурность» карты определяется не столько
тем, что картируются «генетически однородные поверхности», а тем, что
картируются составные части рельефа — грани (поверхности), а не их
комбинации — формы, типы и т. п. При этом на карте фиксируются морфология,
генезис и возраст этих граней.
Во-вторых, генезис рельефа является таким же «ключом» к легенде,
как и морфология, и возраст,— это равноправные составные части легенды.
Г. Ф. Уфимцев, говоря его же словами, похоже, «чрезмерно увлекается
генетическими построениями». Ведь структурность геологической карты обус-
ловлена тем, что на ней показан возраст, а не генезйс пород. Так и на
геоморфологической карте, составленной по методу выделения граней рельефа,
структурность обеспечивается показом возраста, а не генезиса рельефа.
Г. Ф. Уфимцев утверждает, что понятие «генезис рельефа» в геоморфо-
логических описаниях используется для характеристики «состояний простран-
ства рельефа», и ставит вопрос — не* является ли оно (т. е. генезис рельефа)
в таком случае измерением?
Если мы обратимся к употреблению понятия «генезис рельефа» в гео-
морфологии [4], то увидим, что, по сути, под ним понимаются процессы,
агенты и силы, которые формируют рельеф, способы и механизмы воздействия
этих процессов и сил. Процессы и силы, которые действуют в «пространст-
ве-времени рельефа», если рассматривать их в «философском аспекте», кос-
венным образом характеризуют «состояние пространства рельефа», но считать
их «измерением», скорее всего, неверно. Правильнее, по-видимому, говорить
о динамике [5] «пространства-времени рельефа».
Несколько слов следует сказать и о «критериях истинности», используемых
Г. Ф. Уфимцевым,— они базируются преимущественно не на логике, а на
интуиции и на подсознательном восприятии тех или иных терминов, т. е.
на их «скрытом смысле». Так, в качестве примера он разбирает понятие
«склон солифлюкционный», трактуя его как «сокращенное наименование
солифлюкционного склона речной долины». Г. Ф. Уфимцев утверждает, что
«в существительное (склон.— Ю. Л.) заложена информация о морфологии
грани рельефа», но это не совсем так — о морфологии грани (выпуклая,
вогнутая, плоская и т. д.) здесь не говорится ни слова и лишь указывается
ее пространственное положение по отношению к горизонту. Далее он утвер-
ждает, что в слове «склон» «в скрытой форме подразумевается его происхож-
дение при эрозионном врезании речного русла». Но это вовсе не обязательно,
ведь солифлюкция может действовать на склоне любого происхождения:
эрозионного, тектонического, гравитационного и т. д. Склон может образоваться
и под воздействием морозного выветривания и солифлюкционных процессов.
В заключение ответим на наш вопрос в начале статьи. Г. Ф. Уфимцев
в своих статьях основной упор сделал, на наш взгляд, на раскрытие «фило-
софского аспекта» в понятии «генезис рельефа», в методологическом же
плане (а точнее, как нам хотелось бы, в методическом) это понятие охарак-
теризовано недостаточно: не раскрыто его конкретное содержание, не показана
специфика применения понятия «генезис рельефа» при статическом и динамиче-
ском подходах к изучению рельефа, при геоморфологическом картировании
разных масштабов и с разными «единицами картирования».
30
В целом же мы должны быть благодарны Г. Ф. Уфимцеву за постановку
проблемы и попытку философского осмысливания основных понятий геомор-
фологии и теорий, на которых она базируется.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Уфимцев Г. Ф. Генезис рельефа//Геоморфология. 1992. № 3. С. 19—21.
2. Уфимцев Г. Ф. Понятие о генезисе в теории геоморфологии//Геоморфология. 1993. № 4.
С. 3—9.
3. Тимофеев Д. А. Размышления о размышлениях Г. Ф. Уфимцева//Геоморфология. 1992. № 3.
С. 21—22.
4. Филатов В. Ф., Лоскутов Ю, И, Генетическая классификация естественных граней релье-
фа//Геоморфология. 1980. № 1. С. 41—47.
5. Ласточкин А. Н. Морфодинамическая концепция общей геоморфологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1991.
220 с.
СНИИГ,ГиМС
Поступила в редакцию
15.03.94
31
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
Июль — Сентябрь
1994
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.4:911.6(470.311)
© 1994 г. А. И. СПИРИДОНОВ, А. И. ВВЕДЕНСКАЯ, Г. М. НЕМЦОВА,
Н. Г. СУДАКОВА
КОМПЛЕКСНОЕ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКОЕ И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ
РАЙОНИРОВАНИЕ МОСКОВСКОЙ ОБЛАСТИ1
Предлагаемое комплексное палеогеографическое и геоморфологическое
районирование Московской области основано на сопряженном анализе
различных пространственно-временных геолого-геоморфологических структур
и компонентов природной среды. Важнейшими из них являются: строение
дочетвертичной поверхности, состав отложений питающих провинций, осо-
бенности разреза четвертичной тощи и ее вещественный состав, морфология
и генезис рельефа. Значительная неоднородность по площади геолого-гео-
морфологической обстановки обусловлена сложным палеогеографическим
развитием данного региона, закономерности которого положены в основу
комплексного районирования территории.
Московская область — классический пример региона проявления леднико-
вого литоморфогенеза. Несмотря на длительную историю изучения, до сих
пор остродискуссионными остаются вопросы, касающиеся стратиграфического
расчленения плейстоценового покрова, определения количества, возраста и
границ распространения оледенений [1—6].
Проведенные авторами исследования позволяют утверждать, что геолого-гео-
морфологическое развитие территории проходило под решающим воздействием
днепровского и московского ледниковых покровов. В работе Н. С. Чеботаревой
и др. [ 7] граница московского оледенения в пределах Московской области
проводится вдоль долины р. Оки. По нашим данным, следы максимального
распространения московского оледенения прослеживаются по водоразделу рек
Пахры и Северки; в долине р. Москвы язык московского ледникового покрова
спускался до г. Воскресенска. По Мещерской низине граница оледенения
предположительно протягивается вдоль северо-западного склона Егорьевского
всхолмления и далее на г. Владимир. В целом геологическая деятельность
малоактивного московского ледникового покрова в своей периферической
части в пределах Московской области выражена чрезвычайно слабо.
На севере области надежно установлены свидетельства позднеплейстоце-
нового (калининского) оледенения. В ряде разрезов в окрестностях г. Дмитрова
выше торфяника, возраст которого достоверно микулинский, залегает морена,
по литологическому составу отличающаяся от нижележащей московской [ 8—10].
Под влиянием калининского оледенения находились обширная Приволжская
низина и северный склон Клинско-Дмитровской возвышенности.
1 Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований. Номер
проекта 17147а.
. 32
Рис. 1. Карта комплексного литолого-палеогеографического районирования Московской области
Границы: 1 — районов, 2 — подрайонов, 3 — индекс единицы районирования
Радиальная и маргинальная структура среднеплейстоценовых ледниковых
покровов, являвшихся мощным фактором перестройки осадйр- и рельефооб-
разования, предопределила формирование рельефа, особенности строения раз-
резов и вещественного состава отложений. Для московского оледенения
установлено господствующее юго-восточное направление ледникового сноса
материала из Скандинавии, реконструированы ледоразделы, гляциодепрессии,
лопастное строение краевой зоны, разграничены потоки вещества. Все это
имеет принципиальное значение для расшифровки состава отложений и
строения литостратиграфических комплексов [11].
Предложенное комплексное литолого-палеогеографическое районирование
основано на результатах анализа пространственной взаимосвязи палеогеогра-
фических событий с использованием серии вспомогательных и базовых карт,
с учетом полихронной информации и степени унаследованности картогра-
фируемых объектов от предшествующих этапов осадконакопления и релье-
фообразования (рис. 1).
Территориальная дифференциация этой спрессованной во времени инфор-
мации осуществляется с помощью легенды, сочетающей зональные и
провинциальные признаки литогенеза (рис. 2). Важнейшие зональные подраз-
деления — площади распространения разновозрастных ледниковых покровов,
2 Геоморфология, № 3
33
Легенда к карте (рис, 1)
Комплексное лито лого- палеогеографическое районирование
Московской области
Единицы районирования Лито- морфо- струк- туры Коренные породы Тип стро- ения раз- реза Средняя мощность, м Абс. отм. пов-ти, м
зона район подрай- он
А Кали- нинс- кого оле- дене- ния 1. Привол- жская /Ла- мско-Дуб- ниская/ зандрово- аллювиаль- ная низина 1.1 юрская низмен- ность Зс1-ох о- 20' 40 меньше 150
1.2 « а Egg* 30 около 200
Б Мос- ковс- кого оле- дене- НИЯ 2. Верхне- москворец- ко-Протви- 2.1 карбо- новое плато С 2 4о< 50 от 200 до 300
некое де нудацион- ное плато 2.2 C2+J2-3
3. Московс- кая /Клин- Клинско- Дмитровс- кая/ лед- никовая возвышен- ность — 3.1 мезо- зойс- кая равни на J3 ° ХБТ1 ч 100 200- -280
3.2 К +к 1 2 0 Tyrfri 30
3.3 J+к 3 1 10 150- 200
4. Московс- коПахрин- ская лед- никово- эрозионная равнина С + J +к 2 3 1 О] 46СМ 30 175- 200
Б-В 5. Мещер- ская занд- рово-аллю- виально- озерная низина 5.1 мезо- зойс кая низина £ + J +К 2 3 1 л у > gi 10 125- 150
Мос- ковс- кого пери- гляци- ла Днеп- ровс- кого оледе- нения
в-г 5.2 К + N 1 15 больше 150
5.3 С + J +К 2 3 1 20 100- 125
б. Пахрин- с ко-Окс- кая ледни- ково-эро- зионная равнина мезо- зойс- кая равни- на С + J +К 2 3 1 о- ZO’ 25 175- 200
Г 7. Заокское эрозионное плато мево- зойс- ское плато С + J +К 2 3 1 о 3 $ 30 ОКОЛО 200
EZZ3 Ё 2 И р 111111 з 5 ESSSg
Рис. 2. Условные обозначения к легенде карты (рис. 1)
1 — песок, 2 — глина, 3 — суглинок лёссовидный, покровный. Суглинок валунный — морена: 4 —
калининского, 5 — московского, 6 — днепровского оледенений
перигляциальные зоны. Московская область занимает четыре таких зоны
(рис. 1). Провинциальные признаки выделяемых районов отражают различные
характеристики литоморфоструктур и геоморфологических комплексов. Особое
внимание уделено характеристике дочетвертичной литоморфоструктуры, ока-
завшей существенное влияние на рельеф, условия залегания и мощность
четвертичной толщи, специфику состава отложений, а также особенностям
строения разреза плейстоценовых отложений [11, 12].
34
Геоморфологическое районирование Московской области
Район Подрайон Микрорайон
I. Ламско-Дубненская I—1 Ламско-Шошинский I—1а
низина I—2 Сестринский Верхнешошинский I—16 Ламский I—16 Ламский
I—3 Дубненско-Талдомский ‘ I—За Яхромско- Дмитровский
II. Московская возвышенность II—1 Уваровско-Шаховской —
II—2 Волоколамско-Истринский —
II—3 Клинско-Сергиевский —
II—4 Красногорско-Пушкинский —
II—5 Верхненарско-Среднемоскворецкий —
III. Окско- III—1 Нижнемоскворецкий —
Нижнемоскворецкая равнина III—2 Приокский —
IV. Мещерская низина IV—1 Верхнеклязьминско-Нижнемоскворецкий —
IV—2 Егорьевский —
IV—3 Шатурский —
V. Заокское плато — —
При выявлении провинциальных территориальных подразделений — районов
(рис. 1) учитывались морфоструктурный план территории, общность геомор-
фологических условий и историко-генетических признаков рельефа, площадь
рельефообразующего горизонта четвертичных отложений. При выделении
подрайонов за основу взяты ареалы с однотипным соотношением современного
и палеорельефа, однотипным строением разреза четвертичных отложений и
их мощности. При этом немаловажное значение имеет полнота геологической
колонки, последовательность наслоения горизонтов, причем особо отмечается
пространственная выдержанность маркирующих ледниковых горизонтов и
толщ водноледниковых отложений. Учитывались площадь, строение и мощность
покровных лёссовидных отложений. Кроме того, при выделении районов и
подрайонов принимались во внимание возраст и литология подстилающих
дочетвертичных отложений. Сопряженный анализ вспомогательных и базовых
карт позволил в итоге выделить семь палеогеографических районов, комп-
лексная характеристика которых сочетает зональные и провинциальные
признаки литоморфогенеза.
На карте геоморфологического районирования (рис. 3), отражающей зако-
номерности пространственного размещения типологических признаков рельефа
и разреза четвертичных отложений, выделено пять районов, разбитых на 13
подрайонов (таблица). Типизация рельефа и разреза геоморфологических
регионов в целом согласуется с территориальными особенностями палеоге-
ографической обстановки.
I Район Ламско-Дубненской моренно-водно-ледниковой равнины абсолютной
высотой 140—160 м. Занимает южную окраину обширной Волго-Шошинской
низменности и наследует соразмерную по площади депрессию поверхности
коренных пород юрского, реже мелового возраста (80—120 м абс. высоты),
а в местах глубокого доледникового размыва (абс. высота менее 80 м) —
каменноугольного возраста. Плоская поверхность равнины очень слабо и
2*
35
Рис. 3. Карта геоморфологического районирования Московской области
Границы: 1 — районов, 2 — подрайонов, 3 — микрорайонов. Названия выделенных таксонов и их
индексы даны в таблице «Геоморфологическое районирование Московской области»
неглубоко расчленена долинной сетью, на междуречьях сильно заболочена.
Мощность четвертичного покрова неравномерна — от 20 на западе до 50—80 м
и более на востоке района. Разрез представлен среднеплейстоценовой мореной
(один-два горизонта) и флювиогляциальными и лимногляциальными отло-
жениями средне- и позднеплейстоценового возраста.
В пределах Ламско-Дубненского района (рис. 3) выделяются три подрайона.
I—1 Подрайон Ламско-Шошинской моренно-водно-ледниковой равнины, ко-
ренным основанием которой является карбоновое плато с абсолютными высотами
120—160 м. Он подразделяется на два микрорайона (I—1а и I—16).
I—1а Верхнешошинский микрорайон моренной равнины абс. высотой от 200 м
на юго-западе до 150 м на северо-востоке. Поверхность равнинных междуречий
плоская, осложненная в южной части пологосклонными моренными гривами
относительной высотой от 8 до 20 м, вытянутыми с юго-запада на северо-восток.
Эрозионное расчленение глубиной 15—20 м охватывает лишь придолинные
полосы верховьев р. Шоши и ее притоков. Разрез четвертичных отложений
мощностью до 30 м представлен нерасчлененной мореной, залегающей на
карбонатных породах среднего карбона. Морена перекрыта безвалунными
покровными суглинками мощностью до 2—3 м, нередко с тонкой горизонтальной
слоистостью. Эти суглинки образовались, по-видимому, в результате акку-
36
муляции мелкозема на дне застойного водоема, подгруженного массивом
мертвого льда, залегавшего на Шошинской низменности.
I—16 Ламский микрорайон водно-ледниковой равнины отличается от Вер-
хнешошинского строением разреза четвертичных отложений — московская мо-
рена, залегающая на известняках карбона, перекрывается, как правило,
водно-ледниковыми (нерасчлененными средне- и позднеплейстоценовыми) отло-
жениями. Мощность четвертичного покрова — 20—30 м.
I—2 Сестринский подрайон плоской моренно-водно-ледниковой равнины с
абс. отметками поверхности 140—160 м. Четвертичный покров залегает на
песчано-глинистых верхнеюрских отложениях с высотами кровли от 80 до
120 м. Равнинные, несколько повышенные участки междуречий осложнены
мелкими моренными всхолмлениями. Более значительную площадь занимают
равнины высотой ~ 150 м, сложенные с поверхности позднеплейстоценовыми
лимно- и флювиогляциальными песками. Они залегают на московской морене,
отделяемой от нижележащего горизонта днепровской морены водно-леднико-
выми отложениями. Общая мощность четвертичной толщи — 50—90 м.
1—3 Дубненско-Талдомский подрайон плоской моренно-водно-ледниковой
равнины с абс. высотами поверхности < 150 м, характеризуется наиболее
сложным строением современного рельефа, палеорельефа и разреза чет-
вертичных отложений. Вдоль северного склона Клинско-Дмитровской гряды
в коренном основании до абс. отметки 40—80 м прослеживается глубокий
долинообразный врез, заполненный толщей четвертичных отложений. У под-
ножья Клинско-Дмитровской возвышенности на абс. высоте 150—160 м со-
хранились от размыва фрагменты террасы шириной от 3 до 8 км, сложенной
флювиогляциальными песками. Терраса образовалась в результате эрозионно-
аккумулятивной деятельности потока талых вод, стекавших по контакту
ледника и протаявшего северного склона возвышенности. Вдоль рек про-
слеживаются площадки долинных зандров и надпойменных террас, сложенных
флювиогляциальными и аллювиальными позднеплейстоценовыми песками мощ-
ностью до 5—10 м. На северо-востоке расположена Талдомская холмисто-
моренная гряда, сложенная мореной, образовавшаяся во время остановки
деградирующего (калининского?) ледникового покрова. Фрагментарно на наибо-
лее высоких участках поверхности гряды развиты покровные лёссовидные
суглинки мощностью 2—3 м.
Четвертичный покров подрайона представлен водно-ледниковыми верхне-
плейстоценовыми отложениями, залегающими на распространенной повсеместно
морене, подстилаемой неравномерноразвитыми водно-ледниковыми и леднико-
выми отложениями среднеплейстоценового возраста. В основании разреза,
нивелируя неровную эрозионную поверхность коренного ложа, залегают вод-
но-ледниковые осадки окско-днепровского возраста. Местами во впадинах
дочетвертичного рельефа вскрывается наиболее древний горизонт морены
(третий от поверхности). В юго-восточной части подрайона широко развиты
современные озерно-болотные отложения. Общая мощность четвертичных
отложений неравномерна и колеблется от 20 до 100 м, что обусловлено
неровностями дочетвертичной поверхности. Максимальная мощность (> 100 м)
отмечается в долине пра-Дубны.
Особое значение имеет выделение Яхромско-Дмитровского микрорайона (I—За).
Он расположен на рассечении Клинско-Дмитровской возвышенности сквозной
долиной, прослеживаемой в дочетвертичном основании и унаследованной
современной долиной р. Яхромы. Ледниковый язык калининского (а ранее и
московского) оледенения продвигался в глубь возвышенности по этой долине.
Свидетельством тому является система дугообразно изогнутых в плане гряд
и присутствие морен напора .в окрестностях г. Дмитрова. Разрезы с верх-
неплейстоценовой мореной, обнаруженной здесь поверх микулинских отло-
жений, являются пока единственным надежным свидетельством существования
37
калининского оледенения [8—10], граница распространения которого все еще
проблематична.
II Район Московской моренно-эрозионной возвышенности занимает вос-
точную часть довольно обширного геолого-геоморфологического региона Русской
равнины — Смоленско-Московской возвышенности. Колебания абс. высот повер-
хности значительны — от 300 и более на западе до 150—180 м на юго-восточном
склоне возвышенности. В тектоническом отношении возвышенность приурочена
к осевой зоне Московской синеклизы и к Гжатской впадине на западе.
Основные черты геолого-геоморфологического строения этого района в целом
обусловлены ледниковым литоморфогенезом, причем наибольшее влияние на
формирование этих черт оказало последнее на этой территории московское
оледенение с его активной рельефообразующей деятельностью в краевой
зоне. Для района характерно развитие крупного и среднего холмисто-грядового
рельефа с участками моренных и зандровых равнин, осложненного широко
распространенными котловинами существующих и спущенных заросших озер,
моренными западинами, ложбинами стока талых ледниковых вод. В после-
московское время рельеф был значительно переработан эрозионными и скло-
новыми процессами и в целом характеризуется как моренно-эрозионный.
Району свойствен сложнопостроенный разрез четвертичных отложений
значительной мощности (до 100 м и более): переслаивание морен и межморенных
горизонтов преимущественно среднеплейстоценового возраста. Как правило, рель-
ефообразующим горизонтом является московская морена. Широко развиты полиге-
нетические покровные суглинки, водно-ледниковые на водораздельных повер-
хностях на моренах, делювиально-солифлюкционные на склонах и террасах
речных долин. На карте геоморфологического районирования (рис. 3) в
пределах района выделяются пять подрайонов.
II—1 Уваровско-Шаховской подрайон расположен в западной части возвы-
шенности2, приурочен к карбоновому плато высотой до 180—200 м на
приподнятом юго-западном крыле Московской синеклизы, сложенном карбо-
натными породами среднекаменноугольного возраста. Абсолютная высота возвы-
шенности — 200—310 м. В северной и южной частях района развит средний
и крупный холмисто-грядовый моренно-камовый рельеф. Отчетливо выделяются
системы холмисто-грядовых краевых ледниковых образований (Княжьегорско-
Шаховские, Верхнерузские, Уваровско-Можайские, Верхнепротвинские). Между
краевыми формами распространены участки мелкохолмистых моренных равнин.
В юго-восточном направлении, вдоль левобережья р. Москвы, ее левых
притоков Рузы и Исконы и притока Протвы Исмы простираются долинные
и междуречные зандры.
Разрез четвертичных отложений представлен толщей преимущественно
ледниковых отложений мощностью 40—50 м на севере, 60—100 м в южной
половине района; максимальная мощность (~ 100 м) отмечается на участках
краевых образований. К долинам морена расщепляется на два горизонта,
верхний из которых (московский), как правило, более мощный. Межморенные
водно-ледниковые отложения распространены неповсеместно. На участках
зандров мощность песчаных отложений, перекрывающих московскую морену,
составляет 4—6 м. Покровные лёссовидные суглинки развиты локально, они
залегают на морене, реже на песках зандров, отсутствуют на конечно-моренных
образованиях. Мощность их незначительна — 2—4 м.
II—2 Волоколамско-Истринскому подрайону3 свойствен средний и крупный
холмисто-грядовый моренно-камовый рельеф с абс. отметками поверхности
220—290 м. Характерная особенность — инверсия современного рельефа
2 На карте комплексного литолого-палеогеографического районирования западная окраина
Московской возвышенности выделена в самостоятельный район — Верхнемоскворецко-Протвинский
Б-2 (рис. 1).
3 На карте комплексного литолого-палеогеоморфологического районирования (рис. 1) этому
подрайону соответствует подрайон Б-3.1.
38
относительно понижения дочетвертичной .поверхности, сложенной рыхлыми
породами юры. Мощная аккумуляция отложений ледникового комплекса связана
с деятельностью Истринского ледникового потока, активизировавшегося в
понижении между карбоновым плато и Клинско-Дмитровской останцовой
возвышенностью. Абсолютная высота размытой поверхности фундамента —
120—180 м. Разрез четвертичных отложений, мощность которых нередко
превышает 100 м, представлен единой толщей морены, чаще двумя-тремя
ее горизонтами, разделенными межморенными водно-ледниковыми отло-
жениями, распространены лёссовидные суглинки мощностью 2—3 м.
II—3 Клинско-Сергиевский подрайон4 занимает западную и центральную
части Клинско-Дмитровской возвышенности, абс. высотой 250—290 м. Приуро-
чен к сильно эродированной поверхности приподнятого мелового основания
со значительными перепадами высот. Основные черты современного рельефа
обусловлены палеорельефом. Так, восточнее канала им. Москвы наиболее
высокие участки современного холмисто-грядового рельефа с абс. отметками
>> 250 м проектируются на дочетвертичную поверхность эрозионных останцов
(абс. отметки > 200 м). Вдоль северного склона возвышенности к выступу
коренного цоколя приурочен холмисто-грядовый конечно-моренный рельеф.
Здесь широко развиты также морены напора с отторженцами коренных пород.
Эти формы образовались при преодолении московским ледником коренного
уступа Клинско-Дмитровской возвышенности. Отдельные ледниковые языки
продвигались по сквозным долинам; наиболее значительная из них унаследована
р. Яхромой. Возвышенность пересечена сквозными ложбинами стока талых
подледниковых и приледниковых вод, глубоко расчленена эрозионной сетью
бассейнов рек Сестры, Лутосни, Яхромы, Вели. Характерна неравномерная
мощность четвертичных отложений — от 10 до 50 м (максимальная на участках
камового рельефа, минимальная на южном склоне) и различная полнота
разреза, включающего от одного до четырех горизонтов. Проведенный анализ
строения разрезов [10, 13] показал, что в основном толща ледниковых
отложений представляет собой единое геологическое тело, весьма произвольно
расчленяемое на несколько горизонтов, стратиграфическая интерпретация
которых неоднозначна. Изредка ледниковые горизонты разделяются
флювиогляциальными и лимногляциальными отложениями. В юго-западной и
центральной частях Клинско-Дмитровской гряды, а также на меридиональном
участке пра-Дубны уверенно выделяются московский и днепровский моренные
горизонты, разделенные межморенными отложениями и подстилаемые
лихвинскими осадками [13]. Лёссовидные безвалунные отложения распрост-
ранены очень широко и залегают на морене, глинах, песках. Их мощность
изменчива — от 1 до 7 м, в среднем 2—5 м.
II—4 Красногорско-Пушкинский подрайон наклонной к югу моренно-за-
ндровой равнины приурочен к южном склону Клинско-Дмитровской возвы-
шенности. Абсолютная высота современной поверхности — 150—180 м, коренного
основания— 130—160 м. Поверхность пересечена долинами левых притоков
рек Москвы и Клязьмы с характерными для них долинно-зандровыми и
речными террасами. Средняя мощность четвертичных отложений — 15—20 м,
разрез представлен в основном песчаными водно-ледниковыми отложениями,
перекрытыми лёссовидными суглинками мощностью 2—3 м.
II—5 Верхненарско-Среднемоскворецкий подрайон5 представляет собой плоско-
холмистую моренную равнину абс. высотой 180—230 м, занимающую юго-западную
сниженную часть Смоленско-Московской возвышенности. Коренное основание сложено
на юго-западе подрайона преимущественно карбонатными породами средне- и ранне-
каменноугольного возраста, а в остальной части песчано-глинистыми отложениями
4 На карте комплексного метол ого-палеогеоморфологического районирования (рис. 1) этому
подрайону соответствует подранок Б-3.2.
5 На карте комплексного литолого-палеогеографического районирования (рис. 1) здесь
выделены: подрайон Б-2.2 и район Б-4.
39
верхней юры и мела. Отличительные особенности современного рельефа и
разреза четвертичных отложений этой территории обусловлены его располо-
жением в периферической зоне московского ледникового покрова. На фоне
преобладающего плоскохолмистого моренного рельефа выделяются отдельные грядовые
формы — следы ослабленной рельефообразующей деятельности московского ледника.
В бассейнах верхней Нары, Пахры развиты долинные зандры, ложбины стока талых
ледниковых вод. Гляциальные и флювиогляциальные формы рельефа унаследованы
от доледникового времени. На глубину до 40 м и более рельеф расчленен долинно-
балочной сетью правобережья р. Москвы. Мощность четвертичных отложений не-
большая — 20—40 м, однако разрез четвертичных отложений достаточно полный и
представлен двумя выдержанными по площади горизонтами морен, разделенных
межморенными отложениями; развит также и подморенный горизонт
флювиогляциальных отложений. Исключение составляет' район Теплостанской
возвышенности, где выступ верхнемеловых пород (237 м) перекрыт маломощной
(< 10 м) среднеплейстоценовой мореной. Широко обсуждаемое в литературе
[6, 10] стратиграфическое расчленение Акуловского разреза (Одинцово) не
меняет представления о залегании основных ледниковых горизонтов, поскольку
акуловские слои распространены сугубо локально. На междуречных моренных
поверхностях и пологих склонах долин широко развит покров полигенетических
лёссовидных суглинков мощностью 2—5 м.
III Район Окско-Нижнемоскворецкой равнины приурочен к юго-западному
крылу Московской синеклизы. Коренное основание четвертичного покрова
представлено карбонатными породами среднекаменноугольного возраста на
юго-западе и песчано-глинистыми породами верхней юры на северо-востоке.
Господствующий тип рельефа здесь — междуречная плоскохолмистая моренная
и плоская озерно-ледниковая равнина с абс. высотами поверхности от 150 в
долинах до 220 м на водоразделах. Общий геоморфологический план имеет
унаследованные черты; развитая повсеместно морена облекает поверхность
коренных пород, абс. высота которых составляет 160—180 м, уменьшаясь до
120 м к долинам. Разделяется на два подрайона.
III—1 Нижнемоскворецкий подрайон моренно-озерно-ледниковой равнины,
сформировавшейся в периферической зоне московского оледенения. К юго-западу
от Бронниц выделяются отдельные мелкие моренно-грядовые формы — следы
ослабленной аккумулятивно-напорной деятельности в приграничной части
московского ледникового покрова. Для разреза четвертичных отложений ха-
рактерно широкое распространение нерасчлененных водно-ледниковых и озер-
но-ледниковых глин и алевритовых суглинков мощностью до 7 м. Их акку-
муляция связана с омертвением и деградацией московского ледникового
покрова. Озерно-ледниковые отложения залегают на днепровской морене и
перекрыты безвалунными лёссовидными суглинками мощностью до 8 м. Общая
мощность четвертичных отложений колеблется от 10 до 30 м. Равнина
глубоко расчленена (на глубину до 40 м) долинно-балочной сетью притоков
правобережья р. Москвы, главным образом бассейна Пахры.
III—2 Приокский подрайон представляет собой плоскую моренно-
эрозионную равнину. Повсеместно распространена маломощная (менее 10 м)
днепровская морена, залегающая непосредственно на карбоне. Она перек-
рывается безвалунными лёссовидными суглинками, мощностью 2—3 м.
Равнина сильно расчленена долинно-балочной сетью бассейнов рек Нары,
Лопасни, Каширки.
IV Район Мещерской низины — Московской Мещеры занимает западную
часть обширной Мещерской низменности; расположен на сниженном юго-за-
падном крыле Московской синеклизы в пределах доплейстоценовой депрессии
с абс. отметками поверхности коренных пород порядка 80—130 м. Черты
современного рельефа носят унаследованный характер. Это плоская морен-
но-зандровая и аллювиально-озерная равнина с широким развитием
флювиогляциальных среднеплейстоценовых отложений. Абсолютная высота
40
поверхности — 120—170 м; изредка встречаются изолированные участки сред-
неплейстоценового моренного холмисто-грядового рельефа высотой до 180—
200 м. Для Мещеры в целом характерны небольшая мощность четвертичных
отложений (от нескольких до 15—20 м), очень слабое эрозионное расчленение,
широкое распространение болот. По особенностям строения рельефа и
разреза четвертичных ртложений район разделяется на три подрайона.
IV—1 Верхнеклязьминско-Нижнемоскворецкий подрайон плоской моренно-за-
ндровой равнины с редкими островами мелких холмисто-грядовых форм
моренного рельефа московского оледенения, с широкими надпойменными и
пойменными террасами р. Клязьмы и левобережья р. Москвы. Абсолютная
высота поверхности 130—180 м. Характерен маломощный (максимальная
мощность до 10 м) разрез аллювиальных и водно-ледниковых отложений,
залегающих на коренных породах мезозоя. На выступах дочетвертичного
основания сохранилась маломощная морена вероятнее всего московского
возраста, размытая на остальной площади.
IV—2 Егорьевский подрайон представляет собой относительно приподнятую
плоскохолмистую моренно-зандровую равнину с участками мелких и средних
холмисто-грядовых форм моренного рельефа времени днепровского оледенения.
Абсолютная высота поверхности — до 170—200 м. Типичный для этого под-
района разрез четвертичных отложений представлен комплексом над- и
подморенных водно-ледниковых отложений, разделяемых днепровской мореной.
Общая мощность четвертичных отложений 20—40 м.
IV—3 Шатурский подрайон представлен террасированной флювио- и лимно-
гляциальной, аллювиально-озерной равниной с абс. высотами поверхности 115—130 м.
Изредка встречаются субмеридионально ориентированные участки мелких
холмисто-грядовых форм моренного рельефа времени днепровского оледенения
высотой до 153 м. Характерно широкое развитие литологически сходных
песчано-глинистых озерно-ледниковых, озерных, аллювиально-озерных отло-
жений мощностью до 30 м, условно разделяемых на горизонты верхнего,
среднего и нижнего плейстоцена.
V — Район Заокского плато приурочен к северной окраине Среднерусской
возвышенности. Проектируется на южное крыло Московской синеклизы.
Северной границей района служит высокий и крутой правый склон
долины Оки. Господствует эрозионный холмисто-увалистый рельеф с
абс. высотой 200—237 м, интенсивно расчлененный долинно-балочной и
овражной сетью. Глубина расчленения 60—70 м. Современный рельеф
унаследовал основные неровности дочетвертичной поверхности. Район
характеризуется наиболее простым типом строения четвертичного покрова.
Днепровская морена залегает на сильно расчлененном ложе коренных
нижнемеловых, верхнеюрских и нижнекаменноугольных пород. В
понижениях к долинам под днепровской мореной местами залегают
водно-ледниковые отложения, относимые к окско-днепровскому времени.
Морена почти повсеместно перекрыта полигенетическими лёссовидными
суглинками мощностью до 9 м и более, водно-ледниковыми — на вершинах
долинно-балочных водоразделов, делювиально-солифлюкционными — на
пологих склонах. В зависимости от дочетвертичного рельефа общая
мощность четвертичных отложений колеблется от 10 м на водоразделах,
увеличиваясь до 20—30 м к долинам.
При сопоставлении карты комплексного палеогеографического райони-
рования (рис. 1) и карты геоморфологического районирования Московской
области (рис. 3) выявляется согласованность границ выделенных районов. Это
свидетельствует о тесной взаимосвязи компонентов природного комплекса и
палеогеографической унаследованности их развития.
Представленные карты могут использоваться в качестве основы для природ-
но-хозяйственного районирования, а также при оценке геоэкологической ус-
тойчивости территории.
41
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Москвитин А. И. Следы пяти оледенений и межледниковий в Москве//Бюл. МОИП. Отд.
геол. 1964. Т. 39. В. 5. С. 80—86.
2. Спиридонов А. И. Геоморфология//Геология СССР. Т. IV. М.: Недра, 1971. С. 679—706.
3. Кожевников А. В., Кожевников В. Н., Рыбакова Н. О., Петрова Е. А. Стратиграфия
Подмосковного плейстоцена//Бюл. МОИП. 1979. Т. 54. Вып. 2. С. 103—127.
4. Бреслав С. Л., Валуева М. Н., Величко А. А. и др, Стратиграфическая схема четвертичных
отложений центральных районов Восточной Европы//Стратиграфия и палеогеография чет-
вертичного периода Восточной Европы. М., 1992. С. 8—37.
5. Антонов С. И., Рычагов Г. И., Судакова Н. Г. К вопросу о стратиграфии среднего плейстоцена
Подмосковья//Вестн. МГУ. Сер. геогр. 1991. № 6. С. 24—31.
6. Маудина М. И., Писарева В. В., Величкевич Ф. Ю. Одинцовский стратотип в свете новых
данных//Докл. АН СССР. 1985. Т. 284. № 5. С. 1195—1199.
7. Московский ледниковый покров Восточной Европы. М.: Наука, 1982. 238 с.
8. Носов А. А., Скиба Л. Д. /Отложения икшинского интерстадиала в районе Дмитрова//Бюл.
комис. по изуч. четвертичного периода. М.: Наука, 1975. № 44. С. 122—128.
9. Боярская Т. Д., Крамаренко Г. С., Судакова Н. Г. Палеогеографическое и корреляционное
значение опорного разреза в г. Дмитрове//Природа, население, хозяйство. Межвуз. сб. науч, трудов.
Саранск: Изд-во Мордов, ун-та, 1983. С. 70—76.
10. Лазуков Г. И,, Судакова Н. Г., Фаустов С. С. Анализ ледниковых отложений Клинско-
Дмитровской возвышенности в связи с проблемами стратиграфии и палеогеографии//Новейшая
тектоника, новейшие отложения и человек. Изд-во МГУ, 1982. С. 86—101.
11. Судакова Н. Г., Немцова Г. М. Литология морен Московской области и их питающие провинции
как отражение структуры ледникового покрова//Вести. МГУ. Сер. геогр. 1992. № 5. С. 70—76.
12. Судакова Н. Г., Базилевская Л. И,, Введенская А. И. Комплексное литолого-палеогеографическое
районирование Московской области//Вестн. МГУ. Сер. геогр. 1992. № 4. С. 52—58.
13. Боярская Т. Д., Немцова Г. М., Судакова Н. Г. К стратиграфии и палеогеографии плейстоцена
Клинско-Дмитровской возвышенности (разрез по р. Кунье)//Природа, население, хозяйство. Межвуз.
^-сб. науч, трудов. Саранск: Изд-во Мордов. ун-та, 1983. С. 61—64.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
03.12.93
AN INTEGRATED PALEOGEOGRAPHIC AND GEOMORPHOLOGICAL
SUBDIVISION OF THE MOSCOW REGION
A. I. SPIRIDONOV, A. L VVEDENSKAYA, G. M. NEMTSOVA,
N. G. SUDAKOVA
Summary
An integrated paleogeographic and geomorphological subdivision of the Moscow region is suggested,
based on zonal and provincial features of morpholithogenesis and comparative analysis of various natural
components. Most important are considered to be bedrock (Pre-Quaternary) topography, sediments
composition in the source areas, sequences of Quaternary deposits and topography. Maps of paleogeographic
and geomorphological regions, when compared, revealed a good agreement between regions’ boundaries.
The maps may be used as a basis of the land management and assessment of geoecological stability.
УДК 551.4.(470.311)
© 1994 г. С. И. БОЛЫСОВ, Е. А. РУБИНА
СОВРЕМЕННЫЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
НА ТЕРРИТОРИИ МОСКОВСКОЙ ОБЛАСТИ
Говоря о современных процессах, в данной статье мы имеем в виду
комплекс «естественных» (ив первую очередь флювиальных и склоновых)
геоморфологических процессов, преобразующих земную поверхность.
Относительная стабилизация их воздействия на рельеф произошла к началу
голоцена, но особенно — в последние 2,5—4,5 тыс. лет (в субатлантическое
42
время). Однако резкая активизация их, а в ряде случаев и инициация
(интенсивный делювиальный смыв, абразия берегов водохранилищ и некоторые
другие) обусловлены антропогенным вмешательством. Поскольку освоение
человеком территории относится главным образом к двум последним
тысячелетиям, то в понятие современных процессов мы включаем и антро-
погенную активизацию естественных процессов, усилившуюся в последние
200—300 лет и особенно в XX в.
На территории Московской области в наибольшей степени развиты
флювиальные, склоновые (делювиальные, дефлюкционные, оползневые и др;),
карстовые и биогенные процессы. Из флювиальных процессов наиболее
интенсивны овражная и боковая эрозия, и в меньшей степени — речная
аккумуляция. Важнейшие факторы развития эрозионных процессов (в основном
овражной эрозии) — наклон поверхности, протяженность склонов, величина
превышения водоразделов над тальвегами, площадь водосборов, литологический
состав пород и степень покрытия растительностью.
Наибольшее площадное распространение имеют склоновые процессы и
среди них делювиальный смыв и массовое смещение чехла рыхлых отложений
на склонах. Следует подчеркнуть, что в большинстве случаев плоскостной
смыв спровоцирован антропогенной деятельностью, проявляясь главным обра-
зом на пашнях, занимающих до 60—70% площади некоторых районов.
Делювиальный и дефлюкционный процессы нередко сменяют друг друга на
одних и тех же участках в зависимости от сезонных изменений проективного
покрытия на полях. Периодически весной при активном оттаивании грунтов
заметную роль играет солифлюкция, приобретающая иногда доминирующее
значение среди склоновых процессов.
Оползневые процессы в Московской области приурочены к склонам долин
рек и малых эрозионных форм. Они проявляются в основном в весенний
период при подмыве склонов, или при подъеме грунтовых вод.
Среди карстовых процессов преобладает покрытый карст в каменноугольных
известняках.
Биогенные процессы — торфонакопление, корневой снос и деятельность
землероев — создают специфический рельеф (преимущественно микро- и на-
ноформы). Кроме того, биогенные факторы (дерновый покров и лесная
подстилка) играют роль барьера против делювиального смыва и регрессивной
эрозии в оврагах.
Другой локально распространенный процесс — аккумуляция в небольших
озерах, отчасти сочетается с заболачиванием. Озера приурочены преимуще-
ственно к моренным западинам и реже — к понижениям с затрудненным
стоком иного генезиса. На субгоризонтальные поверхности некоторое воз-
действие оказывают сравнительно мало изученные капельно-дождевая эрозия
и слабая эоловая аккумуляция (преимущественно на лугах) или дефляция
(преимущественно на пашне). На более сухих участках задернованных склонов
проявляются процессы децерации.
Одновременно со всеми перечисленными процессами в условиях умеренного
гумидного климата на территории области происходит выветривание (физиче-
ское и химическое при участии органогенного). В большинстве случаев
экзогенные процессы развиваются в комплексе, особенно это относится к
склоновым процессам, причем встречаются разные их сочетания.
Из перечисленных процессов можно выделить наиболее значимые, «ведущие»
процессы (в ряде случаев их группы), принимающие наиболее существенное
участие в современном преобразовании поверхности Московской области. К
ним относятся наиболее интенсивно перемещающие вещество и формирующие
рельеф, либо (при прочих равных условиях) имеющие максимальные площади
распространения. Иными словами, ведущими процессами в нашем понимании
являются те, которые за определенный значимый срок (десятилетие, столетие,
тысячелетие и др.) обеспечивают перемещение максимального объема вещества
43
с соответствующим переформированием поверхности или изменением ее аб-
солютных отметок.
Приведем здесь наиболее показательные характеристики скоростей ведущих
геоморфологических процессов в Московской области.
Делювиальный смыв на распаханных склонах или на склонах с разреженным
растительным покровом В. Н. Голосов оценивает для бассейна Верхней Оки
примерно в 0,3 мм/год, или в 3,4 т/га в год (средний многолетний смыв)
[1]. Скорость углубления днища потяжин понижается на 0,2—1,5 мм/год.
Максимальные средние темпы денудации распахиваемых склонов в районе
Среднерусской возвышенности согласно А. А. Ажигирову и В. Н. Голосову
составляют 1—1,5 мм/год [2]. Те же авторы на основании стационарных
исследований оценивают скорость медленных смещений почвенно-грунтовых
масс на склонах (крипа) в пределах Смоленско-Московской возвышенности
(бассейн р. Протвы) примерно в 1—2 мм/год вдоль склона, а по вертикали —
от 1 до 11 мм/год (в среднем около 3 мм/год).
Проявляющаяся в отдельные годы солифлюкция достигает (по нашим
подсчетам для участков в бассейне среднего течения Протвы) объемных
скоростей смещения грунта 0,1 м3/м2 в год, что соответствует снижению
поверхности до 10 см/год. Более характерны скорости, составляющие миллимет-
ры, реже первые сантиметры в год.
Третий из ведущих склоновых процессов в Московской области — ополз-
невой характерен для Клинско-Дмитровской гряды, долин рек Осетра, Москвы,
Оки и др. Скорости оползневых процессов сильно варьируют от милллиметров
и сантиметров в год (как вдоль склона, так и по вертикали) до десятков
метров в год (что бывает нечасто). В. В. Кюнтцель и М. Н. Парецкая [3]
отмечают, в частности, для долины р. Москвы наличие как глубоких оползней
(«выдавливания») размерами 3000X350 м и глубиной до 100 м, с полным
оползневым циклом в 300—500 лет (ими поражено около 25% протяженности
долины р. Москвы в пределах столицы России), так и мелких поверхностных
оползней («течения» и «скольжения»), величиной до нескольких десятков
метров и глубиной 1—1,5 м, причем для последних период массовой активизации
составляет 9 лет.
Прочие склоновые процессы в масштабах области имеют подчиненное
значение.
Среднегодовые величины денудационного среза за счет овражной эрозии
в Нечерноземной зоне Европейской части страны (ЕЧС) за последние де-
сятилетия Б. Ф. Косов оценивает в 0,33 мм/год [4]. Средний прирост объема
овражной сети на единицу площади овражных водосборов для центра ЕЧС —
около 400 м3/км2 в год [ 5].
Анализ морфометрических характеристик Московской области позволяет
говорить о распространении и интенсивности эрозионных процессов в различных
частях области [ 6]. Наибольшим потенциалом развития эрозии, судя по
значениям показателей расчлененности и распространению склонов различной
крутизцы (с преобладанием уклонов 5—10°), обладают Клинско-Дмитровская
гряда, северная часть Рузско-Протвинской равнины, Заокская равнина.
Для рек области типичны слабые (до 1 м/год) и средние (до 10 м/год)
скорости русловых деформаций; западная часть области относится к районам
ограниченного развития русловых деформаций [ 7]. В большинстве случаев
ведущий русловой процесс — боковая эрозия. Берега малых свободно ме-
андрирующих рек размываются со средними скоростями 3—7 м/год, средние
скорости размывов пойменных берегов на Оке — первые десятки м/год — от
10 до 25 на участках с различным типом русла [8].
На прямолинейных участках верхней Оки средняя скорость отступания
берегов — от 7 до 16 м/год, а перемещения побочней — до 40 м/год [9].
Современная линейная регрессивная эрозия в малых эрозионных формах
региона, по нашим наблюдениям [10], имеет скорости от 0,2 до 2 м/год,
44
максимальные — первые десятки м/год (обычно такие скорости спровоцированы
антропогенной деятельностью). В верховьях малых эрозионных форм объем
вынесенного материала составляет 0,1—5 м3/год. Сходные показатели для
Московской области приводят Б. Ф. Косов [4, 5, 11], О. А. Борсук и др.
[ 12], Г. П. Бутаков и др. [ 13].
Гораздо меньше количественных данных о скоростях глубинной эрозии в
руслах рек. Так, для Протвы приводятся величины около 5—8 мм/год [14,
15]. Аккумуляция и врезание чередуются и в пространстве (по долине рек),
и во времени. Многое здесь зависит от степени и характера хозяйственного
освоения соответствующих участков бассейнов рек. В целом, однако, больше
участков с тенденцией к врезанию.
Средние скорости современного накопления наилка на пойме — от 0,2
[16] до 1,5 мм/год [10]. Характерные средние скорости аккумуляции поймен-
ной фации на малых реках области (по обобщенным опубликованным
данным) — десятые доли миллиметра в год; на средних реках — первые
миллиметры в год.
Скорости карстово-суффозионных процессов весьма неравномерны: мед-
ленный вынос ионов в растворе может чередоваться с мгновенными провалами
больших объемов вещества (от десятков кубических метров до первых тысяч
для покрытого карста некоторых районов области). Скорости же умеренного,
«перманентного» выщелачивания Э. А. Лихачева [ 17] оценивает для г. Москвы
(где интенсивно техногенное воздействие) в 3—6 мм/год, а в ^многоводные
годы — в 2—4 раза больше (например, район Ходынки).
Сравнение имеющихся данных по твердому и ионному стоку в водотоках
Московской области позволяет сделать вывод, что в растворе реками выносится
не меньше (а в ряде случаев и больше) вещества, чем во взвешенном и
влекомом состоянии. Так, по В. Д. Быкову и др. [18], средний показатель
ионного стока — 40,5 т/км2 (показатель химической денудации —
0,0166 мм/год), или примерно вчетверо больше модуля стока взвешенных
наносов. В. И. Мозжерин и А. Н. Шарифуллин [19] для центральных и восточных
регионов Русской равнины приводят сходные величины химической денудации
— около 30 т/км2. Модуль же твердого стока наносов в области — около 10
т/км2 Так, А. П. Дедков и В. И. Мозжерин [20] приводят для рек Московской
области цифры от 7 до 17 т/км2 в год; В. Д. Быков и др. 19 и В. Н.
Голосов [1] — 11—11,5 т/км2 (для Протвы).
Скорости осадконакопления в озерах Московской области — порядка
1—3 мм/год, в водохранилищах (в частности, в Можайском) — до 1,5 см/год
[21].
Средние скорости озерно-болотной аккумуляции за голоцен для юго-запада
Подмосковья С. И. Антонов [22] оценивает в 0,1—0,15 мм/год. Для районов
широкого распространения верховых болот (например, Мещерская низменность)
в Московской области скорости прироста абсолютных отметок поверхности
за счет торфонакопления — почти на порядок выше: 0,93 мм/год [23], что
сопоставимо и даже превосходит суммарные скорости денудации (модули
стока наносов) для соседних территорий.
Итак, средние скорости большинства основных рельефообразующих про-
цессов в Московской области, приводящих к изменению абсолютных отметок,—
чаще всего от десятых долей миллиметра в год до нескольких миллиметров
в год, реже до первых десятков миллиметров в год. Характерные скорости
плановых деформаций или смещений — метры в год и до первых десятков
метров в год. Реальные объемные величины перемещения материала в
последнем случае — от 1 м3/год до первых сотен, в отдельных случаях —
сотни и до первых тысяч кубических метров в год.
Как уже говорилось, распространение экзогенных процессов зависит от
целого ряда причин. Особенности строения рельефа и морфоструктурного
районирования были рассмотрены в статьях Е. А. Рубиной и Н. Н. Гальской
45
[24, 25]. Ими было выделено шесть морфоструктурных районов: I — Верхне-
Волжский, II — Мещерский, III — Клинско-Дмитровский, IV — Рузско-
Протвинский, V — Москворецко-Окский, VI — Заокский. Проанализировав про-
явление и распространение экзогенных процессов на поверхности различных
морфоструктур, мы пришли к выводу, что каждой морфоструктуре свойствен
определенный набор экзогенных процессов.
Поверхность низменных равнин — Верхне-Волжской и Мещерской — пло-
ская, слабо расчлененная; на большей части обеих равнин проявление эк-
зогенных процессов незначительно. Наиболее распространенными ведущими
процессами являются биогенные процессы, речная и озерно-болотная акку-
муляция. В Мещере наряду с биогенными проявляются в небольшой степени
и карстовые процессы — на междуречьях Нерской и Цны, Цны и Поли,
Клязьмы и Поли.
На Клинско-Дмитровской гряде из склоновых процессов распространены
делювиальные, дефлюкционные, которые могут сменять друг друга по
сезонам года, кроме того, дефлюкционные процессы больше развиты на
залесенных склонах. Оползневые процессы встречаются в сочетании с
эрозионными в этой морфоструктуре почти повсеместно, особенно по
долинам рек. Крутизна и высоты склонов, на которых развиваются эрозионно-
оползневые процессы, варьируют в широких пределах: от нескольких до
20° и от 5 до 20 м. Наиболее сильно расчленены овражной эрозией
северный склон гряды и восточная часть (между Дмитровом и Загорском).
Боковая эрозия характерна в основном для верховьев притоков Клязьмы
и левых притоков Дубны.
Распространение и проявление склоновых, эрозионно-оползневых и
эрозионных процессов на склонах Рузско-Протвинской равнины сходны с
Клинско-Дмитровской грядой.
На междуречьях Клинско-Дмитровской и Рузско-Протвинской равнин
проявления экзогенных процессов незначительны. Эти выровненные повер-
хности на Рузско-Протвинской равнине занимают большие площади.
Отличием Рузско-Протвинской равнины можно считать озерно-болотную
аккумуляцию в небольших замкнутых понижениях бывших озерно-
ледниковых бассейнов.
Наиболее мозаична картина распространения экзогенных процессов и их
сочетаний на Москворецко-Окской равнине, хотя эта часть Московской области
расчленена меньше, чем две предыдущие. Значительное влияние на проявление
процессов оказывают неглубокое залегание коренных карбонатных и глинистых
пород, а также большое разнообразие четвертичных отложений небольшой
мощности. Наименее интенсивны экзогенные процессы в южной части равнины,
на междуречных пространствах левых притоков Оки.
Заокская равнина — сильно расчлененная территория на юге Московской
области. На междуречье Осетра и Оки, в привершинных частях долин и
их притоков и в верхних частях склонов развиваются преимущественно
эрозионные процессы. В долине Осетра встречаются большие участки
оползневых склонов. Наименее затронуты экзогенными процессами выров-
ненные междуречья.
В связи с сильной освоенностью территории большое влияние на развитие
экзогенных процессов, их силу и скорость оказывает хозяйственная деятель-
ность: строительство, добыча полезных ископаемых, сельское хозяйство. Антро-
погенное воздействие вызывает появление процессов, не свойственных
исторически сложившимся ландшафтам Московской области, в том числе
комплексные изменения геодинамической обстановки на городских территориях
и месторождениях полезных ископаемых. Они происходят на ограниченных
площадях, но по сиде проявления наиболее впечатляющи. Здесь образуются
и накапливаются техногенные отложения, меняется режим грунтовых вод,
изменяются набор и интенсивность естественых геоморфологических процессов.
46
На приглубых берегах водохранилищ идет абразия, на отмелых — акку-
муляция. Берега водохранилищ и каналов подтапливаются Ч Дефляция
воздействует на внешние отвалы, а эрозия — на уступы карьеров, отвалов
и насыпей транспортных магистралей. С дорожным строительством связаны
делювиальный смыв, овражная эрозия, заболачивание. Линейное распрост-
ранение этих процессов зависит от направления прокладки железных и
автомобильных дорог.
Кроме появления новых экзогенных процессов активизируются и свой-
ственные данной территории естественные процессы. Наиболее распрост-
раненными из них являются плоскостной смыв и линейная эрозия. Их
активизация обусловлена высокой земледельческой освоенностью территории
и интенсификацией землепользования. Потенциальные возможности
активизации эрозионных и делювиальных процессов определяются соотно-
шением площадей под различными видами землепользования. Интенсивность
развития эрозии и смыва зависит от структуры посевных площадей с
учетом их главных геоморфологических характеристик (уклоны, длина
склонов экспозиция и др.).
Итак, в результате комплексного изучения рельефа Московской области
можно сделать вывод, что на территории развиты комплексы нескольких
геоморфологических процессов, ведущими из которых (по площади распро-
странения и интенсивности) являются флювиальные и склоновые, а в отдельных
местах — карст и биогенные процессы. Процессы в значительной степени
связаны с антропогенным воздействием на рельеф.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Голосов В. Н. Антропогенная эрозия почв в бассейне верхней Оки: Автореф. дис. ...канд.
геогр. наук. М.: МГУ, 1986, 28 с.
2. Ажигиров А. А., Голосов В. Н. Оценка медленных смещений почвенно-грунтовых масс при
инженерно-географических исследованиях//Геоморфология. 1990. № 1. С. 33—39.
3. Кюнтцель В. В., Парецкая М. Н. Изучение оползневых процессов в городе Москве//Инженерная
геология и гидрогеология Москвы. М.: 1989. С. 83—102.
4. Косов Б. Ф. Овражная эрозия в условиях земледельческого освоения территории//Эрозионные
процессы. М.: Мысль, 1984. С. 117—123.
5. Овражная эрозия/Под ред. Р. С. Чалова. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
6. Крутиков В. А. Физико-географические исследования при составлении генеральных схем
противоэрозионных мероприятий (на примере Московской области): Автореф. дис. канд. геогр.
наук. М.: МГУ, 1974. 26 с.
7. Беркович К. М., Власов Б, Н., Косов Б. Ф. Карта «Овражная и русловая эрозия (Нечерноземной
зоны РСФСР)» м-ба 1 : 7 000 000. М.: ГУ ГК, 1984.
8. Чалов Р. С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
9. Попов И. В. Деформация речных русел и гидротехническое строительство. Л.: Гидрометеоиздат,
1969. 362 с.
10. Болысов С. И. История развития малых эрозионных форм краевой зоны московского оледенения
(на примере бассейна р. Протвы): Автореф. дис. ...канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1986, 28 с.
11. Косов Б, Ф. О современном росте оврагов//Изв. ВГО. 1953. Вып. 85. № 4. С. 458—463.
12. Борсук О. А., Спасская И. И., Тимофеев Д, А. Вопросы динамической геоморфологии. М.:
ВИНИТИ, 1977. 149 с.
13. Бутаков Г. П, Двинских А. П., Назаров Н. Н., Рысин И. И. Современная овражная
эрозия на востоке Русской равнины//Геоморфология. 1987. № 2. С. 43—47.
14. Былинская Л. Н. Русловые процессы и современные движения земной коры (на примере
центра и юго-запада Русской равнины) //Современные движения земной коры. № 5. Тарту:
Изд-во АН ЭССР, 1973. С. 484—490.
15. Рязанов П, Н. Пойменные геокомплексы р. Протвы и перспективы их использования (опыт
изучения поймы малой реки центра Русской равнины): Автореф. дис. ...канд. геогр. наук. М.:
МГУ, 1980. 26 с.
16. Матвеев Н. П. Состояние пойм малых рек Московской области, их# использование и
охрана//Малые реки центра Русской равнины, их использование и охрана. М.: МФГО, 1988.
С. 61—69.
Абразивно-аккумулятивные процессы на берегах водохранилищ и подтопление береговой
зоны совершенно нетипичны для Московской области. Появились они с сооружением водохранилищ
и каналов.
47
17. Лихачева Э. А. О семи холмах Москвы. М.: Наука, 1990. 144 с.
18. Быков В. Д., Заславская М. Б., Федорова И. С. Гидрологическая характеристика Протвы
и ее бассейна//Комплексная географическая практика в Подмосковье. М.: Изд-во МГУ, 1980.
С. 79—101.
19. Мозжерин В. И., Шарифуллин А. Н. Химическая денудация гумидных равнин умеренного
пояса. Казань: Изд-во Казанского ун-та, 1988. 190 с.
20. Дедков А. П., Мозжерин В. И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казанского
ун-та, 1984. 264 с.
21. Виноградова Н. Н. Особенности формирования и динамики взвешенного вещества в малых
водохранилищах Москворецкой системы (на примере Можайского водохранилища): Автореф.
дис. ...канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1970. 28 с.
22. Антонов С. И. История развития ледникового рельефа краевой зоны московского оледенения
в бассейне средней Протвы: Автореф. дис. ...канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1980. 25 с.
23. Нейштадт М. И., Жуков В. Н., Олюнин В. Н., Кузнецова Л. П. Научные предпосылки
освоения болот Западной Сибири. М.: Наука, 1977. 228 с.
24. Рубина Е. А., Тальская Н. Н. Морфоструктуры Московской области//Вести. МГУ. 1988.
Сер. 5. География. № 4. С. 35—42.
25. Рубина Е. А., Тальская Н, Н. Рельеф Московской области и его картографирование//Проблемы
комплексного картографирования Московского региона. М.: МФ ГО СССР. С. 84—91.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 16.11.93
THE PRESENT-DAY GEOMORPHIC PROCESSES IN THE MOSCOW
REGION
S. L BOLYSOV, E. A. RUBINA
Summary
The present-day geomorphic processes over the area of Moscow region are controlled by many
factors, among which human impact is of considerable importance. Fluvial and slope processes are
ubiquitous over the territory and, in common with other ones, are considerably affected by the prolonged
— many centuries — cultivation.
УДК 551.435.38:551.312.4
© 1994 г. Ю. В. ЕФРЕМОВ
ОСОБЕННОСТИ ОЗЕРНОГО МОРФОЛИТОГЕНЕЗА
В ГОРНЫХ РАЙОНАХ
Несмотря на хорошую изученность озер, теория озерного морфолитогенеза
остается слабо разработанной. До настоящего времени морфологический подход
для исследования горных озер не находил должного применения. Если вопросы
континентального морфолитогенеза (флювиального, гляциального, вулканиче-
ского и др.) давно попали в поле зрения геоморфологов, то изучение озерного,
за редким исключением [1—3], находится в начальной стадии [4, 5].
В данной работе анализируются качественные структурные связи озерного
морфолитогенеза с природными условиями горных районов, в основном на
примере Кавказа.
Под озерным морфолитогенезом понимается совокупность процессов
формирования озерной котловины, осадконакопления в ее пределах, изменения
рельефа днищ и деградации озерных водоемов.
В отличие от равнинных территорий, где процессы рельефообразования
и осадконакопления замедлены, в горах образование озер и заполнение их
48
Геолого-геоморфологические условия формирования озерных котловин
Факторы Процессы Механизм образования Генетический тип котловины (озера)
Эндогенные Тектонические Опускание Тектонические
Смещение, разрывы пород Приразломные
% Вулканические Образование кальдер, кратеров Кальдерные, кратерные
Подпруживание рек лавовыми потоками и вулканическими конусами
Образование понижений на лавовых потоках Лавово-котловин- ные
Экзоген- ные Выветривание Обрушение, обваливание, осыпание склонов Запрудные
Гравитационные Карстовые Накопление материала в руслах рек Кольматах поноров в карстовых Кронках Карстовые
Аккумуляция натечных образований Запрудно-карсто- вые
Обрушение кровли пещер и галерей Карстово-проваль- ные
Суффозионные Вымывание и проседание горных пород Суффозионные
Карстово-суффози- онные Растворение, вымывание горных пород Карстово-суффози- онные
Антропогенные Выемка грунта Пруды, водохранилища
Свалка грунта в реку, подрезание и обрушение склонов, сооружение дамб Антропогенно-за- прудные
ванн рыхлыми отложениями происходит в условиях динамической среды и
высокой энергии эндогенных и экзогенных процессов, изменяющихся под
влиянием зональных и азональных факторов. По этой причине интенсивность
осадконакопления в озерных водоемах сравнительно велика и изменялась за
период голоцена от 0,2 до 4 мм/год [6]. Следовательно, накопление отложений
и образование микроформ рельефа (дельт, кос, гряд и т. д.) в пределах
озерных ванн и в конечном счете полная деградация озер по геологическим
масштабам времени происходит очень быстро (десятки, сотни и реже тысячи
лет). Так, например, оз. Кебасой, образовавшееся в 1937 г. в верхнем течении
р. Шаро-Аргун (Восточный Кавказ), площадью 0,45 км2 и глубиной до 10 м,
было почти полностью занесено к 1969 г., а оз. Ахцу в бассейне р. Мзымты
(Западный Кавказ), возникшее в результате обвала в 1968 г., исчезло через
три года.
Накопленный к настоящему времени материал позволяет рассмотреть
основные условия формирования озерных котловин. Среди них важнейшими
являются: эндогенные, экзогенные и антропогенные факторы, геолого-лито-
логическая обстановка (состав, трещиноватость и водопроницаемость горных
пород), гидроклиматические и гидрогеологические условия.
К эндогенным и экзогенным факторам относится большой комплекс
различных процессов, которые тесно связаны друг с другом и к тому же
опосредованно зависят от гидротермических условий и состава горных пород
(таблица).
Значение гидротермических условий в генезисе и эволюции озерных во-
доемов, а также их гидрологическом, гидрохимическом режимах признано
определяющим, что и нашло отражение во многих работах [7—9]. Однако
качественные и количественные связи, климатических элементов (температура
49
Рис. 1. Гидрометеорологические условия формирования экзогенных озерных котловин
Связи: / — прямые, 2 —обратные, 5 —косвенные
к
oft
to
fir n
c
xs
воздуха, атмосферные осадки, ветер) с экзогенными процессами и механизмом
образования определенных типов озер все еще остаются недостаточно изу-
ченными.
Совокупность указанных зависимостей можно представить в виде струк-
турной схемы, в которой выражены как прямые замкнутые и полузамкнутые,
так и частично обособленные формы связей. Гидротермические условия могут
прямо или опосредованно (через другие факторы) влиять на ряд экзогенных
процессов (рис. 1).
Важную роль в этих процессах играет горное оледенение, являющееся
функцией климата и рельефа и определяющее ряд современных экзогенных
процессов (экзарацию, нивацию, эрозию ледниковыми водами и т. п.), которые
в свою очередь контролируются геолого-литологической обстановкой, т. е.
составом горных пород, их трещиноватостью и степенью разрушенности. Развитие
многих процессов в горах стимулируется антропогенными факторами — вырубкой
лесов, прокладыванием дорог на склонах, сооружением лыжных трасс и
подъемников, чрезмерным выпасом скота и т. п. Процессы образования
озерных котловин и накопления рыхлых отложений в их пределах подчинены
закону высотной поясности.
Своеобразна морфолитогенетическая обстановка в лагунных и лйтаанных
озерах на горных берегах морей. Здесь наблюдается сложное сочетание
гравитационных и аллювиальных процессов с волновыми — абразией, вдоль-
береговым переносом и аккумуляцией отложений.
В процессе формирования озерная котловина заполняется водой и различного
рода рыхлыми отложениями, поступающими с озерного водосбора.
В развитии озерного морфолитогенеза отмечается как бы две ветви: ветвь
прогрессивного развития озерной водной массы и регрессивная — время сок-
ращения объема водной массы [ 10]. В прогрессивную фазу происходит за-
топление местности (трансгрессия) и, следовательно, изменение величины и
формы озерного водоема. В это время активизируются процессы абразии и
аккумуляции осадков, которые формируют береговую зону, пляжи и реже
клифы.
Существующая озерная котловина может активно изменяться в результате
процессов карста и суффозии, таяния и просадок льда, подстилающего днище
ванны, а также лавинного и гравитационного ударного воздействия (рис. 1).
Так, благодаря активному ударному (импактному) воздействию снежных лавин
и реже обвалов горных пород многие озерные котловины претерпевают
значительные изменения, т. е. увеличиваются в размерах и меняют свою
форму. В пределах акватории озерных водоемов образуются ямы выбивания,
подводные лавинные валы (отмели) и острова (например, в акватории озер
Оймалтыджагалыкель, Ачипста, Безмолвия на Западном Кавказе) [11]. Такие
формы рельефа широко распространены и в высокогорных районах Австрийских
Альп [12], Новой Зеландии [13], Калифорнии [14] и др.
Днища озерных ванн, сложенных карбонатными породами, в значительной
мере подвержены карстовым процессам, в результате чего возникают воронки
просасывания или провалы, через которые происходит сток озерных вод
(например, озера Псенодах и Провальное на Западном Кавказе).
Провалы могут также происходить в приледниковых и наледниковых
озерах, котловины которых полностью или частично сформированы во льду
(например, озера Мерцбахера на Тянь-Шане, Башкара и Уллу.. зна на Цен-
тральном Кавказе). Прогрессивная фаза развития типична для *н( гих леднико-
вых озер в горных странах с хорошо развитым современным оледенением.
Согласно концепции А. В. Шнитникова, в современную регрессивную фазу
оледенения уровни озер понижаются. Однако развитие высокогорных гляциаль-
ных озер Кавказа, Альп, Алтая, Тянь-Шаня и др. имеет свои особенности,
отличающие их от низко- и среднегорных. При деградации оледенения
первоначально происходит сокращение площади и количества ледников и,
51
Рис. 2. Структурная схема развития озерного морфолитогенеза
соответственно, образование новых озер, формирование моренных толщ и
различных форм рельефа в пределах озерных котловин. Это будет продолжаться
до тех пор, пока не наступит равновесие между климатом данной эпохи и
размерами ледников [ 15]. Затем начинается регрессивная фаза развития озер.
Регрессивная фаза развития озерного морфолитогенеза характеризуется про-
цессами деградации озерных водоемов, которые очень разнообразны (рис. 2) [16].
Режим осадконакопления, формирование пологих склонов озерной кот-
ловины и в целом ее деградация в значительной мере определяются гидро-
логическим режимом водной массы озера. Со временем все озера заполняются
осадками различного генезиса, некоторые из них заболачиваются и в конечном
итоге исчезают.
Значительное сокращение озерной акватории, а иногда и полное ее
уничтожение может происходить эволюционным путем (постепенное осадко-
накопление, заболачивание и т. п.), а также очень быстро при катастрофических
стихийных процессах (в результате схода снежных лавин, селевых потоков,
обрушения или оползания склонов). В этих случаях озерная ванна почти
мгновенно заполняется рыхлыми отложениями или происходит прорыв плотины
и спуск озера. Таким образом были уничтожены селевым потоком озера Иссык
на Тянь-Шане в 1963 г., Измыльцы на Центральном Кавказе в 1973 г. и многие
ледниковые озера в Норвегии и Австрийских* Альпах.
Хозяйственная деятельность в горах во многих случаях носит стихийный
характер и не учитывает природных условий, что приводит к непредсказуемым
последствиям. Иногда озерные водоемы возникают как побочный продукт
хозяйственной деятельности. В отличие от прудов они не создаются специально,
а образуются попутно, порой неожиданно для человека, при прокладывании
железных и автомобильных дорог, высоковольтных линий. В этих случаях
активизируются геоморфологические процессы (эрозия склонов, обвалы,
оползни), которые иногда являются причиной рождения недолговечных за-
прудных озер.
Разработанная нами схема развития озерного морфолитогенеза дает пред-
ставление об основных этапах формирования озер, их дальнейшем преобра-
зовании, накоплении минерального и органического вещества в пределах их
ванн, а также о формировании разнообразных типов озерного микрорельефа.
Установленные структурные связи между отдельными элементами озерного
морфолитогенеза открывают путь к управлению некоторыми экзогенными
процессами, а также к упорядочению хозяйственной деятельности в горных
регионах.
Для детального исследования состава озерных отложений и их диагенеза
необходимо применение морфолитогенетического анализа, что позволит в
конечном итоге установить генезис осадков, палеогеографические условия и
основные этапы их формирования [ 17].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Симонов Ю. Г. Озерный морфолитогенез в условиях Забайкалья//Вопросы озерного мор-
фолитогенеза/Зап. Забайкальского филиала ГО СССР. 1969. Вып. 31. С. 3—15.
2. Ананьев Г. С., Ананьева Э. Г., Бодрова О. В. и др. Геоморфологический анализ областей
древнего вулканизма (на примере Северного Приохотья). Владивосток: ДВО АН СССР, 1988.
234 с.
3. Allen Р. A.f Collinson J. D. Lakes//Sedimentory Environments and Facies. 1986. P. 63—94.
4. Ефремов Ю. В. Озерный морфолитогенез на Большой Кавказе//Тез. докл. Всесоюз. конф. (II
Щукинские чтения). M.: Изд-во МГУ, 1990. С. 43—44.
5. Ефремов Ю. В. 'Озерный морфолитогенез Западно-Кубанской равнины//Сб. материалов меж-
республиканской научно-практической конференции. Краснодар: КубГУ, 1992. С. 165—167.
6. Sevastyanov D. V., Berdovskaya G. V., Liiva A. A. Palaeolimnology of Middle Asia Mountain
region in Late Quatenary//JQCP 158. Palaeohydrological changes in the temperate zone in the
last 15000 years. Symposium at Hoor, Sweden, 18—26 May 1987. Abstracts of lectures and
posters-Lundqua report. 1987. P. 107.
53
7. Шнитников А. В, Вероятные тенденции колебания водности на территории СССР//Вопр.
географии. 1968. № 76. С. 70—88.
8. Шнитников А. В. Внутривековая изменчивость компонентов общей увлажненности. Л.: Наука,
1969. 245 с.
9. Севастьянов Д. В. Современные тенденции эволюции природных ресурсов горных озер Средней
Азии//География и природные ресурсы. 1988. № 3. С. 50—54.
10. Симонов Ю. Г. Озерные процессы и морфолитогенез//Динамическая геоморфология. М.:
Изд-во МГУ, 1992. С. 361—371.
11. Ефремов Ю. В., Панов В. Д. Формирование озер под ударным воздействием снежных
лавин//Изв. ВГО. 1988. Т. 120. Вып. 6. С. 552—556.
12. Nage Н. Untersuchungen an Tauernseen I//Naturwissenschaften. 1971. В. 100. S. Ill—134.
13. Smith Н. W. Avalanches New Zealand//Engineering. 1947. V. 2. May 10. P. 491—496.
14. Davis G. H. Erosional Features of snow avalanches Middle Fork Kings River California//U. S.
Geol. Surv. 1962. Profess. Paper, 450-D. P. 122—125.
15. Ефремов Ю. В., Панов В. Д. Динамика ледников и развитие гляциальных озер Большого
Кавказа//Изв. ВГО. 1985. Т. 117. Вып. 4. С. 336—341.
16. Ефремов Ю. В. Эволюция горных озер Западного Кавказа//Изв. ВГО. 1978. Т. 110. Вып. 5.
С. 453—457. 1
17. Ананьев Г. С., Ананьева Э. Г. О морфолитогенетическом направлении в динамической
геоморфологии//Геоморфология. 1992. № 2. С. 18—23.
Кубанский университет Поступила в редакцию
23.03.93
LACUSTRINE MORPHOLITHOGENESIS IN MOUNTAINS
Yu. V. EFREMOV
Summary
A conceptual model of the lacustrine morpholithogenesis is developed with reference to mountain
regions; the model considers successively factors, processes, mechanism of formation, sedimentation, and
lacustrine micro-landforms. The structural scheme of morpholithogenesis outlines two stages of its
evolution, those are progressive and regressive ones.
УДК 551.43 :550.74(477)
© 1994 г. А. А. КЛЮКИН
ДЕНУДАЦИЯ СКЛОНОВ МЫШЕВИДНЫМИ ГРЫЗУНАМИ В КРЫМУ
Мышевидные грызуны — характерные обитатели разных природных зон
равнин и высотных поясов гор [ 1]. В процессе жизнедеятельности они
перемещают грунт в вертикальном и горизонтальном направлениях, создают
денудационные и аккумулятивные, подземные и поверхностные микро- и
наноформы рельефа, подготавливают развитие экзогенных процессов. Рель-
ефообразующая деятельность мышевидных грызунов, как, впрочем, и других
млекопитающих, изучена недостаточно [ 2—6]. Журнал «Геоморфология» только
2 раза обращался к этому вопросу.
Мышевидные грызуны роют норы, ходы которых достигают 100—600 м
длины и 1—5 м глубиньь Удаленный из них грунт образует на поверхности
положительные формы рельефа диаметром 0,1—20 м и высотой 0,01—1 м,
которые называют «выбросами», «кучками», «бугорками», «кочками», «кур-
ганчиками», «холмиками», «бутацами», «сурчинами», «байбаковинами»,
«сусликовинами», «кротовинами» [6—10]. К последним нередко относят только
норы мелких грызунов [2].
54
О масштабах роющей деятельности мышевидных грызунов судят по длине
и объему нор, количеству выходов и кучек, объему и массе грунта, выброшенного
на удельную площадь земной поверхности. Количественные показатели,
приводимые в зоологических работах [1, 7—13], не всегда отнесены к кон-
кретному времени и не связаны с геоморфологическими условиями. Как
правило, их нельзя использовать в расчетах скорости зоогенной денудации.
Масштабы роющей деятельности мышевидных грызунов изменяются
синхронно с изменением их численности. В годы «мышиных напастей» норы
так густо пронизывают и дырявят почву, что затрудняют передвижение по
территории [ 1, 5, 7].
Мышевидные грызуны участвуют в рельефообразовании прямо и косвенно.
В результате их непосредственной деятельности образуются норы, кучки и
бугорки выброшенного грунта. Норы по строению бывают простыми и слож-
ными, с камерами и без них, а по назначению — кормовыми, защитными,
зимовочными и др. [ 9]. Одни зверьки, например полевки и слепушонки,
прокладывают и используют нору в течение короткого времени, обычно в
течение одного года, а другие, например сурки и суслики, сооружают,
перестраивают и эксплуатируют ее более продолжительное время. Первые
выбрасывают грунт из нор в виде многочисленных небольших кучек, а вторые
складируют его в более крупные бугорки — бутаны (сурчины, байбаковины,
сусликовины). Кучки отсыпаются быстро, а бутаны — длительное время, иногда
несколько тысяч лет. Бутаны являются главнейшими положительными эле-
ментами рельефа многих плоских равнин.
В результате роющей деятельности мышевидных грызунов на поверхность
поступает крупнообломочный материал почвообразующих пород, подготавлива-
ются условия для активизации выветривания, суффозии, карста, водной и
ветровой эрозии [10, 12, 13]. Над норами формируются просадочные западины.
Вдоль нор закладываются суффозионные каналы, эрозионные борозды и
промоины.
В статье предпринята попытка оценить участие мышевидных грызунов в
денудации склонов равнин и гор Крыма. В расчетах скорости зоогенной
денудации учтены господствующее направление перемещения грунта и изме-
нение интенсивности рельефообразующей деятельности зверьков во времени
и в пространстве.
В каком направлении зверьки перемещают грунт из нор и на какое
расстояние? В научной литературе нет ответа на этот вопрос. Автор пред-
положил, что зверьки перемещают грунт из нор, сообразуясь с составляющей
действия силы тяжести, ориентированной в направлении наклона земной
поверхности. На субгоризонтальные поверхности они должны выбрасывать
грунт в разных направлениях, а на склоны — в направлении наклона и тем
дальше, чем больше угол наклона. Грунт легче удалить из норы вниз по
склону: отбросить его задними лапами, вытолкнуть грудью, вынести крупные
обломки в зубах. Преимущество заключается также и в том, что грунт,
отложенный с подгорной стороны выходного отверстия, не осыпается и не
замывается назад в нору.
Исследования проводились в 1991—1992 гг. на расчлененной балками
холмисто-грядовой равнине Керченского полуострова, покрытой разнотравно-
злаковой и злаково-полынной степной растительностью, на склонах речных
долин в поясе буковых лесов Главной гряды Крымских гор. В естественных
ландшафтах степной равнины доминируют лесная, домовая мыши и общест-
венная полевка, а в горных лесах — обыкновенная полевка, желтогорлая и
лесная мыши [14]. Лучшими землероями являются полевки, живущие не-
большими семейными колониями на хорошо дренированных склонах крутизной
до 25°. Микрорельеф, образованный ими, был главным объектом исследований.
Полевки роют неглубокие (в основном до 25 см) протяженные норы,
открывающиеся на поверхность многочисленными отверстиями диаметром
55
Планы учетных площадок (100 м2) № 1 (А) и № 3 (Б)
1 — выходы из нор, 2 — предполагаемое простирание ходов нор, 3 — кучки грунта, выброшенного
из нор, 4 — направление и угол наклона склона
около 4 см. Одна колония занимает площадь до 100 м2. Ее сложная нора может
иметь до 44 выходов, до 10 гнезд и до 20 камер [7]. У большинства выходных
отверстий лежат округлые и эллиптические в плане кучки старых или свежих
выбросов грунта, хорошо различающиеся по внешнему виду. Свежие кучки
состоят из более рыхлого грунта (0,6—0,8 г/см3), не задернованного и не
покрытого листовым опадом. Они отсыпаны зверьками в течение текущего года.
Зоогенная денудация оценивалась на учетных площадках склонов (100 м2),
заселенных полевками. На каждую площадку составлялся план (рисунок). На
нем отображались все выходы из нор и кучки выброшенного грунта. По
обмерам свежих кучек рассчитывались объем, а затем и масса отложений,
перемещенных зверьками в течение одного года. Исследования велись в
конце лета — начале осени, когда внутригодовая численность зверьков и
результаты их роющей деятельности приближались к максимуму.
Денудация склонов степной равнины общественной полевкой оценена на
восьми учетных площадках (табл. 1). На них зафиксировано от 7 до 35
кучек свежевыброшенного грунта общей массой от 36 до 86 кг. Средняя
масса грунта в одной кучке составила 3,6 кг.
Минимальная длина нор, измеренная на планах учетных площадок как сумма
длин прямолинейных отрезков, проложенных между выходными отверстиями,
изменялась от 12 до 42 м. Из нор такой протяженности зверьки могли выбросить
на поверхность 19—66 кг грунта. Средняя длина отрезка норы, расположенного
между соседними выбросами, составила 0,94 м. Из такого отрезка защитно-кор-
мового хода норы зверьки могли удалить около 1,5 кг грунта, что в 2,4 раза
меньше средней массы отложений одной кучки (3,6 кг). Это свидетельствует о
наличии в норе камер, о более сложной конфигурации и большей протяженности
ходов, чем это представляется по планам учетных площадок.
Исследования подтвердили предположение о том, что из нор, находящихся
на склонах, зверьки удаляют грунт преимущественно в направлении наклона
поверхности (табл. 1). Количество отложений, перемещенных в эту сторону,
с увеличением угла наклона склонов от 3 до 17° возрастает с 70 до 100%,
а максимальная дальность выбросов грунта от выхода из норы увеличивается
с 0,4 до 0,6 м.
Дальность перемещения грунта зависит от соотношения направлений
56
Таблиц I
Характеристика склоновых учетных площадок (100 м2) с поселениями полевок
№ п/п Местоположение Крутиз- на склона, град. Проектив- ное покрытие, сомкнутость, % Число выходов из нор Число кучек грунта Максималь- ная высота кучек, см Перемещение грунта по склону
ниже выхода из норы выше выхода из норы всего, кг
максималь- ное расстояние, см масса, кг максималь- ное расстояние, см масса, кг
Злаково-разнотравная и злаково-полынная степь Керченского полуострова
1 Гребень Мысырский 13 80 7 7 14 60 59 0 0 59
2 16 85 12 12 13 50 40 10 1 41
3 17 95 37 35 11 60 66 10 1 67
4 Балка Бабчикская 12 85 18 16 16 50 71 20 3 74
5 12 95 10 9 12 50 34 15 2 36
6 12 95 15 13 14 50 84 20 2 86
7 Гора Ташкалак 9 80 27 23 10 45 39 0 0 39
8 » 3 95 12 10 11 40 37 35 16 53
Среднее 12 89 17 16 13 51 54 14 3 57
.. Буковый лес Крымских гор
9 Гора Ливаз-Кая 20 90 35 30 11 45 49 20 1 50
10 10 90 34 25 10 40 40 30 2 42
11 Хребет Кара-Голь 23 90 62 46 11 45 76 20 1 77
12 Гора Ливаз-Кая 20 80 78 65 10 45 91 20 2 93
Среднее 18 88 52 42 11 44 64 23 2 66
простирания любого отрезка норы и падения склона. Если нора вытянута
вдоль простирания склона, то отложения, выброшенные из нее, пройдут путь
по падению, равный расстоянию от выхода из норы до нижнего края выброса.
На учетной площадке № 1, иллюстрирующей такую ситуацию (рисунок, Л,
табл. 1, № 1), зверьки переместили 59 кг грунта в направлении наклона
поверхности на 0,1—0,6 м (в среднем на 0,25 м). При проложении норы вдоль
направления падения склона путь, пройденный обломочным материалом вниз
по наклону, увеличится по сравнению с предшествующей ситуацией на
расстояние между соседними выбросами, т. е. в среднем на 0,94 м, и составит,
таким образом, ~1,19 м. Если нора проложена диагонально к линии падения
склона, то грунт из нее перемещается в направлении наклона поверхности
больше, чем в первом, но меньше, чем во втором случае, т. е. больше, чем
на 0,25 м, но меньше, чем на 1,19 м (рисунок, Б).
Масса грунта, выброшенного зверьками из нор в нагорную часть склонов
крутизной более 3°, настолько незначительна и близка к ошибкам измерений,
что при расчете скорости зоогенной денудации ею можно пренебречь (табл. 1).
При диагональном и продольном заложении норы по отношению к линии
падения склона этот грунт обычно также оказывается перемещенным в
направлении наклона поверхности, но на меньшее расстояние, чем в выбросах,
отложенных с подгорной стороны от выхода. Исследования показали, что с
учетных площадок средней крутизной ~12°, расположенных в пределах
степной равнины, общественная полевка переместила вниз по склонам на
0,25—1,19 м в среднем 0,54 кг грунта с 1 м2 в год.
Денудация склонов Крымских гор обыкновенной полевкой изучалась в
начале осени 1992 г. на четырех учетных площадках (100 м2) в верховьях
долин рек Мокрый Индол и Ворон. Три площадки располагались под буковым
лесом (табл. 1, № 9—11), одна — на лесной поляне, покрытой злаково-раз-
нотравной растительностью (табл. 1, № 12). В отличие от степной равнины
площадь поселений полевок здесь оказалась несколько больше, а сеть ходов —
гуще и они находились ближе к поверхности, нередко сразу же под тонким
(1—3 см) слоем лесной подстилки в кровле бурых горно-лесных почв.
На учетных площадках зафиксировано от 25 до 65 кучек свежевыбро-
шенной почвы общей массой от 42 до 93 кг (табл. 1, № 9—12). Средняя
масса одного выброса составила 1,6 кг, что в 2,25 раза меньше, чем на
степной равнине Керченского полуострова. Около 97% грунта полевки пере-
местили в направлении наклона склонов на расстояние до 45 см от выходов
из нор.
Таким образом, в разных ландшафтных условиях мышевидные грызуны
перемещают грунт из нор преимущественно вниз по склону. Поскольку
известны масса грунта (М), удаленного зверьками с площади Р (100 м2) в
направлении наклона поверхности в течение года (табл. 1), и объемная масса
верхнего горизонта почв (р), то можно рассчитать линейную (Vt) и по массе
(Vm) скорость зоогенной денудации склонов в пределах поселений полевок
по формулам: Vm = М/Р\ Vt — Vm/p. На склонах степной равнины она
изменялась от 0,34 до 0,84 кг/м2 в год (0,27—0,67 мм/год), а на лесных
горных склонах — от 0,40 до 0,91 кг/м2 в год (0,36—0,83 мм/год) при средних
значениях соответственно 0,54 (0,43 мм/год) и 0,64 кг/м2 в год (0,58 мм/год).
Эти значения относятся только к местам обитания зверьков, и их нельзя
распространять на значительные пространства.
Зоогенная денудация на большой площади склонов оценивалась в 1992 г.
на основе учета кучек свежего грунта, выброшенного из нор, в пределах
нескольких трансект шириной 2,5 м, длиной 1—2 км и общей площадью 1 га.
Средняя масса одного выброса принималась на равнине равной 3,6 кг, а в
горах — 1,6 кг, как это было установлено на учетных площадках. Полученные
результаты использованы для расчета скорости денудации (табл. 2): На
склонах степной равнины она составила 0,034 кг/м2 в год, или 0,027 мм/год,
58 ’
Таблица 2
Скорость денудации склонов полевками в 1992 г.
Ландшафтные условия Площадь Среднее число кучек грунта N Средняя масса одной кучки грунта М\, кг Средняя масса пере- мещенного грунта, М = кг/год Средняя плотность верхнего слоя почв, р, г/см3 Скорость денудации
по массе, Vm "М/Р, кг/м2 в год линейная, V, « Кя/р, мм/год
Склоны холмисто-грядовой равнины Керченского полуострова со степной растительностью на карбонатных южных черноземах 100 15 36 54 1,26 0,540 0,429
10000 94 338 0,034 0,027
Склоны Главной гряды Крымских гор с буковыми лесами на бурых горно-лесных почвах 100 40 1,6 64 1,10 0,640 0,582
10000 220 352 0,035 0,032
а на лесных горных склонах — 0,035 кг/м2 в год, или 0,027 мм/год, т. е.
оказалась в 16—18 раз меньше средней скорости денудации учетных площадок
с поселениями полевок.
Зоогенная денудация проявляется неравномерно во времени и в пространстве.
Она зависит не столько от морфологии и строения склонов, сколько от
численности зверьков. Внутри года максимум численности приходится на
осень, а в многолетнем режиме отмечается 1 раз в 11 лет [5, 7]. Многолетний
период (Т) включает определенное количество лет с малой (Т{), большой (Т2)
и очень высокой — катастрофической (Т3) численностью зверьков. Им соот-
ветствуют малая (Ух), большая (У2) и экстремальная (У3) скорости зоогенной
денудации. Тогда средняя многолетняя скорость денудации (У) рассчитывается
по формуле z
f_(^^i) + (F2>T2) + (73.T3)
Т
Для ее расчета применительно к склонам равнин и гор Крыма как минимум
нужно знать, к году какой численности относится 1992 г., когда проводились
исследования, и примерно во сколько раз отличаются по количеству зверьков
годы малой и большой численности.
В 1992 г. Н. Н. Товпинец — сотрудник санэпидстанции Республики
Крым — зафиксировал малую численность мышевидных грызунов и поле-
вок, в частности на Керченском полуострове, но большую их численность
на Главной гряде Крымских гор. По его многолетним наблюдениям,
количество зверьков в годы большой численности возрастает от нескольких
раз до 10—20 раз. Специалисты свидетельствуют, что в годы экстре-
мальной численности общественной полевки количество ее нор (выходов
из нор) в Равнинном Крыму достигает 14 тыс. [15] и даже 40—60 тыс.
шт./га [16]. Это значит, что масса грунта, выброшенного из нор, в
такие годы превысит на 2 порядка значение зоогенной денудации,
полученное на Керченском полуострове в 1992 г., и окажется почти на
порядок больше скорости денудации, рассчитанной на учетных площад-
ках — на поселениях полевок. Нам кажется, что в годы экстремальной
численности зверьков, которые повторяются не чаще одного раза в
столетие, скорость зоогенной денудации на большой площади склонов
вряд ли может значительно превысить среднюю скорость денудации
учетных площадок, т. е. 0,43 мм/год на степной равнине и 0,58 мм/год
в горной части Крыма.
Подставив конкретные показатели в ранее приведенную формулу, получим
ориентировочную расчетную среднюю за 100 лет линейную скорость зоогенной
денудации склонов равнин (Ур) и гор (Уг) Крыма:
Tz (0,027-91) + (0,27-8) + (0,43-1)
Гр = — Qfi5 ММ/Г°Д’
(0,0032-91)+ (0,032-8)+ (0,58-1) _
VT = -------- 100------------- = 0,01 мм/год
Среднемноголетняя скорость зоогенной денудации по массе составит соответ-
ственно около 0,06 и 0,01 кг/м2 в год. Эти ориентировочные значения близки
к скорости почвообразования, и ими не следует пренебрегать при оценке
тотальной денудации и в балансовых исследованиях. Роющая деятельность
мышевидных грызунов сопровождается неравномерным снижением и повы-
шением земной поверхности. Приведенные выше равномерные показатели
скорости денудации предназначены для сравнения со скоростями проявления
других экзогенных процессов, участвующих в денудации склонов равнин и
гор Крыма.
60
Мышевидные грызуны обитают на склонах, покрытых густым тра-
вянистым покровом или лесной подстилкой, на которых не проявляются
характерные денудационные процессы, за исключением, может быть,
крипа, а также корневого сноса и выноса вещества в растворенном
состоянии. На таких склонах роющая деятельность мышевидных грызунов
и зоогенная денудация выступают в качестве ведущего экзогенного
процесса, действующего в верхних звеньях нисходящего литодинамиче-
ского потока.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Огнев С. И. Звери СССР и прилежащих стран. Т. 7. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1950.
706 с.
2. Географический энциклопедический словарь. Понятия и термины. М.: Сов. энциклопедия, 1988.
432 с.
3. Леонтьев О. К., Рычагов Г. И. Общая геоморфология. Изд. 2-е. М.: Высш, шк., 1988.
319 с.
4. Динамическая геоморфология: Учебное пособие/Под ред. Г. С. Ананьева, Ю. Г. Симонова,
А. И. Спиридонова. М.: Изд-во МГУ, 1992. 448 с.
5. Наумов Н. П. Экология животных. М.: Высш, шк., 1963. 618 с.
6. Формозов А. Н. Влияние деятельности животных на формирование земной поверхности
и почвообразование//Справочник путешественника и краеведа. Т. 2. М.: Географгиз,
1950. С. 553—556.
7. Огнев С. И. Очерки экологии млекопитающих. М.: Изд. МОИП, 1951. 252 с.
8. Башенина Н. В. Пути адаптаций мышевидных грызунов. М.: Наука, 1977.. 355 с.
9. Кучерук В. В. Норы млекопитающих — их строение, использование и типология//Фауна и
экология грызунов. Вып. 15. М.: Изд-во МГУ, 1983. С. 5—54.
10. Абатуров Б. Д. Млекопитающие как компонент экосистем (на примере растительноядных
млекопитающих в полупустыне). М.: Наука, 1984. 286 с.
11. Жизнь животных. Т. 6. Млекопитающие, или звери. М.: Просвещение, 1971. 627 с.
12. Дмитриев П. П., Шауер И. Роющая деятельность млекопитающих как фактор выветривания
горных пород и образования щебнистого плаща//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1987. № 1.
С. 84—92.
13. Дмитриев П. П., Худяков С. И., Лим В. Д. Роль зоологического выветривания в
формировании современных поверхностных отложений восточной Монголии//Геоморфология.
1991. № 3. С. 84—94.
14. Алексеев А. Ф., Чирний В. И., Товпинец Н. Н. Распространение и численность грызунов
Крыма//Всесоюз. совещ. по проблеме кадастра и учета животного мира: Тез. докл. Ч.- 2.
Уфа: Башкир, кн. изд-во, 1989. С. 5—7.
15. Костин Ю, В., Дулицкий А. И. Птицы и звери Крыма. Научно-популярный очерк. Симферополь:
Таврия, 1978. 112 с.
16. Вшивков Ф. Н. Звери: Дикие млекопитающие. Симферополь: Крым, 1966. 86 с.
Симферопольский университет Поступила в редакцию
09.11.93
SLOPE DENUDATION ACTIVATED BY SMALL RODENTS
IN THE CRIMEA
A. A. KLYUKIN
Summary
A process is considered of slope denudation in the mountain and plains of the Crimea, which
is due to voles’ activities. The rate of the zoogenic denudation (averaged over many years) was
calculated taking into account changes in the animals abundance and amounted to 0,05—0,01 mm
per year. The burrowing activities of small rodents are one of the leading factors of erosion on
vegetated slopes.
61
УДК 551.435.3
© 1994 г. Л. А. ЕЩЕНКО, Л. М. ШИПИЛОВА
НИЗКОЧАСТОТНЫЕ ВОЛНОВЫЕ ДВИЖЕНИЯ И ИХ СВЯЗЬ
С РЕЛЬЕФОМ МЕЛКОВОДИЙ
Несмотря на то что существование длинных волн в прибрежной зоне
факт достаточно известный, приоритетная роль их в морфо- и литодинамике
не является, однако, общепризнанной. Объяснить это можно малочисленностью
экспериментальных исследований, особенно природных.
Теоретических работ по этой тематике, преимущественно зарубежных,
довольно много [1—3]. Например А. Боуэн и Д. Инман [4] в своей работе
предсказали, исходя из размеров серповидных баров, масштабы волновых
движений, образующих эти бары. Последующие измерения полностью под-
твердили их предположения. С деятельностью длинных гравитационных волн
связывают и образование пляжевых фестонов.
В отечественной литературе немного работ, в которых исследуется роль
инфрагравитационных волн и длинных волн иного происхождения. Это либо
литературные обзоры, либо работы, в которых при обсуждении некоторых
вопросов динамики береговой зоны вскользь упоминаются волны с периодами,
существенно превышающими периоды ветровых волн [5].
Авторами этой статьи в течение ряда лет с небольшими перерывами
велись природные эксперименты на западном берегу Каспия: в районе Агра-
ханского полуострова до строительства прорези через косу и несколько лет
спустя после ее ввода в эксплуатацию (1967 и 1980 гг.), в 1974 г. в береговой
зоне у рыбного промысла Турали-4, в 1990 г. вблизи о-ва Тюлений, в 1991 г.
в центральной части Северного Каспия в районе банок Жемчужных.
Целенаправленно изучая в течение последних лет роль инфра-
гравитационных и градиентно-вихревых волн в морфодинамических процессах
в береговой зоне и на шельфе [6—10], мы пришли к выводу, что именно
они формируют основные крупные черты аккумулятивного рельефа, как
надводного, так и подводного. Роль же штормового короткопериодного волнения
скорее косметическая. Это и понятно, так как наибольшая скорость движения
воды в волне и, следовательно, наибольшая энергия наблюдается на поверхности
моря. С глубиной величина орбитальных скоростей убывает по экспоненциаль-
ному закону. Поэтому трудно предположить, что ветровые волны могут
производить сколько-нибудь существенную созидательную работу на дне.
Кроме того, большая часть энергии ветровых волн при обрушении диссипирует,
а высоты их в прибрежной зоне уменьшаются до нуля на урезе. На
инфрагравитационные волны закон убывания высот не распространяется, и
при приближении к берегу эти волны могут оставаться сколь угодно большими
[11]. Особенно ярко инфрагравитационные волны проявляются в прибойной
зоне. Чем меньше глубина и сильнее шторм, тем сильнее нелинейные
взаимодействия волн и тем активнее образуются длинные волны. Поэтому
все существенные изменения в рельефе береговой зоны всегда связаны со
штормами.
Постановка наблюдений для целей измерения длинных волн и выявления
их роли в динамике рельефа береговой зоны и шельфа весьма трудоемка
и дорогостояща. Но затраты времени и средств оправданы. В береговой зоне
экспериментатор всегда наблюдает взаимодействие в системе двух сред, и
среди равноправных участников процесса измеряется тот, который легче
измерить, для измерения которого есть необходимые приборы. Поэтому во
всех наших экспериментах по оценке морфогенетической роли длинных волн
акцент сделан на гидродинамические исследования.
62
В настоящей статье обсуждаются результаты двух последних по времени
экспериментов — у о-ва Тюлений и у Средней Жемчужной банки.
Для получения характеристик краевых волн, которые представляют собой
вертикальные колебания относительно равновесного уровня, использовались
трехкомпонентные датчики волнения. Серию датчиков устанавливали вдоль
берега на расстоянии нескольких десятков метров один от другого. С их
помощью измеряли уклоны взволнованной поверхности, а через уклоны —
пространственные характеристики волнения [ 10]. Были зафиксированы все
фазы шторма. Регистрация велась непрерывно в течение нескольких суток.
Это было необходимо, так как периоды различных мод краевых волн меняются
от 10 до 30 мин [ 1].
Многие авторы отмечают участие краевых волн в создании рельефа
ближней прибрежной зоны. Вследствие взаимодействия этого вида волновых
движений с другими колебаниями уровня (например, зыбь или сейшевые
колебания) возникает сложная система разрывных течений, образующих че-
редующуюся систему вихрей. Масштаб вихрей для различных мод краевых
волн можно оценить по дисперсионному отношению.
В том случае, когда задачей эксперимента было исследование шельфовых
волн, которые представляют собой изменчивость полей горизонтальных
движений, применялись приборы АЦИТ. Измерялись не только скорости и
направления течений, но также температура и соленость воды, что помогает
идентификации вихрей [ 8].
Во всех экспериментах работы проводили на отмелых аккумулятивных
берегах. Выбор аккумулятивных участков не был случайным. Расчет удельной
энергии ветрового волнения, произведенный нами для западного берега Каспия
от Дербента до предустьевого взморья Волги, показал, что величина ее очень
заметно снижается по мере того, как уменьшаются глубины в первой зоне
и в прибрежной полосе. Удельная энергия (е«103) служила для оценки степени
воздействия ветрового волнения на берег и подводный береговой склон и
рассчитывалась по формуле
<р(^л+1) +ф(л),
е = 'Кг1Д------ 2--------] ( "+* “ п)’
и—0
где j — уклон в прибрежной зоне; Кг — коэффициент затухания волны с
глубиной; F — режимная обеспеченность средней высоты волн; q(F^ — значения
средней высоты волны обеспеченностью F\ N — число дней наблюдений в
году в безледный период; п — заданное число лет [12]. Удельная энергия
волнения распределялась вдоль побережья следующим образом:
Дербент — 32,0
Махачкала — 4,4
Сулак — 1,8
Лагань — 0,001
Видно, что по мере обмеления акватории воздействие ветровых волн на
берег в несколько раз снижается с юга на север.
Вместе с тем характер подводного рельефа говорит об активности мор-
фодинамических процессов в Северном Каспии. Малые глубины и пологие
уклоны обусловливают характер донного рельефа. Несмотря на то что здесь
в море впадает самая крупная река Европейской части страны, преобладают
формы, созданные таласогенными, т. е. морскими, факторами, связанными в
основном с динамикой вод. На выровненном фоне развиты многочисленные
аккумулятивные банки и острова, изучавшиеся в свое время О. К. Леонтьевым
[ 13]. Острова Чечень и Тюлений возникли из нескольких слившихся между
63
собой песчано-ракушечных серповидных баров. Остров Кулалы состоит из
одного бара, но вместе с другими островами Кулалинского архипелага он
образует кольцевую систему баров. Банки и острова имеют различную
пространственную ориентировку, которая обусловлена преобладанием в данном
районе тех или иных наносодвижущих сил. Так, банки Жемчужные вытянуты
строго по меридиану, ориентировка Кулалинской и Безымянной банок отчетливо
субширотная. В восточной части Северного Каспия вся поверхность дна к
востоку от Уральской бороздины покрыта довольно крупными аккумулятивными
формами типа песчаных волн и гидробарханов. Длина гребня их от 2 до
5 км, расстояние между отдельными волнами составляет 1—3 км. В прост-
ранственном расположении этих форм есть строгая закономерность. Они
группируются в гряды, продольные оси которых параллельны между собой
и в общих чертах повторяют контур береговой линии. Развитие грядово-
гривистого рельефа на таких больших пространствах говорит о том, что он
создан процессами, едиными для этой части водоема, а морфологические
особенности отдельных гряд свидетельствуют лишь о различиях в протекании
процессов на разных глубинах [ 14].
Следует обратить внимание на специфические черты гидродинамики в
области бровки прибрежной отмели. Так же как и край шельфа в приливных
окраинных морях, прибрежная отмель западной части Северного Каспия
характеризуется размывом рыхлых осадков и выходом на поверхность дна
крупнообломочных отложений и как следствие этого — расчлененностью рель-
ефа [13]. Но Каспий — море бесприливное. Поэтому строение бровки береговой
отмели свидетельствует об особом режиме течений, сформированных при
участии шельфовых волн [ 8].
В непосредственной близости к берегу на участке от Махачкалы до о-ва
Чечень развит комплекс подводных валов и межваловых понижений. Серии
подводных валов характерны и для пологих склонов многих банок.
Сложная система надводных и подводных аккумулятивных форм за-
падного побережья Северного Каспия — результат еще более сложных
волновых движений на мелководье. Прежде всего нужно сказать о
сгонно-нагонных колебаниях уровня, которые в западной части Северного
Каспия наиболее существенны. Их максимальный размах достигает 7 м
при большей повторяемости по сравнению с другими изменениями уровня
[15]. При анализе пространственного распределения сгонов и нагонов,
возможных один раз в году, обращает на себя внимание тот факт, что
зона максимальных колебаний уровня располагается несколько, севернее
о-ва Тюлений на глубине ~ 3 м. Существование этой «амфидромической
системы» \ по нашему мнению, является результатом нелинейных взаимо-
действий на мелководье волн различной природы. К этой части прибрежной
отмели приурочено наибольшее, число банок и других аккумулятивных
форм.
Ветровые нагоны имеют непериодический характер, однако анализ спектров
колебания уровня в различных точках западного побережья выявил ярко
выраженную суточную и полусуточную составляющую в колебаниях уровня
[ 15]. Последние исследования результатов спектрального анализа и мо-
делирования с учетом мелководности бассейна дают возможность сделать
вывод, что основные колебания уровня в этой части моря, близкие к двум
суткам (49 ч) и суткам (29 ч), определяются низкочастотными модами сейшевых
волн [16], причем двухсуточные колебания локализованы только в северной
части Каспия.
В связи с этим несомненный интерес представляют сведения о характере
течений на исследуемой акватории — данные стационарных наблюдений на
1 «Амфидромическая система» — система движения приливной волны вокруг точки с
неподвижным уровнем (амфидромической точки).
64
трех горизонтах на Астраханском приемном плавмаяке [17]. Анализ
повторяемости йаправлений течений за безледный период показал, что
в поверхностном слое преобладают течения на юго-запад (19%) и се-
веро-восток (16%), в среднем слое на глубине 5 м — течения на юг
(21%) и северо-восток (21%), а в придонном слое — течения на север
(24%) и на юг (22%). Эти данные позволяют сделать вывод, что для
исследуемого района характерны реверсивные течения, ориентированные
вдоль берега. Результирующий вектор течений за безледный период
имеет юго-западное направление. Статистический анализ течений поз-
волил выделить следующие основные периоды колебаний: синоптический
(128 ч), суточный и полусуточный. У Аграханского полуострова на
глубине 5 м преобладают течения двух направлений — северного (севе-
ро-восточного) и южного (юго-восточного), причем средняя продолжитель-
ность течений одного направления составляла 78 ч [18].
Вернемся к проблеме поиска тех сил, которые способны к рельефообра-
зованию в береговой зоне и на шельфе. По нашему мнению, их следует
искать, исходя из волновой природы изменчивости гидрофизических харак-
теристик.
Осенью 1990 г. в районе о-ва Тюлений в условиях предельного мелководья
был поставлен эксперимент, основной целью которого было получение записей
низкочастотных волновых колебаний. Для этого были проведены многосуточные
записи колебаний уровня в точке в штилевых условиях, при умеренных
ветрах и во время шторма со скоростью ветра до 15 м/с. Затем реализации
исследовали спектральным методом и была прослежена эволюция спектра за
время всего шторма. На рис. 1 приведены спектральные функции, обработанные
таким образом, чтобы низкочастотная часть спектра и спектра «видимых»
Рис. 1. Спектральные функции волнения, полученные по 2,5-часовой реализации
1 — спектр при слабом ветре, 2 — спектр при штормовом ветре, ттах — максимум спектральной
плотности
короткопериодных волн имели одинаковую достоверность. Первая кривая
графика отражает условия при слабых ветрах, вторая — условия штормового
волнения при скорости ветра 14 м/с. Как видно из графика, основные
различия этих кривых находятся в низкочастотной части. Хорошо видно, что
при шторме в низкочастотном участке существенно растет энергия, соответ-
ствующая периодам в несколько минут. Этот энергетический всплеск заметно
превосходит значения спектральной плотности в диапазоне видимых волн.
3 Геоморфология, № 3
65
Зафиксированные в спектре низкочастотные движения можно рассматривать
в рамках теории краевых волн. Краевые волны должны удовлетворять
дисперсионному отношению [4]
o2-gK(2n+ l)tgp,
где о — круговая частота; g — ускорение силы тяжести; К — вдольбереговое
волновое число; и — модальный номер краевой волны; tg£ — уклон дна в
прибрежной зоне.
Расчет по этой формуле с использованием наших данных дает масштабы
движений для основной моды низкочастотных колебаний с периодом 704 с и длину
волны 467 м. Расчет по этой формуле масштабов более низкочастотных колебаний
дает длины волн в несколько километров. Именно такой масштаб характерен для
подводных аккумулятивных форм (песчаные банки и сам о-в Тюлений).
На рис. 2 приведен участок реализации инфрагравитационных волн после
низкочастотной фильтрации низкочастотной составляющей с интервалом
фильтрации 1,5 ч. В это время, согласно нашим измерениям, ветровые волны
достигли предельных для данного шторма значений. Средние высоты волн
равнялись 0,39 м, а средние периоды — 2,9 с. Максимальные высоты превышали
0,7 м, а максимальные периоды — 5 с. При этом средние высоты краевых
волн были 0,06 м, а средний период — 150 с. Максимальные высоты краевых
волн равнялись 0,11 м, а периоды — 370 с.
Рис. 2. Участок реализации инфрагравитационных волн после низкочастотной фильтрации мно-
гочасовой записи волнения
1—12 — номера волн, 13 — средняя волновая линия
На рис. 2 видно, что наряду с колебаниями высокочастотной моды краевых
волн хорошо просматриваются и более низкочастотные движения. Эти колебания
прослеживаются и при анализе спектральной структуры волновых движений (таблица).
Основные низкочастотные колебания соответствуют периоду 1242 с (20,7 мин).
Второй спектральный максимум, соизмеримый с основным низкочастотным максиму-
мом, равен 322 с (5,4 мин). Эти два масштаба движений, связанных с краевыми
волнами, прослеживаются и на отфильтрованной реализации ветрового волнения.
Такого вида волновые движения при взаимодействии с песчаным дном могут
образовать резонансный триплет [1] и тем самым влиять на интенсивность и
66
Изменения основных спектральных характеристик волн во время шторма 2—4 ноября 1990 г.
(о-в Тюлений, глубина 4 м)
№ п. п. Дата Время Ветер 1-й максимум 2-й максимум
направле- ние скорость величина lg5(o), м2/с период тт„, МИН масштаб движений по дисперсионному отношению, по периоду (ттах), м величина 1g 5(о), м2/с период гю„, мин масштаб движений по дисперсионному отношению, по периоду (ттах), м
1 2.10.90 12.20 СЗ 3,0 0,18 6,3 205 — — —
2 3.10.90 15.11 сз 8,5 2,46 7,8 311 3,17 3,4 20
3 3.10.90 18.00 ссз 11,6 2,52 8,8 351 2,64 6,5 112
4 3.10.90 20.30 с 10,6 3,01 8,2 318 3,17 5,9 59
5 3.10.90 23.00 ссз 9,8 2,79 11,7 467 — — —
6 4.10.90 1.30 ссз 11,2 2,81 20,7 823 2,70 5,4 50
7 4.10.90 4.00 ссз 10,0 3,21 14,1 561 — — —
8 4.10.90 6.30 сз 11,8 3,13 7,2 264 — — —
направление перемещения донных отложений. По нашему мнению, именно
такого рода нелинейные взаимодействия служат причиной образования
специфических форм донного рельефа в северо-восточной части Каспия [7].
Еще одним убедительным доказательством определяющего влияния длинно-
периодных волн на рельеф мелководий в противовес влиянию коротко-
периодного ветрового волнения служит пример расчета параметров наката,
приведенный в работе [1] по формуле
где g — ускорение свободного падения, а — уклон дна, Т — период волны. Из
этого соотношения следует, что для нашего случая значения величин наката,
связанные с влиянием краевых волн, будут на два порядка больше, чем величина
наката, рассчитанная для наблюдавшегося в момент измерения ветрового волнения.
Не менее интересные данные получены по измерению различных
гидрофизических характеристик на мелководье, но в значительном удалении
от берега, в районе Средней Жемчужной банки весной 1991 г. Измерения
t, гдаЗ
20,0---------1--------1---------1--------1--------1________।
MOO J000 5000 Т,мин
Рис. 3. Фрагмент записи реализации температуры воды по измерениям АЦИТами на Средней
Жемчужной банке
1 — северная точка, 2 — южная точка, 3 — характерный масштаб фазовой скорости
были проведены в безветренную погоду. Приборы АЦИТ устанавливали на
дно вдоль 5-метровой изобаты на расстоянии 1500 м друг от друга. Это
позволило получить фазовые скорости длиннопериодных волн, которые
можно идентифицировать как одну из мод шельфовых волн с периодом
около суток (рис. 3). Последующий анализ записей течений, температуры
и солености воды показал, что динамика вод в этом районе определяется
антициклональным вихрем, который смещается на юг со скоростью 0,33 м/с
и определяет реверсивный характер течений, процессы водообмена и прост-
ранственные размеры банок.
Подобная картина наблюдалась на протяженном шельфе северо-западной
части Черного моря в районе Кинбурнской косы [9]. Участие шельфовых
волн в формировании суточных приливов — явление достаточно распростра-
ненное [1, 11]. Неудивительно, что подобные эффекты наблюдаются и на
отмелом шельфе Северного Каспия.
Этот факт может объяснить сложные явления в гидро- и морфодинамике
северокаспийских мелководий. Например, становится понятным сильное
увеличение скоростей течений до 1 м/с, зафиксированное по многолетнем
измерениям на Астраханском приемном плавмаяке [17]. Известно, что в тех
68
случаях, когда регулярные течения совпадают по скорости и направлению с
достаточно сильными нагонными течениями, то суммарные скорости могут
увеличиваться на 30% [8]. В этой ситуации скорости движения в нагонной
волне под влиянием шельфовых волн могут значительно превысить сдвиговые
скорости для донных наносов, что приведет в конечном итоге к формированию
аккумулятивных форм рельефа, большое разнообразие которых наблюдается
на мелководных участках в Северном Каспии.
Резюмируя все вышеизложенное, можно сказать, что на предельно отмелых
шельфах из-за ограничения глубиной ветровое волнение не может развиться
в достаточной мере и влиять на климат береговой зоны. Вместе с тем наши
измерения показали, что основным динамическим фактором, влияющим на
рельефообразование, являются низкочастотные волны захваченного типа. По-
этому низкочастотные волновые движения должны стать предметом присталь-
ного внимания морских геоморфологов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ле Блон П., Майсек Л. Волны в океане. М.: Мир, 1981. 479 с.
2. Crawford Ж. /?., Thomson R. Diurnal-period continental shelf waves along Vancouver island: A
comparison of observations with theoretical models//! Phys. Oceanogr. 1984. V. 14. P. 1630—1646.
3. Holman R A., Sellenger A. H High-energy nearshore processes//Е. O. S. Trans. Amer. Geophys.
Union. 1986. V. 49. P. 1369—1371.
4. Bowen A. J., Inman D. L. Edge waves and crescentic bars//!. Geophys. Res. 1971. V. 76. P. 8662—8671.
5. Косъян P. Д., Пыхов H. В. Гидрогенное перемещение осадков в береговой зоне. М.: Наука,
1991. 280 с.
6. Ещенко Л. А., Шипилова Л. М. Волновые процессы на отмелых побережьях и их роль в
образовании аккумулятивных донных форм//Теоретические проблемы развития морских берегов.
М.: Наука, 1989. С. 11—17.
7. Ещенко Л. А,, Шипилова Л. М. О рельефообразующей роли шельфовых волн//Каспийское
море. Вопросы геологии и геоморфологии. М.: Наука, 1990. С. 87—96.
8. Ещенко Л. А. Экспериментальные исследования речных и морских вод на предустьевом взморье
бесприливного моря//Тр. ГОИН. 1991. Вып. 199. С. 120—137.
9. Ещенко Л. А., Шипилова Л. М. О причинах вариаций межгодовой активности динамики
береговой зоны//Эволюция берегов в условиях поднятия уровня океана. М.: Ин-т океанологии,
1992. С. 57—69.
10. Ещенко Л. А., Шипилова Л. М. Волновые процессы//Каспийское море. Гидрология устьев
рек, Терека и Сулака. М.: Наука, 1993. С. 43—47.
11. Ефимов В. В., Куликов Е. А., Рабинович А. Б., Файн И. В. Волны в пограничных областях
океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 280 с.
12. Ржеплинский Г. В., Назаратский Л. Н. Режим волнения шельфовых акваторий на примере
Черного моря//Метеорология и гидрология. 1974. № 1. С. 63—68.
13. Леонтьев О. К., Маев Е. Г., Рычагов Г. И. Геоморфология берегов и дна Каспийского
моря. М.: Изд-во МГУ, 1977. 209 с.
14. Кравцова В. И., Леонтьев О, К., Ушакова Л, А., Шипилова Л. М. Применение космических
снимков при составлении геоморфологических и литологических карт северо-восточной части
Каспия//Геолого-геоморфологические исследования Каспийского моря. М.: Наука, 1983. С. 139—146.
15. Гидрометеорологические условия шельфовой зоны морей СССР. Т. 2. Каспийское море. Л.:
Гидрометеоиздат, 1986. 267 с.
16. Левянт А. С. Моделирование и расчет сейш с применением конформного отображения морских
акваторий: Дис. канд. геогр. наук. ГОИН, 1991.
17. Скриптунов Н. А. Многолетние изменения течений в западной части Северного Каспия//Тр.
ГОИН. 1986. Вып. 168. С. 36—49.
18. Байдин С. С. Стадийность развития устьевой области реки//Тр. ГОИН. 1971. Вып. 104. С. 5—30.
19. Bowen A. J., Huntley D. A. Waves, long waves and nearshore morphology//Hydrodynamics and sedimentation
in wave-dominated coastal enviraments. Amsterdam; Oxford; New York; Tokyo, 1984. P. 1—13.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 3.12.93
69
LOW FREQUENCY WAVE MOVEMENTS AS RELATED
TO THE SHALLOW SEA FLOOR RELIEF
L. A. ESHCHENKO, L. M. SHIPILOVA
Summary
To elucidate relief-forming role of long waves, fluctuations of wave levels were measured continuously
throughout several days under conditions of both calm weather and all the phases of storm. The experiment was
carried out in a very gently sloping nearshore zone and revealed the scale of wave motions to be about 1 km,
which was in agreement with dimensions of most of constructional landforms on the sea floor. Another
experiments was performed on a shallow far from the coast. The analysis of currents, temperature and salinity
records suggested the water dynamics in the region to be under control of an anticyclonic vortex.
УДК 551.435.11(282.252.1)
© 1994 г. A. H. МАХИНОВ, P. С. ЧАЛОВ, А. В. ЧЕРНОВ
НАПРАВЛЕННАЯ АККУМУЛЯЦИЯ НАНОСОВ И МОРФОЛОГИЯ
РУСЛА НИЖНЕГО АМУРА
Река Амур в нижнем течении пересекает обширные низменности (Среднеамур-
скую, Удыль-Кизискую, Амуро-Амгуньскую) и разделяющие их невысокие горные
массивы — Сихотэ-Алинь, Мяо-Чан и Чаятынский хребет, чередуя широкопоймен-
ное русло с врезанным. Неодинаковая направленность и интенсивность тек-
тонических движений в пределах отдельных геологических структур предопре-
делили особенности строения долины, историю формирования и направленность сов-
ременных русловых процессов на различных ее участках. В течение всего кайнозоя
в долине Нижнего Амура преобладало накопление аллювиальных отложений [1],
компенсирующее прогибание земной коры. К концу позднечетвертичного времени
здесь сформировалась обширная аккумулятивная равнина, которая протягивается от
Малого Хингана до устья, прерываясь местами на участках горных пережимов. В
послеледниковье в нижнем течении Амура накопление наносов сменилось непро-
должительным врезанием реки. Русла Амура и его притоков углубились в поверх-
ность позднечетвертичной аккумулятивной равнины на 10—12 м, образовав уступ,
четко выраженный по обе стороны от современной поймы.
В середине голоцена на всем протяжении Нижнего Амура возобновилась
устойчивая аккумуляция наносов [ 2, 3]. К настоящему времени послеледниковый
врез наполовину заполнен аллювиальными отложениями. На отдельных участках
Среднеамурской и Удыль-Кизинской низменностей при высоких летне-осенних
наводнениях затапливается прилегающая к пойме поверхность озерно-аллю-
виальной равнины, в пределах которой формируется наложенная пойма.
Аккумулятивное развитие современного русла Нижнего Амура как прояв-
ление его направленных вертикальных деформаций [ 4] подтверждается анализом
изменений по длине реки стока наносов и кривых связей расходов воды и уровнем.
Сток наносов на Амуре сравнительно невелик. В Амурский лиман река ежегодно
выносит 14,9 млн. т твердого вещества. Эта величина меньше годового стока
наносов в районе Хабаровска, где он составляет 26,1 млн. т. Вниз по течению, к
Комсомольску-на-Амуре, он убывает на 20%, составляя здесь 20,7 млн. т и
отражая интенсивную аккумуляцию наносов в пределах Среднеамурской низмен-
ности. Пересекая во врезанном русле отроги Сихотэ-Алиня и принимая мно-
гочисленные горные притоки, Амур увеличивает сток наносов (до 23,3 млн. т у г/п
Богородское), но затем последний снова уменьшается как вследствие компен-
сационного накопления наносов в пределах погружающейся Удыль-Кизинской
низменности, так и благодаря подпорным явлениям из-за влияния приливов.
70
Рис. 1. Кривые Q = Д//) для гидропостов на Шилке
мольск-на-Амуре (В) и Богородское (Г)
— Часовая (А) и на Амуре — Хабаровск (Б), Комсо-
Кривые расходов воды Q = f(H) показывают, что за период наблюдений Гидро-
метслужбы (в среднем около 50 лет) на вышележащем участке реки и его притоках
имеет место устойчивая связь расходов воды Q и уровней Я (рис. 1, А); в створе
Комсомольска-на-Амуре, наоборот, прослеживается отчетливая тенденция повы-
шения уровней при равнообеспеченных расходах воды (рис. 1, В), на фоне которой
проявляются временные отклонения, связанные, очевидно, с перемещением круп-
ных песчаных гряд. Тенденция повышения уровней характерна и для самого
нижнего г/п Богородское (рис. 1, Г), расположенного в начале сужения долины в
нижнем конце Удыль-Кизинской низменности. Промежуточное положение
занимает г/п Хабаровск (рис. 1, Б): здесь благодаря впадению Уссури с очень
малым стоком наносов (всего 0,4 млн. т), а также дноуглубительным работам (по
трассе судового хода) и карьерным разработкам в русле преобладает процесс
понижения уровней: при расходе воды, соответствующем среднегодовому,—
почти на 80 см за период с 1945 по 1985 г.
Общий темп аккумуляции наносов на Нижнем Амуре оценивается в среднем
величиной 0,56—1,2 мм/год, что соответствует ежегодному накоплению на дне
долины (в русле и на пойме) ~6 млн. т наносов. Морфологически этот процесс
проявляется в формировании мощной пойменной фации аллювия, подошва кото-
рого лежит ниже среднемноголетнего уровня воды в реке; в образовании приусть-
евых озер (озер подтопления) практически на всех притоках Амура, начиная от
устья Сунгари, в том числе на участках врезанного русла, т. е. в устьях горных
рек, отделенных от русла главной реки прирусловыми валами (исключение со-
ставляют только устья Уссури и Сунгари — больших рек, собственная аккумуля-
ция наносов которых сопоставима с накоплением наносов на Амуре); в относи-
тельно более низком положении тыловой части поймы по сравнению с уровнем
воды в реке, вследствие чего при выходе притоков в долину Амура их воды ее
затопляют, образуя озерные разливы сложной формы в плане. Наиболее крупные
озера в низовьях притоков Амура совмещают в себе приустьевые озера и озера,
71
образовавшиеся вследствие затопления тыловых частей амурской поймы. Таковы
озера Болонь, Кизи, Удыль, соответствующие, по-видимому, также наиболее
пониженным блокам земной коры, Хумми, Джамунское и др.
Наиболее сложное строение долина Амура имеет в пределах Среднеамурской t
равнины. Центральная часть ее сложена разновозрастными аллювиальными от-
ложениями Амура; во время максимальной аккумуляции здесь располагались
обширные озера, выраженные в настоящее время в рельефе заболоченными пони-
жениями. Их аналогами являются формирующиеся при впадении притоков при-
устьевые озера-размывы, занимающие значительные части тыловой поймы.,
В устьях крупных притоков Амура (Уссури, Тунгуска, Анюй, Гур и др.)
сформировались конусы выноса размером до 40X50 км, сложенные галечниками
с включением валунов. Они пересекают равнину от предгорий до ее центральной
части, где «обрезаются» современной поймой Амура. По периферии равнины
широко распространены подгорные шлейфы, образованные слившимися кону-
сами выносов небольших горных рек и мощными толщами склоновых отложений.
Современная пойма Амура представляет собой чередование широких (до 30 км)
и узких (не более 10 км) фрагментов протяженностью 40—50 км. Наиболее
древние участки поймы, расположенные по ее периферии (в тыловой части),
характеризуются плоскими западинами, занятыми озерами округлой формы, и
общим слабым наклоном поверхности от русла в сторону тыловой части, причем
отметки поймы здесь могут быть ниже отметок русла в межень. В этом же
направлении увеличивается заозеренность поймы. Пойменная фация имеет мощ-
ность до 8 м.
Более молодые пойменные массивы характеризуются широким распростране-
нием в их пределах высоких песчаных валов (релок), имеющих эоловое происхож-
дение [ 3]. Однако в настоящее время эоловые процессы в долине Амура развиты
весьма ограниченно, особенно в низовьях реки (ниже с. Киселевки), поскольку
песчаные прирусловые отмели — основной источник формирования релок —
благодаря особенностям гидрологического режима (летне-осенний паводочный
период, связанный с муссонными дождями) находятся под водой в период откры-
того русла и, естественно, не перевеваются. Лишь зимой сильные ветры воздейст-
вуют на них, но сезонное промерзание препятствует активному проявлению
процесса. Релочный рельеф свидетельствует, очевидно, о несколько иных
климатических и гидрологических условиях формирования этой части поймы.
Между релками располагаются выположенные широкие гряды, плоские повер-
хности и изогнутые в плане понижения, большинство которых частично заполне-
но водой. Обычно к центру пойменного массива количество озер увеличивается.
Мощность отложений пойменной фации составляет 4—5 м.
Самые молодые пойменные образования на Среднеамурской низменности
представлены островами или фрагментами по краям более древних пойменных
массивов. Наиболее высокими в их пределах являются прирусловые валы: их
высота над поверхностью основной поймы составляет 2—3 м. Пойменные отло-
жения представлены суглинком мощностью до 1,5 м. Толщина слоя.наилка,
формирующегося за один средний по размерам паводок, в прирусловой части
поймы колеблется от 1 до 3 см, уменьшаясь к центру пойменного массива до
0,05—0,1 см. Исключительно большую роль в интенсивном пойменном осадкона-
коплении играет густая и высокая травянистая растительность.
Своеобразие морфологии дна долины определяется упомянутыми выше приус-
тьевыми озерами, образующимися в устьях притоков вследствие усиленной акку-
муляции наносов. При этом происходит повышение поверхности русла и поймы и
соответственно подпор воды в нижем течении притоков. Площадь наиболее крупных
озер достигает 300 км2. Впадающие в озера пойменные протоки Амура (иногда
четыре-пять) образуют дельты, которые, соединяясь друг с другом, оставляют меж-
ду собой на месте акватории водоема небольшие озера причудливой формы. Со
временем на месте приустьевого озера образуется своеобразный озерно-дельто-
вый пойменный массив, характеризующийся плоской поверхностью.
72
Рис. 2. Приустьевые озера на притоках Амура на участке врезанного русла
По мере роста площади озерно-дельтовой поймы и продолжающейся аккуму-
ляции наносов в долине Амура приустьевые озера постепенно вытесняются вверх
по долинам притоков или прижимаются к низкогорным выступам в долине, пре-
образуясь иногда в озеровидные расширения речного рукава. Отдельные озера
(Хумми, Гасси и др.) за время своего существования сместились на 7—10 км.
Наибольшие размеры имеет оз. Болонь в устье одноименного притока, отделенное
от Амура поймой шириной ~9 км.
Минуя Среднеамурскую низменность, Амур на протяжении 150 км пересекает
низкогорные сооружения, образованные отрогами Сихотэ-Алиня (с правого бере-
га) и Мяо-Чана (с левого берега). Долина реки сужается до 5—8 км, русло шириной
от 1,5 до 3 км становится врезанным. Склоны долины высотой 50—200 м сложены
палеозойскими осадочными толщами, устойчивыми к размыву.
Накопление наносов в горной части долины Амура также приводит к образо-
ванию подпрудных озер в устьях притоков. Но здесь, в горном сужении долины,
они имеют небольшие размеры (до 0,2X0,4 км) и вытянуты вдоль долин притоков
(рис. 2). Пойма представлена узкими островами и небольшими фрагментами вдоль
берегов, отделенными от склона долины пойменными протоками. Несмотря на
небольшие размеры пойменных массивов, в их пределах наблюдается несколько
высотных уровней, образование которых обусловлено не врезанием реки, а моло-
достью пойменных фрагментов, не достигших в своем развитии среднего уровня,
который имеет значительную высоту в условиях больших колебаний отметок
воды в горной части долины (до 8—10 м).
Между устьем р. Шелехова и о-вом Ургуту на протяжении 36 км долина Амура
пересекает локальное тектоническое поднятие. В устьях притоков отсутствуют
озера. Пойма имеет несколько уровней, наиболее высокий из которых расположен
выше предельного для данного участка реки. Соответственно и русловая фация
залегает гипсометрически выше, чем на пойме предельного высотного уровня.
Растительность представлена в основном более ксерофильными видами трав и
редким лесом, что для поймы Нижнего Амура вообще не характерно. Все это
свидетельствует о врезании русла на данном локальном участке; следствием его,
по-видимому, является увеличение стока наносов между гидропостами Комсо-
мольск и Богородское.
Выйдя из гор, Амур течет вдоль восточного края Удыль-Кизинской низмен-
ности, испытавшей в общих чертах то же развитие, что и Среднеамурская низмен-
ность. Отличие заключается в относительно большей роли озер, которые здесь
73
являются как современными, приустьевыми, имеющими очень большие размеры,
так и реликтовыми разного размера — до 10 км2, не соединенными с Амуром
постоянными водотоками (Круглое, Пальмука и др.). В геологическом строении
восточного обрамления низменности большую роль играют вулканические покро-
вы, представленные базальтами миоценового возраста. Амур местами подмывает
их, образуя невысокие (до 20 м) скалистые обрывы (окрестности сел Софийское,
Мариинское и др.).
Пойма Амура характеризуется чередованием узких и широких участков при
наибольшей ширине 20 км. Она преимущественно представлена островами раз-
ных размеров, причем основной фон образуют очень большие острова сложной
формы, связанные с своеобразными пойменно-русловыми разветвлениями реки.
Один из островов, ограниченный примерно равными по водности рукавами Ста-
рый и Новый Амур, имеет длину 60 км при ширине 12 км. Центральные части
островов обычно заняты мелкими озерами. Релки (древние эоловые валы) на
пойме встречаются редко, будучи погребенными вследствие интенсивной аккуму-
ляции наносов. Однако, поскольку накопление пойменных отложений шло со
стороны пологих нижних склонов релок, вершины их резко выделяются среди
выровненной поверхности поймы.
Пойменная фация, за исключением молодых пойменных островов, как правило,
имеет мощность 10—12 м и представлена плотными глинистыми суглинками с
редкими прослоями супеси и линзами погребенных торфяников, возраст которых, по
данным радиоуглеродного анализа, составляет от 9200±200 до 3050±Ю0 лет [5].
Предельный уровень поймы находится ниже относительно характерных отме-
ток воды по сравнению с поймой Среднеамурской низменности. Поэтому она
затапливается чаще и на более продолжительное время.
Между Удыль-Кизинской и Амуро-Амгуньской низменностями Амур пересе-
кает низкогорный Чаятынский хребет. Крутые склоны долины, покрытые местами
каменистыми осыпями, опираются на узкие (40—50 м) бечевники, перекрытые
слоем валунного материала. Ширина русла, занимающего все дно долины, не
превышает 1,5 км. Тем не менее в устьях притоков имеются небольшие озера,
отделенные от русла Амура высокими галечно-песчаными валами.
В пределах Амуро-Амгуньской низменности русло Амура формируется под
влиянием приливов, представляя собой уже его устьевую область.
Особенности геоморфологического строения долины и направленная аккуму-
ляция наносов в русле обусловливают, с одной стороны, чередование широкопой-
менных (в пределах Среднеамурской и Удыль-Кизинской низменностей) и врезан-
ных (при пересечении горных отрогов Сихотэ-Алиня и Мяо-Чана и ниже по
течению Чаятынского хребта) участков русла, а с другой — преобладание развет-
влений, которые лишь во врезанном русле иногда сменяются пологими врезан-
ными излучинами. Последние, в частности, характерны для участка между
устьем р. Шелехова и о-вом Ургуту, где река благодаря локальному поднятию
испытывает врезание.
Широкопойменное русло начинается выше слияния с Уссури, которое счита-
ется границей среднего и нижнего течения Амура. Непосредственно в узле
слияния Амур формирует устьевое разветвление (по морфодинамической схеме
узлов слияния рек Н. А. Никитиной и Р. С. Чалова [ 6]) типа дельты выполнения,
основу которой составляет о-в Амурский. Благодаря периодическим подпорам со
стороны Уссури при значительно большем стоке наносов главной реки последняя
аккумулирует наносы, а ее основной сток проходит в левом рукаве, образуя
длинное слияние (длина рукава 59 км), тогда как правый маловодный рукав
непосредственно соединяется с притоком и характеризуется переменным направ-
лением течения — из Уссури в Амур, когда он находится в подпоре, и из Амура в
Уссури при обратном соотношении условий взаимодействия. Аналогичное дель-
товое разветвление формирует Обь при слиянии с Томью [ 7].
После слияния с Уссури ширина Амура на неразветвленных отрезках между
островами возрастает до 2400—3200 м и лишь у Комсомольска-на-Амуре перед
74
входом в сужение сокращается до 800—1000 м. В разветвлениях суммарная
(вместе с островами) ширина реки (не считая пойменной многорукавности, кото-
рая здесь очень хорошо развита) достигает 7,5 км. Таково пойменно-русловое
разветвление 1 у г. Амурска, где река разделяется на протоки Галбон и Дин-
нинскую с островом длиной 14,5 км.
Непосредственно возле Хабаровска, начиная от о-ва Амурского в узле слияния
с Уссури, Амур протекает в почти 20-километровом прямолинейном русле у
правого коренного берега с односторонними разветвлениями, вытянутыми вдоль
левобережной поймы, в свою очередь расчлененной пойменными протоками. Оги-
бая мыс правого коренного берега и имея ниже по течению двустороннюю пойму,
он образует сопряженную систему разветвлений из трех звеньев (о-ва Лесной —
Оборский — Бухтинский); в узлах сопряжения рукавов развиты вторичные раз-
ветвления, в которых главное течение на перевале потока от одного берега к
другому располагается то слева, то справа от островов. Далее вниз по течению
река следует до Сарапульского мыса вблизи правого коренного берега, образую-
щего фестоны между выступающими в реку мысами. В скальных обрывах этих
мысов обнажаются базальты и граниты; правый берег между мысами сложен
осадочно-метаморфическими породами. Фестоны заполнены молодой поймой и
отмелями, вследствие чего береговая линия относительно выровнена. В левобе-
режной части русла развита цепочка прибрежных островов, составляющих одно-
сторонние разветвления.
Охарактеризуем долину Амура между Сарапульским мысом и сужением у
Комсомольска-на-Амуре: до 743 км (считая от устья) — чередующиеся односто-
ронние разветвления, образованные несколькими группами островов, последова-
тельно располагающимися у левого и правого берегов; у о-вов Галечная коса из-за
большой кривизны огибающего их рукава (Zp > 1,6 L) произошло развитие спрям-
ляющей их протоки, в которую перешло главное течение реки, а сами острова
оказались посередине реки; 743—722 км — неразветвленное русло, огибающее
коренной мыс правого берега у с. Троицкого; 722—693 км — пойменно-русловое
разветвление о-вом Бандареи с вторичным разветвлением в устье правого (судо-
ходного) рукава; 693—630 км — сопряженные и одиночные разветвления; 630—
595 км — пойменно-русловое разветвление в районе г. Амурска с основными
рукавами, характеризующимися вторичными разветвлениями, в правом рукаве —
Диппинской протоке — они образуют сопряженную систему; 595—583 км — соп-
ряженное разветвление; 583—569 км — прямолинейное русло с одиночным раз-
ветвлением у г. Комсомольска-на-Амуре.
Между Комсомольском-на-Амуре (569 км) и с. Киселевка (382 км) распо-
лагается связанный с отрогами Сихотэ-Алиня участок врезанного русла Амура,
иногда прерывающегося местными расширениями, в которых русло имеет
адаптированный характер. Наряду с пологими врезанными излучинами здесь
распространены одиночные и односторонние разветвления, в расширениях —
сопряженные разветвления. Впадающие в Амур горные реки образуют конусы
выноса, огибая которые поток создает извилистость динамической оси.
Удыль-Кизинский участок Амура с широкопойменным руслом начинается
одиночным Циммермановским узлом разветвления, за которым следуют системы
сопряженных разветвлений. Узлы сопряжения рукавов приурочены к скальным
мысам правого берега, возле которых русло сужается; ниже таких мысов
(Бульбинского, Калинского и др.) помимо основного разделения русла на рукава
располагаются истоки пойменных ответвлений.
На 299—209 км (от устья) находится самое крупное на нижнем Амуре поймен-
но-русловое разветвление. Левый рукав — Старый Амур имеет протяженность 85 км,
правая Мариинская протока (Новый Амур) — 90 км. Старый Амур, в свою оче-
редь, в верхней части разделяется на систему сопряженных разветвлений из
четырех звеньев; в нижней части русло его прямолинейное с шахматным распо-
1 Названия типов русел даются по морфодинамической классификации МГУ [8].
75
ложением побочней. Мариинская протока отличается большим разнообразием
типов русла (она меандрирует с образованием прорванных излучин, разветвляет-
ся на рукава, образует вынужденные излучины у правого коренного берега —
возле резко вдающихся в русло мысов). При слиянии Старого Амура с
Мариинской протокой река собирается в едином русле с глубинами 26—28 м.
Перед Чаятынским сужением у с. Богородского располагается сложное одиночное
разветвление, образованное группой островов посредине реки. В сужении длиной
~50 км Амур имеет прямолинейное врезанное русло, завершающееся пологой
врезанной излучиной. В устьях горных притоков по обоим берегам реки развиты
приустьевые озера, что отличает этот участок врезанного русла от участка между
устьем р. Шелехова и о-вом Ургуту (Комсомольско-Кисилевское сужение).
В целом на Нижнем Амуре (от Хабаровска до выхода из Чаятынского сужения
включительно) абсолютно преобладает разветвленное русло, причем на долю
пойменно-русловых разветвлений приходится 20% его длины (при трех узлах
разветвлений этого типа); на одиночные разветвления — 25%, из которых 20%
составляют сложные, составленные из нескольких островов, и лишь 5% — пред-
ставленные одним островом; на сопряженные разветвления — 20% (поровну про-
стые и сложные). Из остальных 45% длины русла большая часть приходится на
односторонние или чередующиеся односторонние разветвления широкопоймен-
ного русла: в них отчетливо выделяется один главный рукав, в котором сосредо-
точен основной сток реки, а острова располагаются соответственно цепочкой
вдоль одного из берегов, как правило пойменного, или группами в шахматном
порядке последовательно у обоих берегов. Первый случай характерен для участ-
ков, где река проходит вдоль коренного берега, второй — для условий двусторон-
ней поймы. Неразветвленным — прямолинейным или с пологими излучинами —
является только врезанное русло, в основном в Чаятынском сужении, а также на
коротком широкопойменном участке у г. Хабаровска, где его формирование свя-
зано как с наличием правого коренного берега, так и с влиянием «осветленного»
потока Уссури. На всем протяжении, кроме беспойменных участков врезанного
русла, река сопровождается пойменной многорукавностью, представленной слож-
ной сетью ответвлений, многие из которых соизмеримы по водности с основным
руслом.
Усредненные морфометрические характеристики основных узлов разветв-
лений (кроме односторонних) различаются в широкопойменном и врезанном
русле, а также особо в пойменно-русловых разветвлениях, где они составляют
одиночные и сопряженные узлы второго порядка (таблица). Первое связано с
резким возрастанием удельного руслоформирующего расхода воды в сужениях
долины и соответственно с увеличением транспортирующей способности потока
вплоть до формирования неразветвленного русла или врезания реки при пересе-
чении поднятия (устье р. Шелехова — о-в Ургуту). Характерно, что в Чаятынском
сужении, где стеснение русла особенно велико (до 900 м — минимальная величина
на Нижнем Амуре), островов нет, хотя здесь налицо все другие признаки аккуму-
ляции наносов (например, приустьевые озера). В то же время на участке поднятия
и врезания русло в основном более широкое, четковидной формы в плане (ширина
от 1100 до 3000 м), с островами, приуроченными к расширениям, и пойменными
протоками при наличии массивов поймы. Все узлы разветвления во врезанном
русле простые, т. е. представлены одним островом каждый. В пойменно-русловых
разветвлениях размеры вторичных разветвлений меньше, чем на остальных уча-
стках широкопойменного русла, что объясняется разделением потока по основ-
ным рукавам. При этом они характеризуются, как и во врезанном русле, большей
удлиненностью (кроме сложных одиночных разветвлений).
Для большинства ввдов разветвлений как врезанного, так и широкопойменно-
го русла характерна удлиненная форма островов, т. е. Z0/Z>0 < 3—4 (исключение
составляют простые одиночные разветвления широкопойменного русла, у кото-
рых Z0/Z>0 3). Согласно Р. Д. Комару [9], при Z0/Z>0 = 3—4, что соответствует
76
Средние значения морфометрических характеристик разветвленного русла Нижнего Амура
Тип русла Разветвления
одиночные сопряженные
простые сложные простые сложные
lo/bo 5Р L lo/bo Вр L lo/bo Вр L lo/bo Вр L
Широкопойменное 2,7 4,4 6,5 4,4 4,4 20,5 3,6 4,6 14,0 4,8 3,7 11,8
Пойменно- 5,3 3,2 5,7 3,3 3,4 12,0 — — 6,1 3,2 6,4
русловые разветвления Врезанное 4,4 2,2 3,0 4,8 4,4 7,8 —
Примечание. 1о — длина острова, Ьо — его ширина, Вр — суммарная (вместе с островами) ширина
русла; L — длина узла разветвления.
каплевидной форме островов, последние создают минимальное сопротивление
потоку. При меньших значениях велико сопротивление формы, при больших —
сопротивление трения. В первом случае острова растут в ширину за счет развития
излучины одного из рукавов; во втором случае происходит удлинение острова как
со стороны ухвостья, где постоянно формируется коса, так и с оголовка. Послед-
нее является отражением направленной аккумуляции наносов [10], вызывающей
регрессивный рост острова. Конечной формой такой эволюции разветвлений
является, очевидно, их трансформация в пойменно-русловую разновидность, пос-
кольку удлинение приводит к автономному развитию каждого из рукавов, их
вторичному разветвлению или меандрированию, приобретению островом слож-
ной формы и больших размеров. Подобные формы русла, но еще без их опреде-
ления были описаны на Средней Оби, русло которой формируется в условиях
аккумуляции наносов [11], и на Киренге — реке с высоким стоком галечных
наносов, где они приурочены к перевалам русла от одного борта долины к другому
и пересечению осей пойменного и руслового потоков, т. е. связаны с местными
условиями аккумуляции.
Таким образом, систематическая аккумуляция на Нижнем Амуре доказывает-
ся балансом наносов по длине реки, анализом кривых Q == ДЯ) и рядом морфо-
логических признаков (приустьевые озера на притоках, превышение уровня воды
в межень над тыловыми частями поймы). В этих условиях практически повсеме-
стно (за исключением наиболее суженных участков врезанного русла и непосред-
ственно ниже слияния с Уссури) формируются различные типы разветвлений с
преобладанием сложных их форм. Специфической их разновидностью являются
пойменно-русловые разветвления, в которых основные рукава на всем их протя-
жении характеризуются вторичными разветвлениями. Образование пойменно-
русловых разветвлений объясняется условиями аккумуляции наносов. Последняя
также способствует развитию пойменной многорукавности, встречающейся даже
на участках врезанного русла с узкой поймой.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ахметьева Н. П. Палеогеография Нижнего Приамурья. М.: Наука, 1977. 112 с.
2. Аваряскин Л. П. Избыточная аккумуляция наносов Нижнего Амура и ее некоторые гидролого-мор-
фологические проявления//Вопросы географии Дальнего Востока. Т. 2. Хабаровск: Хабар, гос. пед.
ин-т, 1976. С. 11—20.
3. Махинов А. Н. Русловые процессы и формирование поймы в условиях устойчивой аккумуляции
наносов в долине реки//Геоморфология. 1990. № 3. С. 75—84.
4. Чалов Р. С. Главные виды русловых деформаций, формы их проявлений и особенности соотношений
в различных природных условиях//Докл. секции русловых процессов Научного совета
«Каспийское использование и охрана водных ресурсов ГКНТ». Вып. 1. Общие вопросы теории
руслового процесса. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. С. 100—113.
77
5. Сохина Э, Н. Разрез новейших отложений Нижнего Приамурья. М.: Наука, 1978. 106 с.
6. Никитина Н. А.,, Чалов Р. С. Узлы слияния рек и их морфологические типы//Геоморфология.
1988. № 4. С. 64—70.
7. Никитина Н. А. Русловые процессы в узлах слияния рек: Автореф. дис. ... канд. геогр.
наук. М.: МГУ, геогр. ф-т, 1989. 20 с.
8. Чалов Р. С. Принципы типизации, морфологии и деформации русел равнинных рек//Эрозионные
и карстовые процессы на территории центра Русской равнины. М.: Изд-во ГО СССР, 1987.
С. 3—27.
9. Komar Р. D. Shapes of etreamlined islands on the Earth and Mars: Experiments and analyses of
the miniinym-drag form//Geology. 1983. № 11. P. 651—654.
10. Маккавеев H. И., Чалов P. С. О морфологических принципах современной аккумуляции в
речной долине//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1963. № 3. С. 84—89.
11. Русловой режим средней Оби. М., 1969. 146 с.— Деп. в ВИНИТИ № 1250-69.
12. Белый Б. В., Беркович К. М., Борсук Ог А. и др. Морфология, динамика и регулирование
русла р. Киренги в связи с транспортным освоением зоны БАМ//Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 7. М.: Изд-во МГУ. 1979. С. 119—135.
Институт водных и экологических Поступила в редакцию
проблем ДВО РАН, 17.03.93
Московский государственный университет
Географический факультет
PROGRESSIVE ALLUVIATION AND CHANNEL MORPHOLOGY
IN THE LOWER REACHES OF THE AMUR RIVER
A. N. MAKHINOV, R. S. CHALOV, A. V. CHERNOV
Summary
The paper considers specific features of channel morphology related to progressive alluviation within
the lower reaches of the Amur River. The progressive character of the process is argued on the basis
of sediment budget along the river, analysis of water discharge versus level graphs, and some morphological
elements (such as dammed lakes in tributary mouths). Evolution of channel furcation is traced within
valley sections with broad floodplain or incised channels. A new type of furcation is described, that is
floodplain-channel furcations which are characteristic of rivers in the process of alluviation.
УДК 551.435.11(571.15)
< © 1994 г. И. H. ПАВЛОВ
МОРФОЛОГИЯ РУСЕЛ РЕК РАВНИННОЙ ЧАСТИ
АЛТАЙСКОГО КРАЯ
Практически все равнинные реки Алтайского края протекают в условиях
свободного развития русловых деформаций и обладают широкопойменными
руслами, характеризующимися небольшими (до 0,1%) уклонами. Вместе с
тем, дренируя сухие степи с разреженной гидрографической сетью (Ку-
лундинская степь, Степное плато) и обводненные лесные районы с повы-
шенной густотой речной сети (Лесное Заобье), они отличаются в разных
частях края водоносностью. Одни из них берут свое начало в Горном
Алтае, другие полностью формируют свой сток на равнине. Большинство
из них относится к бассейну Оби; на западе края выделяется область
внутреннего стока — бассейны Бурлы и Кулунды. Все это определяет
различия в морфологии и морфометрии русел. Хотя преобладает один
морфологический тип русла — извилистый (меандрирующий) [1], но излучины
78
Таблица 1
Распространение морфологических типов русел рек равнинного Алтая от общей длины рек, %
Морфологический тип русла По региону в целом По районам
Кулун- динский Приоб- ский Пред- алтай- ский Бие- Чумыш- ский
Врезанные излучины 3,0 — 0,9 0,2 1,9
Вынужденные и адаптированные излучины 14,0 — 7,0 1,5 5,3
Свободные излучины 55,1 7,2 8,1 9,3 30,5
Относительно прямолинейное 1,2 — 0,3 0,5 0,4
Разветвленное 0,6 — — 0,6 —
Пассивно-приспособленное 26,1 13,1 12,2 0,8 —
представлены различными видами и прерываются местами разветвлениями и
прямолинейными участками.
Самая большая река края Обь — транзитная. Она отличается индивиду-
альным характером руслоформирующей деятельности, что отражено в мно-
гочисленных статьях [2, 3 и др.].
По особенностям русел и руслового режима равнинный Алтай (без Оби)
подразделяется на четыре района: Кулундинский, Приобский степной, Пред-
алтайский и Бийско-Чумышский [4]. На свободномеандрирующие русла
приходится 55,1% от общей длины рек края (табл. 1). Второе место по
распространенности занимают своеобразные пассивно-приспособленные рус-
ла. Они характерны для рек боровых ложбин, расчленяющих степные
районы Кулунды и Приобского плато. Эти реки осваивают днища бывших
озер или протекают через болота и сохранившиеся среди обширных тор-
фяно-глинистых пойм озера. Таковы русла Бурлы и Кулунды,. верхнего
течения Барнаулки и Касмалы. В среднем и нижнем течении две последние
реки, впадающие в Обь, образуют в пределах боровых ложбин глубокие,
четко выраженные долины с широкой поймой, сужающиеся к устью по
мере врезания рек и приближения к базису эрозии. Пассивно-приспособ-
ленное русло характеризуется изгибами неправильной и очень разнообразной
формы и кривизны, не связанной с шириной русла, водоносностью реки
и другими определяющими факторами. Все притоки основных рек здесь
деградируют из-за избыточного поступления наносов, вызванного активной
эрозией почв на водосборах [5].
Разветвления и относительно прямолинейные участки русел на равнинных
реках Алтая составляют всего 0,6 и 1,2% соответственно; по мере
приближения к Салаирскому кряжу, Горному и Рудному Алтаю на реках,
с них стекающих, появляются вынужденные и адаптированные, а затем и
врезанные излучины.
Исследование морфологии меандрирующих русел и связи их параметров
с определяющими факторами выполнено для Чумыша, Алея, Чарыша, Ануя
и Песчаной — рек, берущих начало в горном обрамлении равнинного Алтая
и пересекающих Бийско-Чумышский (Чумыш), Приобский степной (Алей) и
Предалтайский (остальные реки) районы (табл. 2). Критерием для выделения
излучины принято выражение l/L^ 1,15, где I — длина русла по излучине,
L — шаг излучины [6]. При Z/L<1,15 русло считается прямолинейным, так
как в этом случае не возникает типичная для излучин поперечная циркуляция
на изгибах русла и не развиваются меандры.
79
Таблица 2
Основные гидрологические характеристики исследуемых рек
Река, пост Расстояние от истока, км Площадь бассейна, км2 Средний многолетний расход воды, м/с Длина реки, км
р. Чумыш, пост Тальменка 570 20600 137,0 644
р. Алей, Хабазино 807 20800 34,0 853
р. Чарыш, совхоз Чарышский 483 20700 189,0 565
р. Ануй, с. Старо-Тырышкино 328 6850 36,9 338
р. Песчаная, с. Точильное 225 4720 31,6 279
Каждая река была разделена на участки, однородные по водоносности;
границы между ними соответствовали местам впадения крупных притоков.
За верхнюю границу участков для всех рек был принят переход от
полугорного русла к равнинному. В равнинной части течения Чумыша,
имеющего бассейн грушевидной формы, большое число притоков, харак-
теризующейся существенным нарастанием расхода воды по длине реки
(рис. 1, а\ выделено шесть участков. Алей в равнинной части имеет
Рис, I, Изменение водоносности по длине реки в равнинной
части:
а — Чумыш, б — Алей. I—VI — номера участков
бассейн ленточной формы и незначительное количество притоков, поэтому,
несмотря на большую протяженность, он разделен на три участка (рис. 1, б).
Чарыш, Ануй и Песчаная лишь в своем нижнем течении пересекают
Предалтайское плато, затем их бассейны протягиваются узкими полосками
вдоль переднего фаса Алтая и, наконец, почти под прямым углом пово-
рачивают к Оби. Изменения водности по длине рек невелики. При этом
бассейн Чарыша — грушевидной формы, Ануя и Песчаной — ленточной.
Из-за сравнительно небольшой протяженности и малой приточности Чарыша
и Песчаной на них выделено три, а на Ануе — два участка.
В пределах каждого участка определялись радиусы кривизны излучин,
которые были разбиты на группы со средним радиусом через 100 м (100,
200, ..., 800 м), подсчитана сумма длин русла по излучинам ^7ИЗЛ с данным
радиусом кривизны и определена их доля в процентах от общей длины
участка (табл. 3). После исключения из общей длины прямолинейных участков
были построены диаграммы распределения излучин разных радиусов кривизны,
80
Таблица 3
Доля прямолинейных отрезков и длин русла по излучинам с разными радиусами кривизны
от общей длины участков рек, %
Радиус Чумыш Чарыш
кривизны, м VI
I* II III IV V 1 II III
100 13,4 6,2 5,1 1,3 — — — — —
200 24,6 18.3 6,4 6.8 2,4 — — — 11,6
300 18,0 19,8 11,2 9,4 3,7 4,5 14,5 5,2 12,3*
400 9,3 26,5 14,9 10,3 9,8 9,8 45,2 17,0 7,7
500 8,0 8,5 19,4 11,1 11,3 11,6 14,2 40,0 12,4
600 6,0 3,5 16,7 13.9 12,1 7,1 12.2 17.3 22,2
700 — — 13,2 10,1 15,0 5,7 7,8 9,3 7,5
800 — — — 6,6 17,0 11,1 — 6,9 5,0
900 — — — 5,6 6,1 11,3 — — 2,8
1000 — — — 4,8 5,5 15,6 — — 2,1
1100 — — — 4,4 5,4 8,1 — — 1,9
1200 — — — 1,9 3,5 6,3 — — . 2,8
1300 — —— — 4,8 3,7 2,8 — -— 3,5
1400 — — — — 2,5 3,1 — — 4,9
1500 — — — — — 3,0 — — —
Прямолиней- ное русло 20,7 17,2 13,1 9,0 2,0 — 6,1 4,3 3,3
Радиус кривизны Алей Песчаная Ануй
I II III I 11 III I II
100 49,4 28,6 — 25,2 9,1 10,5 17,3 18,8
200 23,6 36,2 20,7 37,4 23,7 16,9 38,3 25,2
300 21,8 20,4 27,0 27,0 39,1 22,4 23,3 31,2
400 — 10,6 24,2 — 13,4 24,8 17,2 21,8
500 — — 14,9 — 7,1 13,9 — —
600 — — 10,4 — 3,6 9,8 — —
Прямолинейное русло 5,2 4,2 2,8 10,4 4,0 1,7 3,9 3,0
I—VI — участки.
на которых по оси абсцисс откладывались значения радиусов кривизны,
а по оси ординат — доля русла с излучинами данного радиуса (в % от
суммы длин всех излучин на участке). Это дает возможность выделить
излучины с наиболее характерным радиусом кривизны для каждого
участка реки.
На Чумыше (рис. 2, а) преобладающий радиус кривизны излучин закономерно
растет от 200 м на первом участке до 1000 м на шестом в соответствии с
увеличением водности реки. Начиная с четвертого участка появляются одиноч-
ные излучины больших радиусов (800—1500 м) и пологой формы (Z/L—1,15—
1,20). В то же время исчезают излучины с радиусом кривизны 100—200 м,
81
Рис. 2. Диаграммы распределения излучин разных радиусов кривизны:
а — Чумыш, б — Чарыш. I—VI см. рис. 1
а диапазон наиболее распространенных излучин возрастает в 2—3 раза. На
шестом участке появляются также сегментные излучины (//L=l,2—2,0) с
преобладающим радиусом кривизны в 500 м, формирующиеся на крыльях
петлеобразных излучин с При их сближении петлеобразные излучины
спрямляются и образуются пологоизвилистые участки.
Аналогичная ситуация на Чарыше (рис. 2, б), где от первого участка к
третьему преобладающий радиус кривизны излучин увеличивается от 400 до
600 м; на третьем (приустьевом) участке появляются отдельные пологие излучины
больших радиусов (900—1500 м) с небольшим весовым коэффициентом, а также
крутые излучины с радиусом кривизны 300 м. Таким образом, на диаграммах
отражены два ведущих для свободного меандрирования процесса: увеличение
преобладающего радиуса кривизны излучин вниз по течению, связанное с
изменением водности по длине реки; развитие излучин, сопровождающееся
образованием петлеобразных форм и их спрямлением. В то же время пребладающие
радиусы кривизны излучин Чарыша меньше, чем на Чумыше, несмотря на
большую водность первого. Очевидно, на это повлияли положение рек в разных
природных регионах Алтая, различная форма их бассейнов и т. д. Подобное
влияние хорошо иллюстрируется анализом зависимости п=ЛС0), где бо — средний
многолетний расход воды на гидрологическом посту на данном участке реки, а
г — радиус кривизны излучины: излучины одинакового радиуса кривизны
формируются потоками, расходы воды которых отличаются в 2—2,5 раза (рис. 3).
Компактную группу точек на графике связи г = f(Q0) дают Алей и Ануй, близкие
по водности в своей равнинной части. Для всех рек зависимость прямо пропорциональ-
на, что отличает ее от известных степенных соотношений типа r = j[Ql\ где и<1
[7]. По-видимому, это объясняется различиями в выборе величины г; обычно
радиус принимается средним для участка реки; в данном исследовании он определен
как преобладающий по диаграммам распределения длин излучин.
На Алее преобладающий радиус кривизны излучин растет от 100 м на
первом до 300 м на третьем участке (рис. 4, а); на Ануе — от 200 м на
82
Рис. 3. Зависимость преобладающего радиуса кривизны излучин от среднего
многолетнего расхода воды г = ЛС0) для участков рек: 1 — Алей, 2 — Ануй, 3 —
Чумыш, 4 — Чарыш
Рис. 4. Диаграммы распределения излучин различных радиусов кривизны: а - Алей, б —
Ануй, в — Песчаная. I—III см. рис. 1
первом до 300 м на втором участке (рис. 4, б); на Песчаной — от 200 м на
первом до 400 м на третьем участке (рис. 4, в). По сравнению с Чумышем
и Чарышем эти реки характеризуются более простыми диаграммами расп-
ределения, хотя и у них вниз по течению возрастает доля излучин с радиусами
кривизны 500—600 м, больших в 1,5 раза, чем преобладающие.
83
Таблица 4
Коэффициенты корреляции и параметры уравнении
регрессии зависимости радиусов кривизны излучин от шага излучин
Река R и b
Алей 0,80 0,5 23,2
Чумыш 0,84 0,4 73,8
Чарыш 0,89 0,5 49,5
Ануй 0,89 0,5 9,4
Песчаная 0,80 0,5 -2,2
Доля прямолинейных отрезков русла (табл. 3), встречающихся практически
на всех равнинных участках рек, уменьшается вниз по течению, что свиде-
тельствует об общей активизации меандрирования в этом направлении.
Морфологические параметры излучин связаны между собой определенными
соотношениями, которые также дифференцируются по конкретным рекам и
природным регионам. Для зависимости г = f(L) были рассчитаны коэффициенты
корреляции и параметры уравнений регрессии R, а, Ь, (табл. 4, рис. 5). Для
Рис. 5. Уравнения регрессии для зависимости радиусов кривизны излучин от
шага излучин для рек равнинной части Алтайского края: 1 — Чарыш, 2 — Алей,
3 — Ануй, 4 — Песчаная, 5 — Чумыш
Чарыша, Алея, Ануя и Песчаной — левобережных притоков Оби, пересекающих
степное Предалтайское плато, характерно одно значение параметра а = 0,5.
Чумыш, протекающий по лесному Заобью, в отличие от них, имеет а = 0,4.
Значения параметра b для каждой реки индивидуально.
Для Чумыша, как для наиболее освещенной в гидрологическом плане
реки, была построена зависимость преобладающего радиуса кривизны излучины
г от отношения 0о/1, где I — средний уклон на участке (рис. 6), которая
аппроксимируется выражением: r= 12 (Qj,//)0,64.
Выполненное исследование морфологии русел равнинных рек Алтая на
основе модифицированного приема выделения излучин с преобладающим
84
Рис. 6. Зависимость преобладающего радиуса кривизны излучин от отношения
среднего многолетнего расхода воды к среднему уклону для участков р. Чумыш
радиусом кривизны позволило выявить закономерности их изменения по
длине рек в зависимости от определенных природных условий, среди которых
прежде всего водоносность реки и форма ее бассейна.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Корсаков А. Б., Павлов И. Н., Рулева С. Н. и др. Создание региональных карт русловых
процессов на реках в масштабе 1:1 000 000 (на примере Алтайского края)//Вестн. МГУ. Сер. 5.
География. 1991. № 3. С. 73—79.
2. Беркович К. М., Гаррисон Л. М., Рулева С. Н., Чалов Р. С. Морфология русла и русловые
деформации Верхней Оби//3емельные и водные ресурсы: противоэрозионная защита и
регулирование русел. М.: Изд-во МГУ, 1990. С. 95—120.
3. Попов И. В. Применение морфологического анализа к оценке общих русловых деформаций
р. Оби//Тр. ГГИ. 1962. Вып. 94. С. 22—86.
4. Брюханов В. А., Рулева С. Н., Чалов Р. С. Районирование Алтая по факторам и формам проявления
русловых процессов на реках//География и природные ресурсы. 1991. № 2. С. 96—104.
5. Русловые процессы на реках Алтайского края. Карта масштаба 1:1 000 000. М.: Комитет геодезии
и картографии СССР, 1991. 1 л.
6, Иванов В. В., Чалов Р. С. Прямолинейные неразветвленные русла как морфодинамический
тип//Геоморфология, 1991. № 2. С. 67—72.
7. Маккавеев Н. И., Чалов Р. С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 14.07.93
CHANNEL MORPHOLOGY OF PLAIN RIVERS OF THE ALTAI
TERRITORY
I. N. PAVLOV
Summary
To study channel morphology of freely meandering rivers on the plains of the Altai Territory a
modified technique has been applied, which involved determination of prevailing radii of meander
curvature within hydrologically uniform segments of channel. It appeared that the prevailing radius
values change systematically along the river and depend on regional conditions, primarily on the river
discharge and drainage basin configuration. Those conditions influence also relationship between meander
parameters.
85
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
Июль — Сентябрь
1994
ХРОНИКА
© 1994 г. Г. Ф. УФИМЦЕВ
ВПЕЧАТЛЕНИЯ ОТ ПОЕЗДКИ В КАНАДУ НА ТРЕТЬЮ
МЕЖДУНАРОДНУЮ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКУЮ КОНФЕРЕНЦИЮ
В этой заметке автор представляет не хронику, а именно впечатления от конференции и сопутству-
ющих ей явлений и событий.
Для поездки ученых из бывшего СССР на Третью международную геоморфологическую конфе-
ренцию (23—29 августа 1993 г. Канада, Онтарио, г. Гамильтон) международный научный фонд (фонд
Сороса) выделил «командировочный» грант 0294 на 8 человек, которые могли принять участие в работе
конференции. Реализовали предоставленную возможность четверо: А. П. Кулаков (Тихоокеанский
институт географии ДВО РАН), В. М. Яцухно (Белорусский университет), А. О. Селиванов (Институт
водных проблем РАН) и автор этих строк (Институт земной коры СО РАН). Вспомним, что на первой
конференции в Манчестере из СССР был один человек, на второй во Франкфурте-на-Майне — два
человека, а в Гамильтоне уже четыре. Налицо рост в геометрической прогрессии. Моя поездка в Канаду
стоила около 5—5,5 млн. руб., и только 65 тыс. руб. из них оплатил Институт земной коры, а остальные
расходы взял на себя фонд Сороса.
Основная работа по организации и проведению Третьей международной геоморфологической кон-
ференции была выполнена проф. Дереком Фордом и Брайаном Мак Канном, при которых были один
человек «для всех поручений» и группа студентов. Последние четко осуществляли все регистрационные
процедуры, работали на демонстрационных приборах, поставляли чай, кофе и напитки и вообще делали
все, что необходимо. Их было немного, и они всегда были в работе — неспешной, но эффективной.
Конечно, большую работу проводил весь международный оргкомитет по составлению программы,
проведению экскурсий и т. п.
По своему характеру и объему (более 700 участников из 60 стран мира) Третья международная
геоморфологическая конференция была в сущности лишь средней сложности международным научным
конгрессом, и в ее пленарные общие заседания вместилась лишь незначительная часть программы.
Большая часть научных докладов (в объемистый том официальных публикаций конференции включены
тезисы 769 докладов, и большинство из них было представлено) была заслушана на секционных
заседаниях, число которых в разные дни менялось от 6 до 12. Обычно на заседаниях присутствовало от
20 до 40 человек. Перечислять тематику всех секций было бы утомительно, и с общим содержанием
докладов следует знакомиться через опубликованные тезисы. Но перечисление названий основных
секций может дать общее представление о современных тенденциях развития мировой геоморфологии.
Утром 24 августа после церемонии открытия конференции заседали семь секций: флювиальной
геоморфологии, оползневых процессов и массовых смещений, эрозии почв, полевых экспериментов,
методов исследования, геоморфологии берегов, природной опасности. После обеда вели работу уже 12
секций. К упомянутым выше добавились секции моделирования, тектонической геоморфологии, лёссов
и эоловых процессов, перигляциальных форм рельефа и др.
Если оценивать содержание докладов в целом, то явно видна их практическая направленность,
достаточно узкая специализированность и в большинстве территориальная ограниченность. Всему
этому сопутствуют детальная проработанность темы исследования и хорошее представление получен-
ных материалов. Все это, видимо, характеризует общую тенденцию в развитии геоморфологических
исследований за рубежом: преимущественно выполняются работы с достаточным финансовым обеспе-
чением. В России эта тенденция, видимо, будет тоже усиливаться в связи с известными преобразо-
ваниями и сокращением ассигнований на «чистую науку». В этом имеются свои плюсы и минусы, о
которых я надеюсь сказать ниже.
Доклады обычно сопровождались хорошим иллюстративным материалом на слайдах, и потому вся
работа проходила в затемненных помещениях. Лично мне это не нравится. В научном докладе всегда
присутствуют две направленности: театральность и академичность, и первая из них безусловно преоб-
ладает при работе со слайдами, а затемнение помещения часто вызывает в докладчике излишнюю
раскованность. Пожалуй, главное, что здесь теряется это дух соревновательности между до-
86
кладчиком и аудиторией, что позволяет первому изменить свою роль и превратиться в лектора. Мне
кажется, что традиционное представление докладов более соответствует духу науки, но это, конечно же,
мое субъективное мнение.
Мне пришлось своим докладом «Удивительное время рельефа» открывать вечернее заседание
секции моделей и моделирования в геоморфологии 24 августа. Согласитесь, что при нашем обычном
знании английского языка сделать доклад на нем довольно тяжко. Предварительная разведка
аудитории, где заседала секция, расставила все на свои места и внесла полное успокоение — я увидел
диаскоп и прочие демонстрационные приборы, надежно прикованные цепями. Согласитесь, родные
мотивы! И потому доклад делал спокойно, более нажимая на использование мела и классной доски.
Поскольку были заданы вопросы, меня, кажется, кто-то понял.
Еще одна особенность в работе секционных и пленарных заседаний конференции. Это длинные и
потому теряющие конкретность вопросы докладчикам и столь же длинные ответы, порой превраща-
ющиеся в дополнительные доклады. Не заключается ли в этом тоже потеря духа академичности и
соревновательности?
Демонстрационные доклады на конференции не были многочисленными. Как правило, они были
хорошо оформлены, и содержание их, благодаря этому, было понятно и для людей с неважным знанием
английского. В числе этих докладов была представлена новая геоморфологическая карта Китая и
сопредельных территорий м-ба 1 : 4 000 000. Главная ее особенность — практически полная подчине-
нность идее тектоники литосферных плит. Хорошо это или плохо, можно судить по-разному. Лично я в
такой работе поступил бы иначе — шел бы от реального рельефа и в финале работы имел бы возмож-
ность высказать обоснованное суждение о том, в какой мере тектоника литосферных плит оказывает
влияние на рельеф земной поверхности. При противоположном же подходе, в общем связывающем
инициативу геоморфолога, Предгималаи, горы Северной Бирмы, южный склон Монгольского Алтая и
Куньлунь оказываются одним и тем же.
В программе конференции были запланированы лекции во время обеденного перерыва, и они
собирали значительную аудиторию. Лекции эти были прочитаны известными геоморфологами и
великолепно иллюстрированы многочисленными слайдами, в том числе текстовыми, которые при этом
повторялись докладчиками. Эти пленарные лекции были посвящены проблемам гляциальной геомор-
фология (Дж. Боултон, Англия; Дж. Шау, Канада), коралловым постройкам (Е. Ото, Япония) и карсту
(Д. Форд, Канада) и др.
Были проведены также «великие» дебаты, посвященные посланию теперь уже бывшего президента
Международной ассоциации геоморфологов проф. Денниса Брансдена, опубликованному после 2-й
конференции в Zeitschrift fur Geomorphologie, N. F., Suppl. B. 79. I—37, 1990, в котором предложены
«десять заповедей геоморфологии». Заявленными оппонентами были X. Бремер, В. Вейкер, Р. Твидейл
и Е. Яцу; содержание выступлений первых было представлено в виде тезисов, а последний представил
оттиски своей статьи «Сделать геоморфологию более научной», опубликованной в трудах Японского
геоморфологического союза (13—2, с. 87—124, 1992). Лично мне кажется, что геоморфологии и ранее
не требовалось становиться более научной. Надо сказать, что дискуссии на конференции проходили в
свободной атмосфере.
Официальные заседания международной ассоциации геоморфологов были посвящены обычным для
такого случая мероприятиям: отчеты и выборы, обсуждение текущих дел и выбор места проведения
следующей конференции. Здесь конкурировали Япония, Китай и Италия. С большим отрывом победило
итальянское предложение, и 4-я конференция состоится в 1997 г. в Болонье, в старейшем университете
Европы. Президентом ассоциации избран проф. Д. Барщ из Гейдельбергского университета (Германия),
а вице-президентом — проф. О. Слаймакер из Ванкувера (Канада). Из организационных материалов,
полученных участниками конференции, можно узнать о ее бюджете, о членстве. Наибольший финансо-
вый вклад в бюджет ассоциации за последние 4 года внесли Германия, Италия, Япония (по 1000 долларов
США ежегодно), скромнее вклад США (350 долларов и только в 1993 г.), аккуратны Канада, Франция,
Англия (по 500 долларов ежегодно). А перед Россией стоит задача догнать Белоруссию, Ботсвану,
Израиль и Зимбабве и проникнуть в группу ассоциированных членов.
Самое незабываемое мероприятие — это поездка на Ниагарский водопад. Зрелище величественное
и поучительное: целенький цриродный феномен в зоне сплошной городской застройки. Мало того, на
канадской стороне энергию Ниагары используют две гидроэлектростанции, и ни одна из них водопада
не касается. Скорее наоборот, отбор из реки части потока уменьшает скорость отступания водопада и
тем самым сохраняет его современный незабываемый облик. Наглядный пример простой истины: где
точно воплощается в реальность научная и инженерная мысль, там не нужны экологические истерики.
Теперь, я полагаю, самое время поговорить о наших задачах. Что нам делать, чтобы стать хотя бы
ассоциированным членом этой международной организации? В первую очередь мы должны создать
Товарищество русских (российских) геоморфологов. Форма его организации может быть различной:
самостоятельное научное общество или в составе Русского географического общества. Важно иметь
устав товарищества и форму его официальной регистрации такими, которые позволяли бы зарабаты-
вать на взносы и со временем перегнать Зимбабве, поднявшись хотя бы до национальных участников
1-го уровня (100 долларов ежегодно).
Мы удовлетворены работой нашей Геоморфологической комиссии РАН. В прошлом это была
действительно наиболее приемлемая форма нашей организации в прошлых же наших политических
условиях. И если последние приказали долго жить, то и в современных наших условиях научно-
организационное значение Геоморфологической комиссии сохраняется и даже должно возрастать. И в
первую очередь благодаря реализации новых возможностей, из которых главная — создание Товарище-
ства русских геоморфологов как наиболее приемлемой формы вхождения в международную геоморфо-
логию.
87
Товарищество русских геоморфологов должно включать в себя достаточно самостоятельные в своих
действиях региональные подразделения, потому что нам нужны творческие встречи и контакты
минимум трех уровней: международные, российские и региональные. А деньги на взносы нам надо
научиться зарабатывать нетрадиционными методами: продажей книг и карт, организацией выставок-
продаж и т. п.
Это все о юридическом нашем вхождении в мировую геоморфологию, заботящем, кстати, многих из
прошлого и нынешнего руководства Международной геоморфологической ассоциации (проф. Д. Бранс-
ден, О. Слаймакер и др.). В общем-то незримость русской геоморфологии волнует многих и волнует
совершенно искренне. В этом нельзя обмануться. А каково же наше «научное место» в мировой
геоморфологии? Какова наша в ней «экологическая ниша»?
На этот вопрос мне сейчас ответить несложно. Я уже говорил, что и тезисы докладов говорят о явном
преобладании прикладных или узкоспециализированных исследований. В секциях 3-й международной
геоморфологической конференции вы не найдете аналогов нашего Иркутского семинара по теоретиче-
ской геоморфологии — может быть, для этого надо отрешиться от финансового благополучия, чему мы
давно обучены, или иметь некоторую философичность умонастроения? Я полагаю, что здесь и в
широких геоморфологических обобщениях, от которых мы еще не отучены, и располагается наше место
в международной геоморфологии. И в этом убеждают меня беседы с коллегами из других стран,
учившимися в нашем Отечестве. Например, участники мексиканской делегации говорили, что обучение
у нас дает им определенные творческие преимущества в силу солидной подготовки в области теории
геоморфологии. Это было приятно слышать, и слышали мы это не только от мексиканских коллег.
Атмосфера на конференции была самая доброжелательная, а вечерние неофициальные встречи,
великолепно организованные, способствовали установлению полезных и творческих связей.
88
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
Июль — Сентябрь
1994
РЕЦЕНЗИИ
ПЕРВОЕ РУКОВОДСТВО ПО ГЛЯЦИО-ГЕОЛОГИЧЕСКИМ
ИССЛЕДОВАНИЯМ, СОЗДАННОЕ В РОССИИ
Известно, что треть, а по нашим данным, даже половина территории России испытала древние
оледенения. На ее Севере, в частности на арктическом континентальном шельфе, а также в
горах Кавказа и Сибири неоднократно возникали ледниковые щиты и горно-покровные комплексы.
Оледенения наложили глубокий отпечаток на рельеф этих областей, определили характер их
новейших отложений. Они стали важным фактором перестроек речной сети и формирования
древнеозерных систем, с ними связаны крупные колебания уровня океана, изостатические движения
земной коры. Разрастания ледников и приледниковых озер создавали особые условия для эволюции
четвертичной фауны и флоры, оказали решительное влияние на образ жизни и пути миграций
первобытного человека. Все это делает очевидным, что без учета ледникового фактора у нас не
может быть решена ни одна крупная проблема наук о Земле, не могут с достаточной глубиной
рассматриваться вопросы палеоклиматологии, археологии, биогеографии. Так что важность иссле-
дований гляциальной геологии и геоморфологии России вряд ли нуждается в специальных
доказательствах.
Между тем рецензируемая книга — это первое обстоятельное руководство по изучению
ледниковых образований, созданное российскими специалистами *. Тот мощный взрыв в литературе
по гляциальной геологии и геоморфологии, который происходит на наших глазах в странах
английского языка, до сих пор обходил Россию. И нам приходилось либо довольствоваться
краткими разделами в отечественных изданиях, очень неполными и, как правило, устарелыми,
либо пользоваться западными руководствами, далеко не всегда подходящими к нашим условиям
и нашим исполнителям. И вот положение изменилось — мы получили книгу, которую давно
ждали: сравнительно полную, написанную на базе новейших достижений гляциологии, динамиче-
ской геологии и смежных наук. К тому же содержащую конкретные методические рекомендации
для полевых исследователей.
«Гляциальная геология» Ф. А. Каплянской и В. Д. Тарноградского — крупная монография.
Она состоит из 12 глав и списка литературы, насчитывающего около 350 названий. Представление
о ее содержании и композиции дает перечень глав. Их список открывается разделом' «Оледенения
в истории Земли и практическое значение гляциальной геологии», затем следуют: «Общие сведения
о ледниках», «Классификация континентальных ледниковых образований и ее применение при
геологической съемке», «Субгляциальный комплекс, его генетическое расчленение и закономерности
дифференциации», «Супрагляциальный комплекс и его картируемые элементы», «Маргинальные
и перигляциальные комплексы как основной объект картирования ледниковых образований»,
«Аутигенное минералообразование в ледниках», «Реликты оледенения в зоне мерзлоты и методы
их изучения», «Основные методы изучения и съемки ледниковых образований», «Особенности
изучения ледниковых образований горных районов», «О выделении ледниково-морских отложений
в приморских районах» и «Прикладные аспекты гляциальной геологии».
Таким образом, основное место в книге уделено характеристике ледниковых образований
разных типов, что вполне естественно для руководства по геологической съемке. Естественно и
то, что собственно «гляциогеологическим» главам здесь предпосланы разделы, в которых рассмотрены
роль оледенений в развитии природы Земли и основы гляциологии, в частности дан анализ
физико-геологических процессов, идущих на контакте ледников с их ложем. Заметим, что именно
так построены монографии классиков — Дж. Чарльзворта, Р. Клебельсберга, Р. Флинта и др.
Говоря о структуре книги, можно указать лишь один недостаток — некоторую несбалансированность
ее материала. Одни главы, как «Аутигенное минералообразование», «Ледниковые образования
горных районов» или «Ледниково-морские отложения», изложены на 4—7 страницах, тогда как
на характеристику субгляциального комплекса отведено целых 100 страниц. На ее фоне неоправданно
краткой выглядит даже глава, посвященная основным объектам картирования — маргинальным и
перигляциальным комплексам (40 стр.).
1 Каплянская Ф. А., Тарноградский В. Д. Гляциальная геология. Методическое пособие по
изучению ледниковых образований при геологической съемке крупного масштаба. С.-П.: Недра,
1993. 328 с.
89
Отличительная особенность книги — ее методическая направленность. Классификации нацелены
на решение задач геологической съемки, в описании каждого комплекса особо выделены картируемые
элементы, вдобавок к этому отдельная глава посвящена особенностям методики изучения и съемки
ледниковых отложений. Подчеркнем, что значительная часть рекомендуемых методов, например
способы изучения реликтов оледенения в зоне мерзлоты, впервые разработаны авторами и являются
оригинальными. Много места уделено и другим практическим аспектам гляциальной геологии —
вопросам геоэкологии, поиску полезных ископаемых, прогнозу природных катастроф.
Авторы прекрасно знают современную литературу по гляциологии и гляциогеологии, особенно
зарубежную. Это видно по списку литературы и подбору иллюстраций, а главное, по теоретической
глубине рассмотрения проблем, степени соответствия предлагаемых механизмов и интерпретаций
современному уровню мировой науки. Мы не хотим сказать, что работа лишена недостатков
и нам не о чем спорить с ее авторами, особенно в части, охватывающей гляциологические
разделы. Например, характеризуя движение льда ледниковых куполов и покровов, мы бы
уделили больше внимания динамике краевых зон, где это движение дифференцируется, становится
струйным, вызывая формирование в одних секторах лопастей, выводных ледников и ледяных
потоков, а в других секторах участков малоподвижного, даже мертвого льда. Ведь именно в
краевых зонах шло и идет формирование основных объектов геологической съемки. Или,
описывая механизмы движения ледников, следовало бы учитывать, что не только «теплые»,
но в определенных случаях и холодные ледники способны скользить по ложу и производить
донную эрозию. Мы бы не стали настаивать, как это делают авторы, на принципиальной
невозможности синхронизации морен, принадлежащих разным. секторам ледниковых щитов,
из-за помех, вносимых ледниковыми сёрджами и кинематическими волнами. Те и другие,
несколько осложняя задачу сопоставления ледниковых подвижек и стадий, отнюдь не делают
ее «в принципе неразрешимой». Судя по результатам высокоточного датирования морен, а
также льда из глубоких скважин на ледниковых щитах, в своем подавляющем большинстве
следы стадиальных подвижек независимо от степени их разобщенности были синхронны как
друг с другом, так и с этапами климатических похолоданий.
Представляется неоправданным включение рис. 1.3, который заимствован у Дж. Эндрюса и
вдвое занижает число ледниково-межледниковых циклов плейстоцена. В описании
рекристаллизационного типа льдообразования (с. 15) упущена его главная особенность — отсутствие
таяния. Там же в число основных источников питания ледников неправомерно включен град.
Есть неясности в изложении вопросов о кинематических волнах в ледниках, о придонном реже-
ляционном льде. При анализе причин ледниковых сёрджей не использованы данные Б. Кэма по
леднику Варигейтид, которые с наибольшей полнотой раскрывают механизм этих явлений, в
частности роль подледниковой гидрологии. Немало сомнений возникает и по поводу некоторых
терминологических новинок, вводимых авторами. Лишь некоторые из них необходимы и оправданы,
остальные же либо мало удачны, либо излишни, поскольку дублируют уже существующие и
ставшие привычными термины. В самом деле, так ли уж необходимы такие новые термины, как
куполовые ледники, «дебрис», «пуш-морены», «лоджмент-тиллы», «класт- и матрикс-моды»,
«слайдинг», «кельвинг» и им подобные, когда имеются другие, ничем не худшие? Не все ладно
и с географическими названиями — всякими «ледниками Якобс-Хавн» (вместо Якобсхавн) и прочим.
Несмотря на свою «модность», продолжает резать ухо и термин «Лаврентийский» в его приложении
к Североамериканскому ледниковому щиту. В данном контексте уместнее термин «Лаврентьевский»,
и это совсем не дань вкусовщине. Термином «Лаврентийский» (англ. Laurentian) давно обозначаются
докембрийские граниты и древние орогении Канадского щита, а нередко и все системы докембрия.
Тогда как ледниковый щит Северной Америки Р. Флинт называл the Laurentide Ice Sheet, т. e.
другим словом, буквально означающим «Лаврентьевский». Что, кстати, прекрасно понимал К. К.
Марков.
В заключение — два главных недостатка книги. Первый из них, несколько снижающий ее
ценность как методического руководства по геологической съемке, мы видим в недостаточном
внимании к проблемам гляциальной геоморфологии. Конечно, эти проблемы не игнорируются,
ледниковый рельеф и ледниковые формы упоминаются часто и по многим поводам, однако ни
специальных глав, ни хотя бы одной главы, где бы они рассматривались отдельно, в книге нет.
А главное, нет ощущения, что сами авторы достаточно ясно представляют себе ту роль, которую
должны играть методы геоморфологии при съемке древнеледниковых районов. Что эти методы
не просто полезны, но более других пригодны для диагностики ледниковых образований, выявления
их ареалов и внутриареальных различий, причем особенно сейчас, когда стало возможно шире
использовать дистанционные, в том числе космические, методы. Не будет преувеличением, если
скажем: недостаточное внимание к ледниковому рельефу, попытки оперировать лишь методами
стратиграфии и литологии остаются главной причиной того, что ряд коренных проблем ледниковой
истории России до сих пор не решен.
Другой недостаток мы видим в непропорционально малом использовании материалов,
собранных при исследованиях территории России и бывшего СССР. На наш вкус, в книге
перебор ссылок на зарубежных авторов, из каждых пяти представленных в ней рисунков четыре
заимствованы из западных изданий, особенно из работ Боултона и Сагдена. По делу, в ней
могло бы быть — особенно если учесть опыт и место работы авторов — куда больше данных
«отечественного» происхождения — материалов С. Архипова, А. Асеева, И. Волкова, И. Краснова,
С. Стрелкова и др. Говоря об этом, мы руководствуемся не ложным патриотизмом или заботой
о приоритетах, а соображениями элементарной пользы: ведь работать-то нашим читателям не
90
в Шотландии и Канаде, а на Русской равнине и в Сибири, и именно российский опыт был бы
для них бесценен.
Мы думаем, авторы и сами это понимают. Понимаем и мы, что собрать отечественный опыт,
до сих пор никем не обобщенный,— это огромная работа. И нельзя требовать, чтобы именно они
ее выполнили, причем немедленно, прямо сейчас. Наберемся терпения и будем ждать, что
следующую свою книгу Ф. Каплянская и В. Тарноградский посвятят региональной гляциальной
геологии России.
Остается отметить, что книга хорошо издана и отредактирована, содержит много (почти 150)
иллюстраций. Жаль лишь, что большинство фотографий «получились» неясными и что издатель
не расщедрился на указатели.
В целом, по своему содержанию и структуре, по качеству и глубине анализа материала
«Гляциальная геология» — научная монография высокого уровня. Вместе с тем это и методическое
руководство широкого профиля, остро необходимое и долгожданное.
М. Г. Гросвалъд, А. Ф. Глазовский
91
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
Июль — Сентябрь
1994
ЮБИЛЕИ
СЕРГЕЙ КУЗЬМИЧ ГОРЕЛОВ
(К 70-летаю со дня рождения)
18 августа 1994 г. исполнилось 70 лет Сергею Кузьмичу Горелову — крупному ученому,
профессору, доктору географических наук, ведущему научному сотруднику Института географии
РАН.
Сергей Кузьмич — уроженец Смоленской области. После окончания школы он прошел три
трудных года Великой Отечественной войны, дослужившись до звания старшего сержанта
артиллерийских войск. После возвращения к мирному труду он поступил на Географический
факультет Смоленского педагогического института и в 1951 г. с отличием окончил его. В том
же году он поступил в аспирантуру Института географии АН СССР. Его научным руководителем
стал И. П. Герасимов, а одним из учителей, а затем и соратником был Ю. А. Мещеряков/
Темой кандидатской диссертации, которую Сергей Кузьмич успешно защитил в 1954 г., были
геоморфология и новейшая тектоника района строительства Сталинградского гидроузла. С тех
пор С. К. Горелов сохранил свою привязанность к Поволжью и к проблемам морфоструктурного
анализа и прикладной геоморфологии. Не случайно, что именно ему в 1961 г. было поручено
вести научную экскурсию по Приволжской возвышенности во время 2-го пленума Геоморфо-
логической комиссии АН СССР — Всесоюзного совещания в Саратове, посвященного поверхностям
выравнивания.
На Саратовском пленуме при участии С. К. Горелова было принято решение о составлении
«Карты поверхностей выравнивания и кор выветривания территории СССР» в м-бе 1: 2 500 000.
Сергей Кузьмич стал ведущим редактором и одним из активных авторов этого уникального
произведения, изданного в 1972 г. под общим руководством И. П. Герасимова и А. В. Сидоренко.
С. К. Горелов был душой и главной движущей силой этого мероприятия. Впоследствии ему
предстояло организовывать и возглавлять еще не одну работу больших коллективов геологов и
геоморфологов страны.
Итогом многолетних исследований в Поволжье, Заволжье и Приуралье явилась докторская
диссертация С. К. Горелова «Морфоструктурный анализ нефтегазоносных территорий», защищенная
им в 1970 г. и опубликованная двумя годами позже. К этому времени Сергей Кузьмич стал
одним из признанных авторитетов по теории и методам регионального морфоструктурного анализа
и палеогеоморфологическим исследованиям. Опираясь на идеи своих учителей И. П. Герасимова
и Ю. А..Мещерякова, он развивал эти идеи, не всегда и не во всем соглашаясь с отцами-основателями,
что порой вызывало некоторые осложнения в его отношениях с ними. Так, С. К. Горелов
предложил свое, не вполне «классическое» толкование термина «морфоструктура», понимая под
ней выраженную в рельефе геологическую структуру. Это существенно отличалось от трактовки
морфоструктуры И. П. Герасимовым как «формы рельефа, созданной тектоническими движениями
земной коры в их взаимодействии с процессами денудации и аккумуляции». Исходя из собственного
понимания сущности понятия «морфоструктура» и задач морфоструктурного анализа, С. К. Горелов
предложил и свою классификацию морфоструктур: по особенностям формирования он различал
унаследованные, инверсионные, возрожденные и активные морфоструктуры. Свою позицию он
продолжал отстаивать и позднее, на XVII пленуме Геоморфологической комиссии в Новосибирске
(1982 г.), где вместе с Г. И. Худяковым и А. Г. Золотаревым предложил различать морфоструктуры
и структурные формы рельефа.
Помимо Волго-Уральской области Сергей Кузьмич проводил полевые исследования в различных
районах Русской равнины, на Кольском полуострове, на Урале, в Казахстане и особенно в Туркмении.
Здесь им были поставлены стационарные наблюдения.над современными процессами — тектоническими
движениями, денудацией и аккумуляцией. Длительность повторных измерений на полевых стациона-
рах, заложенных С. К. Гореловым в Копетдаге и на прилегающих с севера равнинах, превысила
два десятилетия. Это дает уникальный ряд количественных показателей интенсивности и направ-
ленности современных процессов морфогенеза. Основные результаты этих работ регулярно публику-
ются Сергеем Кузьмичем и его коллегами.
Кроме упоминавшейся «Карты поверхностей выравнивания» С. К. Горелов возглавлял работу
больших коллективов авторов по составлению «Карты новейших тектонических деформаций
92
осадочного чехла нефтегазоносных областей СССР» (опубликована в 1976 г.) и особенно «Палео-
геоморфологического атласа СССР» (опубликован в 1983 г.). Последние несколько лет С. К. Горелов
является одним из инициаторов и руководителей составления «Карты современных рельефообра-
зующих процессов Северной Евразии» (м-б 1: 2 500 000), которая даст фактологическую инфор-
мационную основу новым актуальным направлениям в науке о рельефе — динамической и эко-
логической геоморфологии.
Список книг, статей, заметок и рецензий С. К. Горелова превышает две сотни. Он выступал
с докладами почти на, всех пленумах Геоморфологической комиссии РАН, являлся организатором
и участником многих тематических научных геоморфологических и геологических конференций
и совещаний. «Гореловская» школа молодых ученых создана в Туркмении. Сейчас Сергей Кузьмич
полон сил и неиссякаемых планов дальнейших исследований. Пожелаем ему еще многих лет
успешной работы, здоровья и сохранения того молодого задора, который всегда отличал его и в
жизни и в работе.
Геоморфологическая комиссия РАН,
Лаборатория геоморфологии ИГ РАН,
Редколлегия журнала «Геоморфология»
ПЕТР ФЕДОРОВИЧ МОЛОДКИН
(к 70-летию со дня рождения)
18 июня исполнилось 70 лет известному ученому и талантливому педагогу, доктору гео-
графических наук, профессору Ростовского государственного университета Петру Федоровичу
Молодкину. Большой жизненный путь прошел Петр Федорович. 18-летним юношей он ушел на
фронт. Воевал танкистом, пройдя дорогами войны путь от Ленинграда до Берлина. Был награжден
орденами и медалями.
После войны, окончив Ростовский педагогический институт, работал учителем географии,
директором школы. Научное творчество П. Ф. Молодкина связано с геолого-географическим
факультетом Ростовского госуниверситета, где он более 40 лет занимается вопросами теоретической,
прикладной и региональной геоморфологии.
Большой вклад внес Петр Федорович в становление и развитие антропогенной геоморфологии
и в изучение рельефа Нижнего Дона. Он впервые разработал общую теорию антропогенного
рельефообразования степных равнин, включающую рассмотрение антропогенного морфогенеза с
историко-генетических позиций; общую и частные классификации антропогенных рельефообразу-
ющих процессов и форм антропогенного рельефа; схемы (модели) взаимосвязей природных и
антропогенных процессов при различных видах воздействия на рельеф. Он дал характеристику
антропогенного этапа в истории развития рельефа степных равнин и обосновал идею о формировании
особой системы климат — антропогенный морфогенез — климат в разные периоды развития обще-
ства, разработал прогноз антропогенного рельефообразования и аргументировал пути дальнейших
исследований антропогенной геоморфологии.
Основные итоги научной деятельности П. Ф. Молодкина опубликованы в ряде монографий:
«Антропогенный морфогенез степных равнин» (1976), «Равнины Нижнего Дона» (1980),
«Антропогенное рельефообразование степных равнин» (1992), «Антропогенная геоморфология» (в
печати).
П. Ф. Молодкин много лет проводил полевые исследования на Северном Кавказе и равнинах
Нижнего Дона. Он участвовал в составлении первой геоморфологической карты м-ба 1: 1 000 000
на территорию Волго-Донского геологического управления и первого учебного атласа Ростовской
области. Его теоретические разработки о закономерностях развития антропогенного рельефа
оказывают существенную помощь производственным организациям в разумном использовании
земельных угодий, в борьбе с негативными экзогенными процессами.
Петр Федорович основал на кафедре новое направление — антропогенную геоморфологию и
читает студентам одноименный спецкурс по разработанной им программе. Его лекции всегда
вызывают живой интерес у студентов, многие из которых написали под его руководством дипломные
работы. Ученики П. Ф. Молодкина работают в научно-исследовательских и проектных институтах,
а также преподают в педагогических университетах, институтах и средних школах.
Много времени и сил Петр Федорович отдает подготовке учителей географии. В одной из
школ г. Ростова-на-Дону им создан базовый географический класс.
П. Ф. Молодкин не только известный ученый и педагог, но и прекрасный человек, бескорыстно
помогающий своим коллегам и многочисленным ученикам. Своим добросовестным трудом, чутким
отношением к людям и добротой он заслужил большое уважение профессорско-преподавательского
состава и студентов геолого-географического факультета.
Геолого-географический факультет РГУ,
Редколлегия журнала «Геоморфология»
93
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
Июль — Сентябрь
1994
ПОТЕРИ НАУКИ
ЖИВКО СПАСОВИЧ ГЫЛЫБОВ
(1908—1993)
Не стало одного из видных европейских геоморфологов послевоенного времени, члена-кор.
Болгарской академии наук, основателя и руководителя на протяжении более четверти века
(1951—1979 гг.) Географического института БАН — крупнейшего научного центра на Балканах.
Ж. С. Гылыбов скончался 7 декабря 1993 г. на 86-м году жизни.
Родился Живко Спасович 22 июня 1908 г. в древнем Пловдиве, который особенно нежно
любил, всегда с гордостью подчеркивая, что он потомственный пловдивец и родопчанин. Еще в
студенческие годы он проявил большой интерес к геологии и геоморфологии, опубликовав статью
о неоэффузиях долины р. Арда. Его способности были замечены, и, когда он в 1937 г. с отличием
закончил Софийский университет «Климент Охридский», ему была присуждена стипендия имени
известного болгарского географа А. Иширкова, дающая право на научную специализацию за
границей. Ж. С. Гылыбов выбрал Францию и в 1938—1939 гг. специализировался по проблемам
четвертичной геологии и геоморфологии в Лаборатории физической географии и динамической
геологии Сорбонского университета, что определило его широкий комплексный подход к анализу
формирования рельефа, а также интерес к общегеографическим исследованиям.
В годы второй мировой войны Ж. С. Гьийыбов работал преподавателем географии в Пловдиве,
с 1941 г.— доцентом университета Софии, а затем принял активное участие в освободительной
антифашистской борьбе, за что в 1944 г. был заключен в известный концлагерь Гявато в
Македонии (Югославия).
В послевоенный период Ж. С. Гылыбов целиком отдался разносторонней научной и препо-
давательской работе. С 1946 г. он возглавил кафедру физической географии Софийского университе-
та, был заместителем декана и деканом факультета (1947—1952 гг.), много сил приложил для
развития и укрепления университетской географической школы Болгарии. Несколько поколений
болгарских географов и большинство нынешних геоморфологов являются его учениками. Не
случайно геоморфология стала одним из приоритетных направлений на геолого-географическом
факультете, где по инициативе Ж. С. Гылыбова была основана кафедра геоморфологии и
картографии. Им были разработаны первые курсы лекций по общей и прикладной геоморфологии,
геоморфологическому картографированию, геоморфологии Болгарии.
Ж. С. Гылыбов является* также основателем академической геоморфологической школы. В
1951 г. по его инициативе в Болгарской академии наук был создан Географический институт, в
программе исследований которого одно из главных мест заняли проблемы геоморфологии. На
базе ГИ БАН и университета под руководством Живко Спасовича сформировалась современная
геоморфология, которая приобрела четкую болгарскую специфику. Для нее характерен комплексный
региональный подход, горная и балканская направленность, интерес к неотектонике и современным
рельефообразующим процессам. Есть все основания считать, что во второй половине нынешнего
века в Болгарии сложилась национальная геоморфологическая школа во главе с Ж. С. Гылыбовым,
которая оказала определенное влияние на развитие геоморфологических исследований в соседних
странах Юго-Восточной Европы, а сам Живко Спасович считался одним из наиболее эрудированных
и авторитетных геоморфологов Европы.
Широкую известность получили исследования Ж. С. Гылыбовым Родоп, Старой Планины
(Балкан) и Провадии, считающиеся до сих пор классическими и представляющие значительный
вклад в региональную горную геоморфологию. В этих работах основной упор делался на морфо-
структурный анализ (ороструктуры — в ранних работах автора) и геотектонические деформации,
что сближало концепцию Ж. С. Гылыбова с советской геоморфологической школой и представляло
новый этап в понимании эволюции рельефа Балканского полуострова со времен Й. Ивиича и
Д. Яранова. Более детальная морфоструктурная модель была им предложена для горной системы
Старой Планины. Живко Спасовичу принадлежит оригинальная концепция полициклических повер-
хностей выравнивания как морфостратиграфических уровней и индикаторов геотектонических
движений. Им разработана новая методика морфометрического анализа горного рельефа и оценки
уровня активности морфоструктур. Высказаны оригинальные представления об озерной стадии
развития рельефа Балкан и формировании Черноморской впадины, о корреляции ледниковых эпох,
94
речных террас, трансгрессий и регрессий Средиземного и Черного морей, о генезисе и механизме
формирования придунайских лёссов.
Крупный вклад внесен Ж. С. Гылыбовым в геоморфологическое картографирование Болгарии.
Под его руководством составлены комплексные карты рельефа страны в м-бах 1 : 2 000 000;
1 : 1 000 000; 1: 600 000, отдельные листы карты 1 : 200 000, морфоструктурная и неотектоническая
карты 1 :2 000 000, серия морфометрических и специальных карт.,
Ж. С. Гылыбов был человеком обширных знаний, ученым-энциклопедистом. Помимо геомор-
фологической, он является основателем национальной школы физической географии. Под его
руководством созданы такие фундаментальные труды, как сводная монография «География на
България: Физическа география» (1966), Географический атлас Болгарии (1973 г.), отмеченный
Государственной премией, советско-болгарская монография «Большой Кавказ — Стара Планина
(Балкан)» (1984 г.), получившая широкую международную известность и удостоенная международной
премии.
Хотя Живко Спасович был типичным ученым-исследователем и тяготился административной
работой, его всегда отличала широкая научно-организационная деятельность. В течение многих
лет он возглавлял Болгарское географическое общество, Национальный Комитет болгарских
географов, входил в комиссии при Народном собрании НРБ, Министерстве народного просвещения,
Госкомитете по науке и технике, ВАКе, в Главную редакцию Болгарской энциклопедии, возглавлял
редакции «Известий ГИ БАН» и «Географски пре гл ед». Был сопредседателем Карпато-Балканской
геоморфологической комиссии МАГ, председателем оргкомитетов многочисленных географических
и геоморфологических международных симпозиумов, проводимых в Болгарии.
Ж. С. Гылыбов был большим другом России и СССР, душой многолетнего сотрудничества
советских и болгарских географов. Он много ездил по нашей стране и имел друзей в различных
ее уголках. В 1968 г. был избран почетным членом Географического общества СССР. Ушел из
жизни милый и обаятельный человек, выдающийся ученый, наш друг и коллега-геоморфолог,
светлой памяти которого мы отдаем должное.
Геоморфологическая комиссия РАН,
Лаборатория геоморфологии ИГ РАН,
Геоморфологическая комиссия МЦ РГО,
Редколлегия журнала «Геоморфология»
•ян КРЕЙЧИ
(1907—1993)
14 декабря 1993 года в возрасте 86 лет скончался выдающийся чешский географ и геоморфолог,
доктор наук профессор Ян Крейчи.
Ян Крейчи получил образование в университете Яна Масарика в Брно (ныне университету
возвращено это имя). В 1932 году совершенствовал образование в Страсбургском университете
под руководством известного французского географа Анри Боли, в 1936—37 гг.— в Колумбийском
университете (США), где имел возможность изучить наследие В. Девиса. С 1931 года работал
на кафедре географии университета в Брно (за исключением лет немецкой оккупации в 1939—45 гг.,
когда были закрыты все университеты страны). С 1950 по 1970 г. заведовал этой кафедрой.
После выхода на пенсию в 1973 г. продолжал активную научную деятельность, о чем говорят
его многочисленные статьи этого периода.
Научные работы профессора Крейчи посвящены физической, региональной и исторической
географии. Но в центре его научных и педагогических интересов всегда была геоморфология.
Ему принадлежит значительный вклад в развитие динамической и региональной геоморфологии.
Первая работа профессора Крейчи была опубликована в 1931 году, последняя в 1988. Одна
из главных тем, проходящая через этот почти шестидесятилетний период плодотворной научной
деятельности — проблемы формирования речных террас и долин. Ян Крейчи был одним из первых
исследователей, еще в тридцатых годах связавших перестройку продольных профилей рек и
образование речных террас с климатическими изменениями (1939). Однако он не придавал этому
фактору универсального значения. В последующих обобщающих работах о речных террасах
Чешского массива и всей Чехословакии (1973, 1988) он убедительно доказывал, что формирование
террасовых комплексов, столь неодинаковых в различных частях страны, не может быть понято
без анализа тектонического и эвстатического факторов. Он пришел к заключению, что некоторые
долины Моравии с сохранившимися морскими осадками тортона имеют не эрозионное, а тектоническое
происхождение (1967). На основании палеонтологических данных Я. Крейчи установил раннего-
лоценовый возраст широкой луговой террасы притоков Дуная, ранее считавшейся только вюрмской
(1983) Следует заметить, что такое омоложение низкой надпойменной террасы в последние
десятилетия проведено и на Русской равнине.
Ряд работ Я. Крейчи посвящен конкретным проблемам структурной геоморфологии. В частности,
очень тонкий анализ связи рельефа со структурно-литологическими условиями позволил установить,
95
что массив Синце (Словакия) представляет собой результат внутреннего скалывания вдоль разлома
в плиоцене после фазы планации рельефа (1982). В ряде работ Я. Крейчи рассмотрены проблемы
изучения карста, прежде всего моравского (1951, 1960, 1967, 1968).
Широким теоретическим подходом и большой тщательностью отличаются региональные работы
Я. Крейчи. Они посвящены городу Брно и окрестностям (1964, 1968), району г. Злин (1943),
Моравским воротам (1971), орографическому районированию Чехословакии (1969) й др.
Много лет профессор Крейчи работал экспертом в различных проектных институтах. По
мнению Я. Демека он является основоположником прикладной геоморфологии в стране.
Профессор Крейчи был прекрасным преподавателем. Его лекции в университете Брно и ряде
университетов Германии и Австрии неизменно получали высокую оценку слушателей. Он имеет
много учеников, работающих ныне в Брненском университете и в других учебных заведениях
страны, в институте географии Чешской АН, в различных научных и производственных организациях.
Среди них крупный чешский геоморфолог Яромир Демек, работы которого хорошо известны в
нашей стране. К 80-летию Яна Крейчи в 1987 г. его ученики и коллеги выпустили специальный
сборник, отражающий новейшие достижения чешской геоморфологии и ряда смежных географических
наук.
Нельзя не отметить прекрасные человеческие качества Яна Крейчи, его глубокую интеллиген-
тность, неизменную доброжелательность к окружающим людям, большую корректность в научных
дискуссиях. Автор этих строк сохранил глубокие впечатления от проведенных Яном Крейчи
геоморфологических экскурсий и всех продолжавшихся тридцать лет контактов с этим замечательным
ученым и человеком.
А. Ц. Дедков, Казанский университет
Главный редактор Д. А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
О. М. Адаменко, А. М. Берлянт, Н. С. Благоволин (зам. гл. редактора),
В. Вад. Бронгулеев, Б. А. Будагов, А. П. Дедков, П. А. Каплин,
А. Н. Ласточкин, А. Н. Маккавеев (отв. секретарь), Ю. А. Павлидис, Г. И. Рейснер,
Ю. П. Селиверстов, Ю. Г. Симонов, Г. Ф. Уфимцев, Г. И. Худяков,
Р. С. Чалов, В. Г. Чичагов
Зав. редакцией Е. А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т. Н. Смолянникова
Сдано в набор 16.05.94 Подписано к печати 07.07.94 Формат бумаги 70X1001/j6
Офсетная печать. Усл. печ. л. 7,8 Усл. кр.-от. 3,7 тыс. Уч.-изд. 9,6 л. Бум. л. 3,0
Тираж 459 экз. Зак. 1250
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Московская типография № 2 ВО «Наука», 121099, Москва, Шубинский пер., 6
1010 р.
каталожная цена
450 р.
Индекс 70215
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 1994, № 3
8
«НАУКА»