/
Автор: Тимофеев Д.А.
Теги: геоморфология учение о формах земной поверхности наука о земле журнал геоморфология
ISBN: 0435-4281
Год: 2007
Текст
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2007
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЯНВАРЬ-МАРТ
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
JNb 1 - 2007
Журнал издается под руководством Отделения Наук о Земле РАН
Содержание
Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А. Геоморфологические системы и их организованность 3
Добровольская Н.Г., Зорина Е.Ф., Кирюхина З.П., Литвин Л.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д.
Некоторые закономерности перераспределения наносов в эрозионно-русловых системах Цен¬
тра России 10
Дискуссии
Розанов Л.Л. Развитие некоторых представлений флювиальной геоморфологии 20
Дедков А.П., Тимофеев Д.А. Геоморфологическое или стратиграфическое толкование понятия
“речная терраса”? (комментарии рецензентов) 29
Розанов Л.Л. Ответ рецензентам 30
Методика научных исследований
Лобанов В.А., Кондратьев А.Н. Статистические методы классификации русловых процессов 33
Федоров В.М. Модель реконструкции макроциркуляционной динамики береговой зоны арктиче¬
ских морей в XX столетии (на примере Варандейской береговой области) 45
Научные сообщения
Евсюков Ю.Д. Новые данные о рельефе дна и отложениях на шельфе и континентальном склоне
западной части Черного моря, полученные в записях эхолотного промера 51
Зыков Д.С., Щукин Ю.К., Спунгин В.Г., Иоффе А.И. Возможные морфоструктурные проявле¬
ния горизонтального расклинивания в земной коре (Северная Карелия) 64
Кузнецова Ю.С., Беляев В.Р., Маркелов М.В., Иванова Н.Н. Анализ пространственно-временной не¬
однородности эрозионно-аккумулятивных процессов на пахотном склоне (часть 1) 71
Михайлов К.В. О развитии овражной эрозии на Северо-Западе Русской равнины 85
Сычева С.А. Погребенный микулинско-валдайский рельеф и развитие междуречий Среднерус¬
ской возвышенности в позднем неоплейстоцене 88
Юбилеи
Екатерина Федоровна Зорина - исследователь оврагов и овражной эрозии 106
Леониду Леонидовичу Розанову - 70 лет! 108
Вниманию авторов ПО
Правила для авторов ПО
© Российская академия наук, 2007 г.
© Редколлегия журнала “Геоморфология” (составитель), 2007 г.
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JANUARY-MARCH
№ 1 - 2007
CONTENTS
Likhacheva E.A., Timofeyev D.A. Geomorphologic systems and their orderliness 3
Dobrovol’skaya N.G., Zorina E.F., Kiryukhina Z.P., Litvin L.F., Nikol’skaya I.I., Prokhorova S.D.
Some regularities of sediment redistribution in the erosion-channel systems of Central Russia 10
Discussions
Rozanov L.L. The development of some ideas of fluvial geomorphology 20
Dedkov A.P., Timofeyev D.A. Geomorphologic or stratigraphic definition of the concept “river terrace” .. 29
Rozanov L.L. Answer to reviewers 30
Methods of research
Lobanov V.A., Kondratyev A.N. Statistical methods for classification of channel patterns 33
Fedorov V.M. Macrocirculating model and reconstruction of Arctic seas’ shore dynamics in the XX centu¬
ry (Varandey shore of Barents Sea as an example) 45
Short communication
Evsyukov Yu.D. New data on deposits and bottom relief of the shelf and the continental slope in the western
Black Sea 51
Zykov D.S., Schukin Ju.K., Spungin V.G., Ioffe A.I. Geomorphic manifestation of horizontal split mor-
phostructures in North Karelia 64
Kuznetsova Ju.S., Belyaev V.R., Markelov M.V., Ivanova N.N. Evaluation of spatial and temporal vari¬
ability of soil redistribution within an arable slope (part I) 71
Mikhailov K.V. Gully erosion in the north-west part of the East-European Plain 85
Sycheva S.A. Buried Mikulino-Valdai relief and watersheds evolution of the Middle-Russian highland du¬
ring the Late Pleistocene 88
Anniversaries
Ekaterina F. Zorina - the researcher of gullies and gully erosion 106
To the 70th anniversary of Leonid L. Rozanov 108
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JNol
январь-март
2007
УДК 551.4.01
© 2007 г. Э.А. ЛИХАЧЕВА, Д.А. ТИМОФЕЕВ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ СИСТЕМЫ И ИХ ОРГАНИЗОВАННОСТЬ
Словосочетания “геоморфологическая система”, “системный подход”, “системное ис¬
следование” уже не просто знакомы исследователям, но и в некотором смысле “навязли
в зубах”. Однако и определения “геоморфологической системы” весьма расплывчаты, и
“системный подход” в большинстве публикаций имеет в виду рассмотрение рельефа не¬
коего условного (оговоренного) пространства, да и “системные исследования” чаще все¬
го ограничиваются рассмотрением совокупности форм рельефа и коррелятных им или
конформных отложений. Плохо это или хорошо? Скорее хорошо. Но не достаточно.
Не достаточно только одного понимания (иногда ощущения), что “все связано со всем”.
Необходимы исследования природы этих связей, их разнообразия, тесноты, масштабно¬
сти, вероятности возникновения и разрушения (разрыва). А для этого, прежде всего, не¬
обходимо определить, что является предметом исследования.
Ранее нами было дано следующее определение геоморфологических систем (ГМС) -
это реально выделяемый в пространстве и времени земной поверхности комплекс, состоя¬
щий из взаимодействующих элементов: а) рельефа земной поверхности, б) рельефообра¬
зующих и рельефопреобразующих процессов, в) внутренних связей между элементами и
внешних связей ГМС с другими системами - природными и социально-экономическими [1].
И у читателей (и у авторов тоже) по поводу этого определения возникает, как ми¬
нимум, два вопроса: 1) на основании каких признаков, в каком масштабе пространства
и времени выделяется “комплекс”?; 2) какими способами (на основании каких призна¬
ков) определяется наличие связей? В этом определении отсутствует, прежде всего, ха¬
рактеристика свойств геоморфологической системы. Обычно называются следующие
свойства: однородность, устойчивость, динамичность, изменчивость, что означает - гео¬
морфологическая система характеризуется определенной пространственной структу¬
рой, позволяющей ей функционировать в заданном режиме какое-то время. Однако
“структура” - это то, что в нашем определении перечислено как “взаимодействующие
элементы” (а, б, в). И, следовательно, не дает ответа на поставленные вопросы.
Выход из тупика нам подсказал В.И. Вернадский. В одной из своих последних ра¬
бот, опубликованной спустя 42 года после его кончины, он сформулировал идею об
организованности биосферы. Приведем слова В.И. Вернадского: “Структура биосфе¬
ры, точно функционирующая в течение не менее двух миллиардов лет, очень законо¬
мерна и резко отличается от механических структур наших приборов и аппаратов...
Эта структура отличается от механизма, прежде всего, своей сложностью. Она пред¬
ставляет собой динамическое равновесие, колеблющееся около статического состоя¬
ния атомов, соединений или химических элементов... Эту форму равновесия удобно
назвать организованностью биосферы...” [2, с. 220-221].
В этом определении организованности есть три ключевых понятия: структура, ди¬
намическое равновесие и функционирование.
Структура биосферы представляет собой сложно устроенное, упорядоченное (орга¬
низованное) единство геосфер (лито-, педо-, гидро- и атмосферы), функционирующих
во взаимодействии друг с другом и объединяемых живым веществом.
3
В.И. Вернадский одним из первых обратил внимание на то, что это взаимодействие
подчиняется закону внутреннего динамического равновесия. Состояние динамическо¬
го баланса (равновесия), т.е. непрерывного вещественно-энергетического обновления
с относительным сохранением основных качественных характеристик, постепенно из¬
меняющихся в эволюционном, историческом и индивидуальном планах (“закономерно
колеблется около какой-то точки” [2]) вплоть до перехода в качественно иное состоя¬
ние или фазу дисбаланса, в современной науке определяют термином “гомеостаз”
(термин был введен американским физиологом У. Кенноном в 1927 г.).
И коль скоро биосфера - организованное единство, то, вероятно, можно говорить и
об организованности биосферы, как о ее неотъемлемом свойстве, качестве, характе¬
ристике. У В.И. Вернадского - это форма равновесия (динамического равновесия), ко¬
торая получила название, как уже было сказано выше, гомеостаз. Однако термин “ор¬
ганизованность” можно понимать и как структуру связей и отношений между элемен¬
тами системы, обеспечивающих устойчивость (динамическое равновесие) системы, ее
эволюцию и развитие. И в этом случае можно говорить об организованности биосфе¬
ры в целом, каждой сферы и любой геосистемы в отдельности. По А.Д. Арманду, по¬
рядок в системах может существовать в двух формах: в упорядоченности движения и
упорядоченности структур [3]. Обе формы порядка присутствуют в геоморфологиче¬
ских системах. Более того, прослеживается и согласованность этих двух форм упоря¬
доченности. Организованность и стремление к динамическому равновесию не препят¬
ствуют развитию биосферы, ее эволюции. Наоборот, эволюция есть одно из главных
свойств биосферы и одна из главных особенностей ее организованности.
Геоморфологическая глобальная система является подсистемой геосферы (и в це¬
лом планеты Земля), в том числе и биосферы, участвуя в их организованности. В то
же время можно говорить о собственной организованности ГМС разного ранга и типа
как части общего порядка в геосфере. Тем самым изучение геоморфологических си¬
стем с позиций их организованности может стать одним из перспективных направле¬
ний исследования рельефа, рельефообразующих факторов и процессов.
Развитие новых взглядов (подходов) требует и развития терминологической базы.
С позиций организованности можно дать такие определения: 1) Рельеф земной по¬
верхности - геоморфологическая сфера - это сложно устроенное, упорядоченное
(организованное) в пространстве и времени единство, представляющее собой поле вы¬
сот, поле структурной напряженности, характеризуемое физическими (морфометри¬
ческими, морфодинамическими и др.), геофизическими (гравитационными, электро¬
магнитными, сейсмическими), физико-химическими (вещественными) показателями.
2) Геоморфологическая система (ГМС) - это совокупность элементов и форм релье¬
фа (поверхности Земли), связанных между собой морфологически, морфолитологи¬
чески, генетически потоками вещества и энергии (динамически). К геоморфологиче¬
ской системе можно отнести ту природную систему (геосистему), функционирование
которой определяется процессами рельефообразования.
Существует множество ГМС, выделяемых по разным особенностям: морфострук-
тура, морфоскульптура, морфолитосистема, водосборный бассейн, городская терри¬
тория - тоже своеобразная геоморфологическая система. Каждый тип ГМС имеет
свою структуру и особенности функционирования. ГМС разного типа, как правило,
взаимосвязаны друг с другом, при этом часто территориально вложены одна в дру¬
гую. В каждом типе ГМС выделяют подтипы (а может быть и виды) по какому-либо
ведущему признаку: генетическому, морфологическому и т.д. Взаиморасположение
элементов и форм геоморфологической системы подчиняется определенным законам
и правилам и представляет собой упорядоченное единство (структуру), целостность
которого обеспечивается внутренними (и внешними тоже) взаимосвязями и зависимо¬
стями. Эти законы и правила, согласно которым формируется упорядоченное един¬
ство и обеспечивается его целостность, составляют суть понятий “организованность
геоморфологической системы”, и в частности:
- закон внутреннего динамического равновесия;
- закон усложнения системной организации (К.Ф. Рулье) - историческое развитие
природных систем приводит к усложнению их организации;
4
- закон оптимальности - с наибольшей эффективностью любая система функцио¬
нирует в некоторых пространственно-временных пределах;
- закон последовательности прохождения фаз развития - фазы развития природной
системы могут следовать лишь в эволюционно закрепленном порядке, обычно от от¬
носительно простого к сложному, как правило, без выпадения промежуточных этапов
но, возможно, с очень быстрым их прохождением) [4, с. 151, 153, 165].
- принцип подобия систем разного иерархического уровня и размера (например, по¬
добие рисунка флювиальных систем от бассейнов крупных рек до бассейнов первич¬
ного склонового стока).
Предлагаем следующее определение: организованность геоморфологических си¬
стем - это комплекс иерархических, генетических (исторических в том числе), морфо¬
логических, морфолитологических, динамических, морфоструктурно-морфоскульптур-
ных связей и зависимостей, обеспечивающих устойчивое функционирование (сбаланси¬
рованное равновесие) и развитие геоморфологических систем. Рельеф ГМС структурно
организован потоками вещества и энергии - процессами денудации-аккумуляции, горо¬
образования, процессами формирования долин (флювиальными) и другими рельефооб¬
разующими процессами.
Организованность - сущность ГМС - совокупность глубинных связей, отношений и
внутренних законов, определяющих основные черты и тенденции развития системы.
Организованность ГМС - это упорядоченность и закономерная связанность всех ком¬
понентов системы, позволяющая системе работать (определяющая работу системы) в ди¬
намически равновесном режиме, т.е. сохранять функционально единое целое и опреде¬
ленный порядок (режим) явлений в конкретных пространственно-временных пределах.
Сказавши “а”, что геоморфологические системы бывают разного типа (хотя типи¬
зации ГМС пока не существует), следует сказать и “б” - задаться вопросом: по каким
признакам проводятся пространственные границы между ГМС? Вероятно, по тем же,
что и выделяются. Так линия, разделяющая генетически разнородные типы рельефа,
может быть и границей ГМС (например, долинный комплекс или ГМС долины реки
отделяется по тыловому шву наиболее древней террасы от моренной равнины или
флювиогляциальной равнины). Но если рассматривается ГМС водосборного бассей¬
на, то границей является линия водораздела, пересекающая и моренную равнину, и
флювиогляциальную, и долинный комплекс реки более высокого порядка. А при вы¬
делении морфолитосистем важное значение приобретают палеорельеф и литология
подстилающих пород. В этом случае граница часто морфологически не выражена в
рельефе. Город или любой другой населенный пункт (в том числе деревня и рудник) -
это тоже своеобразная геоморфологическая система с особым типом рельефа и лито¬
генной основой. Это скорее морфолитосистема, где определяющим компонентом яв¬
ляется техногенез (техногенный рельеф, техногенные отложения, техногенные про¬
цессы). Но вот где проводить границу? По периферии распространения техногенных
отложений и техногенного рельефа, т.е. - по фактическому признаку? А может быть,
по границе распространения влияния (косвенного) техногенеза на геоморфологиче¬
ские условия природного комплекса - по признаку наличия связей?
“Действительность представляет собой как бы трехмерное пространство, рассмат¬
риваемое нами с трех различных точек зрения: с первой мы видим отношения веще¬
ственного родства, со второй - развитие во времени, с третьей - расположение и рас¬
пределение в пространстве” [5, с. 33].
Это высказывание относится и к отношениям между ГМС и к взаимоотношениям
геоморфологических систем с системами другого рода.
С позиций вещественного родства можно рассматривать организованность биоген¬
ного рельефа, био-геоморфологических и техно-геоморфологических систем, а также
можно изучать и влияние организованности ГМС на организованность биосферы и,
конкретнее, антропосферы и урбосферы. В частности, В.И. Вернадский писал, что
“люди геологически закономерно связаны с материально-энергетической структурой
планеты” [6, с. 208]. На эту закономерность еще раньше в 1989 г. обратил внимание
Л. Мечников в книге “Цивилизации и великие исторические реки [7]. Геоморфологи¬
ческий анализ урбосферы - не что иное, как анализ особенностей функционирования
5
геоморфологических систем, связей между составляющими их компонентами, обеспе¬
чивающих устойчивость структуры урбосферы (ее организованность).
Вероятно, можно рассматривать и такой аспект исследований как геоморфологиче¬
ская организованность биосферы (экосистемы, антропосферы). Тогда на первый план
выступает задача анализа структуры связей между элементами (компонентами) био¬
сферы, определяемой геоморфологическими потоками вещества и энергии. По сути
дела реализация новой парадигмы: от геосистемы к экосистеме.
Среди важнейших вопросов, требующих ответов, можно назвать следующие: а) как
взаимодействуют геоморфологические системы с социально-экономическими, точнее
какие существуют связи между этими системами: природные и инженерные, в том
числе геохимические (обеспечивающие обмен вещества в ландшафте), биохимиче¬
ские (обеспечивающие обмен веществ между ГМС и биотой), геофизические; б) как
метаболизм экосистемы (и экосистемы человека в том числе) влияет на функциони¬
рование геоморфологической системы.
Временная организованность, пожалуй, одна из наиболее интересных тем исследова¬
ния. Во-первых, определение времени, требуемого для достижения определенного уровня
организованности. Во-вторых, стадии развития ГМС и уровни ее организованно¬
сти. В-третьих, закономерные сукцессии в морфологии и литодинамических потоках в
развитии ГСМ. Временная организованность - последовательность постоянно действую¬
щих процессов, смена состояний - это и есть функционирование геосистемы. Следова¬
тельно, исследовательской задачей может быть построение алгоритма организованности.
Морфодинамическая (генетическая) организованность как объект исследования
заключается в установлении пространственно-временных взаимосвязей между изме¬
няющейся морфологией и рельефообразующими процессами. Этот тип организован¬
ности, видимо, можно изучать путем анализа качественных и количественных показа¬
телей движения литодинамических потоков в разных по генезису (и вещественного
родства) ГМС, организованность которых представляет особый интерес (аллювиаль¬
ные, эоловые, береговые и пр. ГМС) [8].
В 1933 г. А.А. Борзов и Л.И. Семихатова писали: “География есть наука о про¬
странственных отношениях явлений конкретного мира и о тех естественных комбина¬
циях этих явлений, которые в своем закономерном распределении по земной поверх¬
ности создают лик Земли”. Они предлагали исследовать “естественные комплексы -
ландшафты” и те закономерности, “которые определяют их органическое единство”
[9, с. 4-5]. Пространственная организованность - одно из основных свойств всех гео¬
систем, в т.ч. и геоморфологических. По В.С. Преображенскому, понятие “организо¬
ванность” тесно связано с понятием “структура”, прежде всего “пространственная
структура”, которое в свою очередь связано с понятиями “территориальная диффе¬
ренциация и интеграция” [10]. Территориальная (пространственно-временная) органи¬
зация - базисное понятие в географии. Оно подразумевает иерархические уровни ис¬
следования: глобальный (земной шар как форма и основные подразделения рельефа
планеты), материково-океанический, региональный, локальный вплоть до элементар¬
ных морфологических единиц. На локальном (а может быть и на региональном) уров¬
не пространственной организованности возможны два варианта: 1) сопряженное поло¬
жение ГМС, которые расположены рядом и взаимодействуют друг с другом (пример -
горное сооружение и предгорья); 2) вложение одной ГМС в другую более крупную
(пример - равнинные участки межгорных и внутригорных впадин, вложены в окружа¬
ющие горы подобно Курайской и Чуйской степям на Алтае).
Вообще каждая ГМС делится на системы меньшего ранга не столько по размерам,
сколько по генезису и морфодинамике. Так, флювиальные (долинные) ГМС сопряже¬
ны или чаще вложены в более крупные и более сложные*по генезису системы. Част¬
ные ГМС могут отличаться от систем крупного ранга по тем или иным признакам, в
частности, по возрасту, динамике и функционированию, стадии развития, геоморфо¬
логическому режиму. Очень важно находить общие черты для крупных (прежде все¬
го, пространственно) и малых ГМС. Так, если для горной ГМС признается главным
тот или иной морфотектонический генезис и режим, то вложенные в горы долины, их
пространственное положение, плановый рисунок, некоторые особенности морфоло¬
6
гии определяются типом и режимом морфоскульптурного развития. При разрушении гор
и переходе их в педипленизированную или пенепленизированную равнину акценты и
крупных, и частных ГМС смещаются в сторону морфоскульптурных особенностей.
Исследования пространственной организованности требуют, прежде всего, упоря¬
дочения иерархических зависимостей - построения иерархического ряда (или ступе¬
ней). Особый интерес представляет пространственно-динамическая организованность
ГМС, т.е. порядок в направлениях движения вещества, определенным образом выражаю¬
щийся во взаимном расположении разных ГМС или их элементов.
Для анализа иерархических ступеней типа локальный-региональный предложен
термин “концентры” [11, с. 69-70]. Концентризация - методический прием при иссле¬
довании сложных географических объектов (геосистем), при котором либо увеличи¬
вается, либо уменьшается количество дополнительных по отношению к основному
объекту элементов, связанных с ним и в разной степени влияющих на полноту иссле¬
дования и (или) точность результатов. С математической точки зрения концентры -
это совокупность упорядоченных неэквивалентных множеств, каждое из которых
полностью входит в множество высшего порядка.
С точки зрения общей теории систем концентризация есть либо усложнение пред¬
ставления об открытой системе, либо ее упрощение. Наивысший концентр должен со¬
ответствовать так называемой полной системе, т.е. такой, которая включает макси¬
мально возможное число взаимосвязанных элементов.
С точки зрения моделирования концентризация может представлять усложнение
модели путем включения новых переменных для достижения большей точности ре¬
зультата, или, наоборот, упрощение модели, когда ясно, что падение точности резуль¬
тата не влияет на принятие окончательного решения.
Термин “концентры” в геоморфологии не используется. Однако можно рассмот¬
реть возможности этого подхода при ранжировании территорий с различными экзо-
динамическими режимами.
Вероятно, геоморфологическую систему (определенного типа) в чистом виде выде¬
лить трудно. Всегда наряду с физическими связями (морфометрическими, морфодина¬
мическими) присутствуют и химические, и биохимические связи. Так, водосборный
бассейн можно рассматривать как ГМС и как гидрологическую систему тоже, по¬
скольку он организован водным потоком. Однако организованность гидрологической
системы определяется режимом водного потока и другими гидрологическими харак¬
теристиками (в частности, расходом воды).
Организованность геоморфологической системы водосборного бассейна характеризу¬
ется структурными линиями (водораздельными, тальвеговыми) и их упорядоченностью
(чем больше порядок водосборного бассейна, тем сложнее и устойчивее система; характе¬
ризуется твердым стоком), а также степенью развитости (упорядоченности) флювиально-
го рельефа (днище, террасы, склоны, составляющие морфогенетическое единство).
Гидрологические характеристики бассейна, как правило, связаны с морфологиче¬
скими и морфодинамическими характеристиками (прямые положительные связи) гео¬
морфологической системы, теснота этой связи свидетельствует об уровне организо¬
ванности и той, и другой систем. Несоответствие гидрологических характеристик гео¬
морфологическим (площади водосбора, структуре бассейна и т.д.) свидетельствует
либо о молодости системы, либо о ее старости (в данном случае связи имеют отрица¬
тельный знак). Такое состояние можно назвать и состоянием дисбаланса, которое мо¬
жет привести к разрушению данной (или предыдущей) ГМС. Но это состояние может
свидетельствовать и о формировании ГМС другого типа (вида), т.к. водосборный бас¬
сейн организован не только поверхностным стоком, но и подземным. И этот подзем¬
ный сток оказывает влияние на морфологию рельефа, на формирование морфо¬
скул ьптуры ГМС водосборного бассейна нередко неожиданным образом. Так, напри¬
мер, формирование овражной эрозии за счет суффозии; формирование карстовых
долин и карстово-суффозионных ГМС.
Водосборный бассейн, кроме того, является частью морфоскулыггуры и в какой-то ме¬
ре морфоструктуры. В первой связи литодинамические, во второй - морфодинамические.
7
При разрушении ГМС возможен ее переход в другую сущность, например, в гидро¬
логическую (озерную) или гидробиологическую (болото, в частности). Это весьма ин¬
тересное и мало изученное состояние (дисбаланс), при котором происходит наруше¬
ние динамического равновесия настолько, что намечается переход в иную по органи¬
зованности систему. Так, в связи с изменением климата эрозионно-аккумулятивный
флювиальный фактор сменяется эоловым, флювиальная система перестраивается в
эоловую, в той или иной степени разрушая старую структуру системы и формируя но¬
вую, со своими особенностями морфологии, процессами, морфолитологическими
комплексами, со своей морфодинамикой и геоморфологическим режимом.
При разрушении ГМС возникает и динамически неустойчивая - “переходная” ГМС
со своей сложной структурой, в которой элементы старой структуры какое-то время
(какое?) еще диктуют свои “правила игры” в изменившихся обстоятельствах. Пере¬
ходный период может быть быстрым или медленным (еще одна задача для исследова¬
ния), но смена систем подчиняется законам организованности и, в частности, закону
внутреннего динамического равновесия. Следовательно, можно говорить и о свой¬
ствах состояний ГМС.
Сказанное нужно расценивать как самые общие положения концепции организо¬
ванности ГМС. Необходимы конкретные разработки по выявлению внутренних и
внешних связей, выражающихся в морфологии земной поверхности, коррелятных от¬
ложениях, режимах в разных по типу и рангу системах. Такие разработки должны ис¬
ходить из понимания того, что как сами ГМС различны, так и организованность их
можно изучать и оценивать с разных позиций ввиду ее (организованности) структур¬
ной и динамической сложности.
Что нам дает новая идея? Прежде всего, позволяет упорядочить (систематизиро¬
вать) накопленные знания на другом уровне и поставить следующие исследователь¬
ские задачи:
1) выявление закономерностей и правил (внутренние законы) организованности
ГМС; проведение типизации и установление иерархии ГМС, в том числе по степени
уровня организованности;
2) выявление особенностей структуры и связей между компонентами, обеспечива¬
ющих функционирование конкретной системы на разных стадиях развития (молодо¬
сти, старости, зрелости, реорганизации); установление устойчивой последовательно¬
сти постоянно действующих процессов передачи энергии, вещества и информации,
при условии сохранения того или иного характерного для значительного отрезка вре¬
мени состояния системы (ландшафта, геосферы, биосферы в целом);
3) изучение закономерностей эволюции (истории развития), уникальности, стади¬
альности ГМС. Исследование функционирования ГМС, ритмического (суточного, годо¬
вого, сезонного, многолетнего) характера, что выражается в переходе из одного серий¬
ного состояния в другое (т.е. “закономерно колеблется” около какой-то временной точ¬
ки - стандартного, типичного состояния). Чем отличается “серийное состояние” от
состояний дисбаланса? Как, по каким признакам, на основании каких критериев мож¬
но провести границы между этими состояниями? Могут ли быть использованы при
этом анализе критерии устойчивости и неустойчивости рельефа?
4) пространственная организованность предполагает упорядоченность во всем, в
том числе и упорядоченность контактных, переходных, граничных зон между компо¬
нентами и элементами ГМС, между различными соседствующими ГМС, между кон¬
тактирующими геосферами. Геоморфологические границы - тоже отнюдь не триви¬
альная задача. Как с позиций организованности можно их систематизировать? У них
есть и морфометрические, и морфологические, и динамические линейные и объем¬
ные системообразующие характеристики; •
5) исследование результатов взаимодействия разных ГМС между собой. Мы еще
недостаточно знаем, по каким законам осуществляется сосуществование ГМС разно¬
го типа на одной и той же территории. Например, горы того или иного типа образу¬
ются за счет эндогенных (тектонических, вулканических) движений земных масс, но
на эти массы накладывается комплекс экзогенно обусловленных процессов и форм
(флювиальных, гляциальных и др.). Как происходит наложение мофроскульптуры на
морфоструктуры? Насколько, скажем, горные долины “эндогенные” и насколько “эк¬
зогенные”? Слабо изучены и закономерности взаимодействия разных ГМС, находя¬
щихся в парагенетическом соседстве (горы-предгорья-равнины).
Вопросы для исследования можно продолжать: свойства рельефа - это следствие
или свидетельство (?) организованности ГМС. Можно ли говорить об инженерной, эс¬
тетической, экологической организованности ГМС? Можно ли создать классифика¬
цию ГМС по комплексу свойств или по какому-либо одному типу свойств, исходя из
анализа внутренних связей, пространственной и временной организованности? Как
правило, такого рода классификации создаются на основе анализа рельефообразую¬
щих и рельефопреобразующих процессов (экзогенных и эндогенных), морфометриче¬
ских и морфоструктурных характеристик, а анализ причинно-следственных связей не
рассматривается.
Предлагаемая статья носит предварительный, заявочный характер. Мы ставим для
обсуждения новую тему геоморфологических исследований и теоретических, и мето¬
дических, и прикладных.
Развитие теоретических представлений о геоморфологических системах: их типиза¬
ция, иерархия, особенности возникновения, развития и разрушения связей, определя¬
ющих свойства (однородность, устойчивость, изменчивость, динамичность) - важней¬
шая фундаментальная проблема современной геоморфологии, да и географии в це¬
лом. Разработка этой обширной и сложной темы потребует использования новых для
геоморфологии методов исследования.
Предлагая новую тему коллективных исследований, мы осознаем, что лишь объ¬
единенными усилиями можно чего-то достичь в ее разработке. Как пишет один из пи-
сателей-фантастов:
“У каждого из вас имеется какой-то талант. Постарайтесь понять, что делает вас
лучшим. И как только вы поймете, то сможете внести свой вклад, свои ответы, и дру¬
гие поделятся ответами с Вами. Иными словами - коллективное озарение просто так
не возникает. Его надо создать” [12].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А. Экологическая геоморфология. Словарь-справочник. М.: Медиа-
Пресс, 2004. 239 с.
2. Вернадский В.И. Химическое строение биосферы Земли и ее окружения. М.: Наука, 1987. 339 с.
3. Арманд АД. Самоорганизация и геосистемы // Самоорганизация и динамика геоморфосистем. Томск:
Институт оптики атмосферы СО РАН, 2003. С. 24-30.
4. Реймерс И.Ф. Природопользование. Словарь-справочник. М.: Мысль, 1990. 637 с.
5. Геттнер А. Сущность и методы географии // Вопросы страноведения. М.-Л.: Изд-во Моек. Акцио-
нерн. Издат. О-ва, 1925. С. 33-85.
6. Вернадский В.И. Философские мысли натуралиста. М.: Наука, 1988. 208 с.
7. Мечников Л.И. Цивилизации и великие исторические реки. М.: Прогресс-Пангея, 1995. 464 с.
8. Флоренсов Н.А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 238 с.
9. Борзов А.А., Семихатова Л.И. Географические экскурсии под Москвой. М.: 1933. С. 3-4.
10. Преображенский В.С. Организация, организованность ландшафтов. М.: Ин-т географии АН СССР,
1966. 20 с.
11. Алаев Э.Б. Экономико-географическая терминология. М.: Мысль, 1977. 199 с.
12. Виндж В. Комплексная интуиция // Если. 2006. № 6. С. 27-38.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
24.05.2006
GEOMORPHOLOGIC SYSTEMS AND THEIR ORDERLINES
E.A. LIKHACHEVA, D.A. TIMOFEYEV
Summary
A new quality of geomorphologic systems is put forward - their “orderlines”, which we understand as a complex of land-
forms, processes, and connections, procuring stable state and development of the system. We propose the concept of “order¬
lines” as research field within which some concrete tasks may be formulated. The analysis of order will help better under¬
standing of the origin, development, dynamics and functioning of different geomorphologic systems.
9
УДК 551.4.435.1. ->551.312.3(470.3 +470.4)
© 2007 г. Н.Г. ДОБРОВОЛЬСКАЯ, Е.Ф. ЗОРИНА, З.П. КИРЮХИНА,
Л.Ф. ЛИТВИН, И.И. НИКОЛЬСКАЯ, С.Д. ПРОХОРОВА
НЕКОТОРЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЯ НАНОСОВ
В ЭРОЗИОННО-РУСЛОВЫХ СИСТЕМАХ ЦЕНТРА РОССИИ1
Основой эрозионно-русловых систем является совокупность водных потоков суши,
которую можно приближенно разделить на три компонента: временные плоскостные
и струйчатые потоки на склонах (верхние звенья), временные потоки в овражно-ба¬
лочной сети (среднее звено системы), русловые постоянные потоки рек (нижние зве¬
нья). Наиболее четко мысль о единстве функционирования звеньев эрозионной сети в
формировании эрозионно-аккумулятивного процесса на речных водосборах была вы¬
сказана Н.И. Маккавеевым [1]. В этой же работе им сформулирован закон “фактор¬
ной относительности”, являющийся основой при анализе взаимодействия, взаимосвязи
и взаимообусловленности развития отдельных звеньев русловых систем.
Цель настоящей работы - исследование закономерностей территориального рас¬
пределения наносов, их перераспределение и взаимозависимости между модулями сто¬
ка воды и наносов в разных звеньях эрозионной сети. Объектом изучения были выбра¬
ны водосборные бассейны малых и средних рек бассейнов Волги и Дона, т.е. террито¬
рия, обширная по площади и крайне разнообразная по хозяйственно-ландшафтным
условиям. Рассматривались данные по 98 водосборам, расположенным в южно-таеж¬
ной, лесостепной и степной зонах бассейна р. Волги, средней площадью соответствен¬
но 6350, 3520 и 4200 км2, а также 306 водосборов малых рек бассейна р. Дон, располо¬
женных на Среднерусской возвышенности и междуречье рек Волги и Дона. Эти терри¬
тории характеризовались данными по стоку воды, эрозионным процессам на пахотных
склонах долинно-балочной сети, а также непосредственно по развитию овражной эро¬
зии и речной денудации. В регионах давнего и активного сельскохозяйственного освое¬
ния основной составляющей стока наносов с плакорных участков склонового водосбора
является эрозия на пахотных землях, что позволяет ее величину использовать для при¬
ближенной характеристики так называемой “склоновой” эрозии. Методические под¬
ходы к количественной оценке этих показателей, точности расчетов и материалов,
получаемых с карт, изложены в ряде ранее выполненных работ [2-6]. Результаты тер¬
риториального анализа распределения флювиальной денудации в отдельных частях
бассейнов рек Европейской части России приводятся в работах исследователей, про¬
водивших обзор натурных данных [2, 7, 8]. Основным материалом для получения све¬
дений о расходах наносов, трансформации их содержания в речном потоке по длине
рек и в различных ландшафтных условиях послужили работы ученых Казанского го¬
сударственного университета [3, 9], а также данные гидрологических ежегодников.
Формирование стока наносов на водосборах эрозионно-русловых систем рассмат¬
ривается через взаимодействие и взаимообусловленность внешних, межкомпонент¬
ных и внутренних взаимосвязей. Внешние связи дают представление о воздействии
природных факторов на развитие системы в целом и основных компонентов в отдель¬
ности. Они отражают также влияние и антропогенного воздействия на каждое из зве¬
ньев, и реакцию звеньев других порядков. Ими определяется величина твердого стока,
мутность потоков в отдельных компонентах сети. Межкомпонентные связи дают
представление о взаимодействии и взаимном влиянии густоты и плотности разных
звеньев эрозионной сети, процессах формирования мутности на водосборах и в русло¬
вой сети оврагов, балок и рек, а также о соотношении между русловой и бассейновой
составляющими стока наносов. Связи внутренние определяют процессы саморазвития
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 06-05-64637) и государственной под¬
держке научных исследований, проводимых ведущими научными школами РФ (проект НШ-4884.2006.5).
10
каждого из звеньев эрозионной системы, смену в них фаз эрозии и аккумуляции. Эти¬
ми связями обусловлена величина мутности и объема наносов, варьирующие под вли¬
янием стадийности развития отдельных звеньев эрозионной сети.
Внешние - при формировании стока наносов в эрозионно-русловых системах явля¬
ются связи между параметрами стока наносов в звеньях эрозионной системы и харак¬
теристиками природных ландшафтов, а также степенью их антропогенного преобра¬
зования, которые оказывают различное влияние не только на сток наносов в разных
звеньях эрозионной сети, но и на перемещение взвешенного и влекомого материала в
потоках разных порядков одного и того же звена. Чем меньше порядок звена, тем от¬
четливее проявляется влияние внешних факторов, тогда как крупные водные маги¬
страли суммируют и нивелируют по своей протяженности воздействие зональных и
азональных особенностей, что затрудняет анализ влияния отдельных природных и ан¬
тропогенных факторов.
Основными природными факторами, влияющими на эрозионные процессы, как из¬
вестно, являются гидролого-климатические и геолого-геоморфологические. Рассмот¬
рению влияния условий на развитие эрозионных процессов посвящены многочислен¬
ные исследования в различных регионах страны с широким диапазоном изменения зо¬
нальных и азональных факторов. Исследования руслового режима и стока наносов
нижнего звена эрозионной сети, т.е. рек разного порядка, также насчитывают не один
десяток лет. Достаточно широк и диапазон методических подходов, начиная с визу¬
альных обследований и кончая составлением моделей с расчетным алгоритмом, поз¬
воляющим делать прогноз развития форм эрозии, как линейной, так и плоскостной и
струйчатой [1, 4, 10-13 и др.]. Не останавливаясь на влиянии природных и антропоген¬
ных факторов на развитие всего комплекса эрозионно-аккумулятивных процессов на
водосборе и каждой из его составляющих отдельно, отметим лишь, что влияние это
чаще всего рассматривалось через соотношение модульных показателей стока воды и
наносов. Для территории России установлены разнообразные (по форме и тесноте
связи) зависимости модулей стока воды и наносов, характер которых отражает влия¬
ние как ландшафтной зональности, так и азональных факторов эрозионного процесса
[3, 14]. Сопоставление модулей стока воды и наносов в эрозионно-русловых системах
рек Центра ЕЧ России свидетельствует о существовании положительных связей этих
параметров внутри каждой из трех ландшафтных зон - степной, лесостепной и юга та¬
ежной (рис. 1). По виду эти зависимости близки к полученным Н.Н. Бобровицкой [15]
для аналогичных ландшафтно-геоморфологических районов. В наименьшей степени
сток воды влияет на сток наносов в таежной зоне. Экстремальные значения модулей
стока наносов также имеют зональную привязку. Так, среднеминимальные модули
стока в южно-таежной зоне составляют 1-2 т/км2 х год, в степной и лесной зонах -
8-10 т/км2 х год. Анализ современных данных о модулях стока воды и наносов в боль¬
шинстве регионов не позволяет строго расчленить степень влияния каждого из при¬
родных и антропогенных факторов на величину выноса наносов. Это относится осо¬
бенно к территориям повышенной антропогенной сельскохозяйственной нагрузки.
Большинство зависимостей общей интенсивности флювиальной денудации (модули
речного стока наносов) от главного гидролого-климатического фактора (стока воды)
имеют значительный разброс, особенно в зоне малых значений стока воды и наносов.
Зональные особенности природных факторов приходится рассматривать в совокупно¬
сти с изменениями, внесенными антропогенной нагрузкой, интенсивность которой, в
свою очередь, непосредственно зависит от природных особенностей территорий.
Влияние антропогенного преобразования ландшафта на формирование стока нано¬
сов проявляется в первую очередь через нарушение естественных природных процес¬
сов. Сведение лесной и степной растительности в наибольшей степени интенсифициро¬
вало смыв почвенных агрегатов, образование ручейкового стока в полях, формирова¬
ние рытвин, промоин, водороин, оврагов. Линейные эрозионные формы на водосборах
активизировали поверхностный сток. Параллельно с этим процессом происходило сни¬
жение противоэрозионной стойкости почвогрунтов, что в значительной степени усили-
11
Мрн, т/км2 x год
Рис. 1. Зависимость стока речных наносов (Мрн) от сто¬
ка воды (Мрв) в различных ландшафтных зонах
1 - тайга, 2 - лесостепь, 3 - степь
г, т/км2
Рис. 2. Распределение модулей стока взвешенных
наносов по ландшафтным зонам востока Русской
равнины (по А.П. Дедкову и В.И. Мозжерину [18])
Модуль стока взвешенных наносов: 1 - крупных
рек, 2 - то же, приведенный к доагрикультурному
ландшафту, 3 - малых рек, 4- то же, приведенный
к доагрикультурному ландшафту
вало процессы смыва и размыва [1,9,10,16,17]. Продукты бассейновой эрозии поступа¬
ют в первую очередь в малые реки, функционирование которых также в значительной
мере подвержено влиянию природных особенностей их водосборов. Мутность в них
обусловлена скоростью водных потоков, а следовательно, уклонами местности, интен¬
сивностью осадков, размываемостью грунтов. Данные о стоке взвешенных наносов рек
и их зональных изменениях, представленные на рис. 2 [18], позволяют оценить сте¬
пень влияния на величину модулей стока взвешенных наносов порядка реки и ланд¬
шафта ее водосбора и степени их антропогенного преобразования. Минимальные мо¬
дули стока взвешенных наносов как для крупных, так и для малых рек, соответствуют
доагрикультурному периоду, т.е. периоду с естественными ландшафтами. Количе¬
ственные различия в стоке наносов малых и крупных рек здесь незначительны, так же
как и различия зональные. Резкое возрастание модулей стока наносов для малых рек
происходит после антропогенного освоения территории в зонах основной антропоген¬
ной нагрузки - лесостепи и степи. На крупных реках модули мутности в агрикультур¬
ный период также увеличились, но в меньшей степени, чем на малых реках. Вырубка
лесов и распашка земель привели к шестикратному увеличению стока взвешенных
наносов малых рек и трехкратному - крупных [9]. Эти же данные показывают, на¬
сколько тесно в регионах сельскохозяйственного освоения интенсивность флювиаль-
ной денудации (транспорт наносов на речном водосборе потоками разных порядков)
связана с площадью бассейна. В значительной степени это обусловлено тем, что по
мере увеличения размеров реки увеличивается и степень дренирования подземных
вод. Интенсивность денудации таким образом связана с ростом площади водосборов,
т.е. имеет место редукция стока наносов (кроме подзоны северной и средней тайги). Ре¬
дукция стока наносов в исследованном диапазоне площадей бассейнов (.F) прослежива¬
ется и для совокупности малых рек центра Европейской территории России в целом
(рис. 3). Наиболее ярко она выражена для рек лесостепной и степной зон как террито¬
рий раннего освоения больших площадей под пашню. Значительный разброс данных в
зависимости Мрн = /(F6ac) свидетельствует о влиянии некоторых “третьих” факторов,
лишь опосредованно связанных с площадью бассейна. Представляется, что ими может
считаться структура речной сети, в частности, снижение числа потоков первых поряд¬
ков, впадающих непосредственно в главную реку по мере роста площади бассейна, и
12
удлинение путей доставки бассейновых на¬
носов. Сказывается и влияние морфометрии
бассейна (его конфигурации, глубин базисов
эрозии, морфологии) речных долин, а также
типов русла.
Межкомпонентные связи определяют за¬
висимости между параметрами всех звеньев
эрозионной сети на водосборе, их количе¬
ством, протяженностью, интенсивностью
развития (соответственно модулями выноса
наносов, активностью роста). Прежде всего,
следует отметить, что общие положительные
связи стока наносов в реках с интенсивностью
эрозии почв и оврагообразованием общепри-
знаны. Сравнение карты среднегодовой мут¬
ности рек центра ЕТ России [19] с картой ин¬
тенсивности смыва на обрабатываемых скло¬
нах [5] показывает ясно выраженные анало¬
гичные тенденции территориальных измене¬
ний этих параметров. Главная черта их - со¬
гласованное резкое возрастание величин мутности с северо-запада на юго-восток с макси¬
мумом, проходящим через север Приволжской возвышенности, а также резкое различие
в интенсивности стока наносов как на склонах, так и в руслах, на возвышенном право¬
бережье Волги и в Низком Заволжье.
Сопоставление показателей модулей выноса из оврагов и мутности рек также вы¬
являет определенную поясность в интенсивности эрозионных процессов, как показы¬
вает их анализ в бассейне Волги (рис. 4 и 5). Северная часть бассейна, расположенная
в лесной зоне, характеризуется как низкими величинами мутности рек, так и слабым
современным ростом оврагов. Бассейн средней Волги, включающий правобережье
Оки, бассейн рек Камы, Вятки, Уфы и Белой, характеризуется значительным разви¬
тием эрозионных процессов. Наибольшая активность овражной эрозии приурочена к
участкам Приволжской возвышенности и непосредственно к правобережью Волги,
где на реках также наблюдается повышенная мутность (500-1000 г/м3).
На рис. 6 представлена зависимость между модулями стока речных наносов и нано¬
сов с водосбора, которая позволяет проследить наличие общей положительной тен¬
денции связи приведенных параметров. Вместе с тем, выявление связи между заовра-
женностью территории, смывом на водосборе и мутностью воды в реке нередко ока¬
зывается проблематичным, поскольку значительная роль в распределении наносов в
разных звеньях сети принадлежит цепочке связей взаимозависимостей между всеми
звеньями эрозионной сети водосбора.
Анализ связи между бассейновой составляющей денудации (смыв и овражная эро¬
зия) и мутностью рек был выполнен Р.С. Чаловым и С.В. Некосом [20]. Однако в
этой работе основное внимание уделено стоку речных наносов, мутности рек и русло¬
формирующим расходам, тогда как в настоящем исследовании анализируется взаим¬
ное влияние всех составляющих эрозионного процесса на водосборе. Своеобразие
этих зависимостей для регионов с разными природными особенностями рассмотрено
на примере бассейна Дона (рис. 7). Так, в пределах Окско-Донской равнины и в бас¬
сейне р. Медведицы при значительных вариациях овражных выносов (от 0.01 до
1.0 т/га х год) смыв на пашне варьирует в крайне узких пределах (от 1.0 до 2.0 т/га х
х год). Вместе с тем, по ряду бассейнов верхних звеньев эрозионной сети на Средне¬
русской возвышенности прослеживается хорошая связь между модулями овражных вы¬
носов и смыва (рис. 7, А). Тесная связь данных параметров обусловлена общим ком¬
плексом факторов, определяющих эрозионный процесс. Прежде всего, это распахан-
ность склонов, густота и глубина расчленения рельефа, распределение и интенсивность
Мрн, т/км2 X год
F, км2
Рис. 3. Зависимость стока речных наносов (Мрн)
от площади бассейна в различных ландшафт¬
ных зонах
Уел. обозначения см. рис. 1
13
Рис. 4. Величина мутности рек Волжского бассейна, г/м3 (по К.Н. Лисицыной, ГГИ [19])
I - 10-50, II - 51-100, III - 101-250, IV - 251-500, V - 501-1000
Рис. 5. Интенсивность выноса грунта из оврагов, м3/год х км2
1 - <0.1; 2 - 0.11-1; 3-1.1-20; 4 - 20.1-75; 5 - 75.1-200; 6 - >200
14
М, т/га х год
Рис. 6. Соотношение между модулями речных нано¬
сов (М) и бассейновой составляющей (Мх), т/га х год
Мов, т/га х год
I I I
0 12 3
Мс, т/га х год
Рис. 7. Соотношение между интенсивностью смыва
на пашне (Мс) и овражных выносов (Мов), т/га х год
А - Верховье бассейна Дона (до устья р. Хопер).
1 - Окско-Донская равнина, 2 - Среднерусская воз¬
вышенность. Б - бассейн р. Медведицы
осадков внутри года. В то же время интенсивность оврагообразования в очень большой
степени зависит от формы склона, тогда как смыв больше определяется величиной
уклона.
Для оврагов большую роль играет противоэрозионная стойкость грунтов, для смы¬
ва - тип почв и почвообразующая порода. Для обоих процессов роль объема переме¬
щенных наносов неравноценна - модули почвенной эрозии в освоенных районах в не¬
сколько раз, а нередко и на порядок, превышает модули овражных выносов. В ряде
районов связь между модулями стока наносов с поля и из оврагов практически отсут¬
ствует. На рис. 8 представлена взаимосвязь модулей склоновой и овражной эрозии в
различных ландшафтных зонах бассейна Волги. В целом для массива данных общего
тренда не прослеживается. Максимальной величиной выноса отличаются овраги в бас¬
сейнах малых рек волжского правобережья в степной и лесостепной зонах. Весь массив
данных можно разделить на две области. В первую входят бассейны, где выносы из
оврагов составляют свыше 70 т/км2 х год. Это область севера Приволжской возвышен¬
ности и западного Предкамья Татарстана. Интенсивное оврагообразование связано
здесь с наличием мощных толщ лёссовидных суглинков и большими глубинами расчле¬
нения. Темп эрозии на водосборах в этом регионе имеет значительную вариабельность
при несколько отрицательном тренде. Во второй группе бассейнов прослеживается связь
между рассматриваемыми модулями в южно-таежной зоне. Отсутствие на представлен¬
ном графике выраженного тренда положительной связи в степной и слабоположитель¬
ной - в лесостепной зонах может быть следствием антропогенного воздействия в виде
разного процента распашки территории, а также может играть роль густота и глубина
расчленения балками и реками. Значительная роль может принадлежать и процессу
перераспределения стока наносов в разных звеньях эрозионной сети.
Представляют определенные трудности количественные оценки современной ак¬
кумулятивной составляющей в балках - промежуточном и поэтому особенно значи¬
мом звене эрозионно-русловых систем. Как показали детальные исследования в цен¬
тре Европейской части России [8, 21], в днищах балок, прудах, небольших водохранили¬
щах аккумулируется значительная доля как склоновых полевых, так и овражных наносов.
Однако причинно-следственные связи аккумуляции и природно-антропогенных факторов
не могут быть достоверно установлены, т.к. соответствующие исследования, единичны.
Территориальные оценки аккумуляции в балках представлены пока лишь на качествен¬
ном и приблизительно количественном уровнях, что можно сказать и о других нефлюви-
альных процессах денудации склонов. Например, оползневые процессы по бортам овра¬
гов учитываются при расчетах модулей овражных выносов, чья количественная характе¬
15
Мэп, т/км2 X год
Рис. 8. Взаимосвязь склоновой (Мэп) и овражной
(Мэов) эрозии в различных ландшафтных зонах
Уел. обозначения см. рис. 1
Мэов, т/км2 X год
ристика зависит от скорости линейного
роста оврага и интенсивности его рас¬
ширения, на которое основное влияние
оказывает комплекс склоновых процес¬
сов. Трудность прямого сопоставления
показателей перемещения наносов за¬
ключается в том, что не только механиз¬
мы образования и формирования нано¬
сов специфичны для каждого из звеньев,
но различны также и ведущие факторы,
и хронология проявления образования
наносов. Так, для большей части бассей¬
нов центра России основная доля ежегод¬
ного стока воды и наносов связана с ве¬
сенним половодьем. Соотношение ливне¬
вой (преимущественно летней) эрозии и
эрозии при снеготаянии также резко
дифференцировано по территории. Если
север и северо-восток ЕТ России отно¬
сится к зоне преобладания талого смыва,
то на юге и юго-западе интенсивность
ливневой эрозии в несколько раз превышает темпы “талой” [5]. Между тем очевидно,
что доля склоновых наносов, достигающих речных русел, при ливнях и в половодье
различна. При выпадении ливней эта доля не превышает 30% [8]. Если склоновые
процессы на плакорных частях водосборов пополняют преимущественно сток взве¬
шенных наносов в реках, то в овражных выносах содержание будущих русловых (вле¬
комых) наносов может быть весьма значительным. Нередки случаи, когда материал
овражных конусов выносов не может транспортироваться речным потоком и дефор¬
мирует русло реки-приемника, что приводит к образованию кос и перекатов [6]. Как
правило, соотношение “эрозия-аккумуляция” значительно варьирует и в руслах самих
рек. Локальные изменения уклонов продольных профилей, формы русла и скоростей
течения, часто встречающиеся на реках с невыработанным продольным профилем,
изменяют это соотношение или за счет аккумуляции наносов на пойме и в русле, или
за счет усиленного поступления взвешенных и влекомых наносов при размыве русло¬
вых отложений и берегов рек. Локальные изменения русловой составляющей значи¬
тельны и учитываются при определении русловой составляющей баланса денудации.
Внутрикомпонентные связи отражают процесс саморазвития каждого из звеньев
эрозионной сети и системы в целом. Саморазвитие эрозионного процесса почвенного
покрова естественного должно оцениваться показателями изменения интенсивности
эрозии при ее развитии во времени. К такому показателю относится увеличение смы-
ваемости почвенного покрова по мере увеличения его смытости. Этот процесс незави¬
сим от ландшафтных зон, от комплекса внешних факторов, таких как осадки, свой¬
ства почв и почвообразующие породы. Они могут обусловить лишь степень влияния
смытости на смываемость, но не нарушить закономерность процесса усиливающейся
деградации почв. По данным экспериментальных исследований Г.И. Швебсом [12] со¬
ставлена таблица с коэффициентами, характеризующими влияние смытости на смы¬
ваемость. Фактор саморазвития эрозионного процесса на полевых водосборах, приво¬
дящий, казалось бы, к постоянному увеличению поступления наносов в линейные эро¬
зионные формы, имеет максимальное значение, которое, по-видимому, соответствует
совокупному влиянию нарушения структуры почвенного покрова под влиянием смы¬
ва, снижению корневой массы растений и ее скрепляющего влияния, снижению объе¬
ма зеленой массы растений и, как следствие, уменьшению испарения и увеличению
поверхностного стока при аналогичной сумме и интенсивности осадков. Процесс смы-
16
ва наблюдается обычно в зонах развитого сельскохозяйственного производства, где
картину саморазвития эрозии почв нарушают агромелиоративные мероприятия, свя¬
занные с поддержанием плодородия, внесением удобрений, противоэрозионными ме¬
роприятиями и т.п.
Саморазвитие почвенной эрозии включает и аккумулятивный процесс на водосбо¬
ре, отложение наносов, вынесенных с полей, на краях полевых угодий, в прибровоч-
ной части склонов. В периоды высокой водности, особенно при снеготаянии, наносы
частично поступают в линейные звенья эрозионной сети (овраги, балки), где перерас¬
пределяются по составу и объему. Все эти аспекты необходимо иметь в виду при опре¬
делении баланса наносов на водосборе, поскольку состояние почвенного покрова обу¬
словливает сток наносов, их состав и объем, переформирование микрорельефа полевых
водосборов, в конечном счете, саморазвитие всей системы водотоков на водосборном
пространстве.
Внутренние взаимодействия прослеживаются и в системе “овраг-овражный водо¬
сбор”. Изучение процесса развития оврага во времени выполнялось на физической
модели в Лаборатории экспериментальной геоморфологии Географического факуль¬
тета МГУ [11] и Курского института Защиты почв от эрозии [22]. В результате были
установлены основные законы саморазвития оврагов, проявляющиеся вне зависимо¬
сти от природных условий, что подтвердили многочисленные полевые натурные ис¬
следования овражной эрозии в разных регионах страны. К ним относятся:
1. Скорости роста параметров оврага изменяются во времени. Увеличение скорости
роста наблюдается в течение короткого периода, после которого наступает экстремум
функции изменения скоростей во времени. За этим следует снижение скорости роста
оврага по мере его дальнейшего развития. Снижение скоростей обусловлено самим фак¬
том оврагообразования, уменьшением водосборной площади, величин расходов, поступа¬
ющих в вершину оврага, а следовательно, размывающей и транспортирующей способно¬
сти потока. Этому же способствует постепенная выработка профиля “равновесия”, т.е. из¬
менение по мере развития оврага продольного профиля его тальвега от выпуклого,
соответствующего профилю склона, до вогнутого. Результатом снижения размывающей
и транспортирующей способности является уменьшение мутности овражного потока, ко¬
торое, наряду со снижением расхода воды, поступающей в вершину оврага, приводит к
снижению выноса наносов и уменьшению скоростей объемного роста оврага. Развитие
оврага на водосборе, таким образом, является причиной снижения скоростей его роста по
всем параметрам и снижения выносов грунта из оврагов, что наглядно демонстрирует
диалектический закон “отрицание отрицания”.
2. Относительные скорости роста морфологических параметров оврага по-разному
варьируют во времени. Разновременно и достижение параметрами оврага своих пре¬
дельных размеров - по длине, площади, глубине, объему.
Внутренние связи в образовании оврагов играют основную роль при формировании
стока наносов, как из самих развивающихся оврагов, так и в их межкомпонентных
связях, поскольку от стадии развития оврага зависит не только вынос грунта из самого
оврага, но и то, как он выполняет роль артерии переноса продуктов эрозии с водосбо¬
ра в более низкие звенья эрозионной сети. Известно, что овраги, практически прекра¬
тившие развитие, служат очагами аккумуляции, наряду с балочной сетью. Изучение
процесса саморазвития послужило основой для создания первых моделей роста оврага
в длину [23, 24]. Процесс саморазвития делит процесс образования оврага на несколь¬
ко стадий, каждая из которых отличается особенностями внешнего облика оврагов,
степенью выработки отдельных параметров, а также интенсивностью объемного ро¬
ста, т.е. выносом грунта из растущего оврага и изменением этого параметра во време¬
ни. Саморазвитие предполагает наличие моментов зарождения и окончания развития
процесса роста на склоне, когда овраг достигает предельных габаритов и вырабатыва¬
ет профиль “равновесия”. Каждому из периодов развития соответствует определенная
роль, которую овраг выполняет как одно из звеньев эрозионной сети. От периода раз¬
вития зависит состав транспортируемого по оврагу материала. В начальные периоды
17
при больших скоростях склонового потока на склонах выпуклого профиля по тальве¬
гу оврага могут транспортироваться крупные фракции, которые в зависимости от
привязки устьевого створа могут попадать непосредственно в реку, образуя косы, пе¬
рекаты, волны повышенной мутности во вдоль береговой зоне. Эти же фракции мо¬
гут образовывать конуса выноса при растекании по речной пойме и только полово¬
дьем сносится в реку. Профиль вогнутый, близкий к выработанному, устанавливаю¬
щийся в овраге по мере его развития, приводит к чередованиям по длине участков
эрозии и аккумуляции, отложению в самом овраге более крупных фракций и переносу
во взвешенном состоянии до устьевого створа мельчайших частиц. Этот достаточно
стандартный порядок нарушается при высоких половодьях и паводках, когда в самом
овраге после высоких расходов остаются “высыпки” грунта, образуются своеобраз¬
ные пороги, делающие крайне своеобразной гидравлику потоков в оврагах.
Внутренние связи в развитии эрозионно-аккумулятивного процесса на водосборе
затрагивают весь комплекс связей, обусловливающих развитие системы водотоков.
Саморазвитие эрозионных систем в целом обусловлено в первую очередь возрастаю¬
щей концентрацией воды по порядкам потоков, увеличением в них глубин и скоро¬
стей, взаимным слиянием и образованием водных систем. Это происходит как по дли¬
не водных магистралей от первых потоков на склоне до устьевых зон крупных арте¬
рий, так и по площади при соединении однопорядковых потоков и формировании
водных систем разного строения (древовидных, перистых, субвертикальных и др.). Во¬
просам развития русловых систем посвящено большое количество исследований, на¬
чиная от Р. Хортона, Н.И. Маккавеева, Н.А. Ржаницына, К.В. Гришанина и др., зало¬
живших основы комплексного рассмотрения речных систем разных порядков, их гид¬
рологических характеристик, гидравлики морфометрии и морфологии.
Сток наносов в каждом из звеньев и в эрозионно-русловых системах в целом под¬
вержен значительным пространственно-временным изменениям. Генетические при¬
чины этой вариабельности имеют двойственный характер: с одной стороны - это из¬
менение условий и процессов формирования наносов; с другой - влияние внутриси¬
стемных механизмов перемещения наносов [25].
Совместный анализ территориального распределения основных эрозионных состав¬
ляющих флювиальной денудации в речных бассейнах Центра России показал чрезвы¬
чайное разнообразие их взаимовлияния и взаимосвязей. Прежде всего, следует отме¬
тить общую тенденцию прямой зависимости величины стока речных наносов от вели¬
чины бассейновой составляющей стока наносов (смыв с водосбора и овражная эрозия).
Разброс параметров стока наносов может быть обусловлен большой пространственной
вариабельностью процессов внедолинной аккумуляции, отложением наносов по длине
долин, балок и суходолов, а также гораздо большей, чем это предполагается сейчас,
ролью собственно речных процессов (эрозия и аккумуляция в потоке) в формирова¬
нии слоя общей флювиальной денудации.
Во всяком случае, накопление фактических материалов, позволяющих сделать бо¬
лее достоверной оценку процессов эрозии и аккумуляции в пределах водосборных
бассейнов рек разного порядка и проанализировать всю совокупность составляющих
баланса наносов, является одной из первоочередных задач науки и практики, рассмат¬
ривающих состояние земельных и водных ресурсов страны.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1978. 348 с.
2. Добровольская Н.Г., Зорина Е.Ф., Кирюхина З.П. и др. Бассейновая эрозия и флювиальная денуда¬
ция центра Русской равнины // Геоморфология. 2001. № 2. С. 55-61.
3. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во КазГУ, 1984. 264 с.
4. Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв. М.: Изд-во МГУ, 1993. 200 с.
5. Литвин Л.Ф. География эрозии почв сельскохозяйственных земель России. М.: ИКЦ “Академкнига”,
2002. 256 с.
6. Зорина Е.Ф. Овражная эрозия: закономерности и потенциал развития. М.: ГЕОС, 2003. 170 с.
18
7. Добровольская Н.Г., Зорина Е.Ф., Кирюхина З.П. и др. Перераспределение наносов в эрозионно-рус¬
ловых системах бассейна р. Волги // Эрозионные и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 2005. Вып. 4.
С. 175-190.
8. Голосов В.Н. Эрозионно-аккумулятивные процессы в верхних звеньях флювиальной сети, освоенных
равнин умеренного пояса: Автореф. дис. ... док. геогр. наук. М.: МГУ, 2003. 52 с.
9. Мозжерин В.И., Курбанова С.Г. Деятельность человека и эрозионно-русловые системы Среднего По¬
волжья. Казань: Арт-Дизайн, 2004. 128 с.
10. Козменко А.С. Основы противоэрсзионной мелиорации. М.: Колос, 1954. 217 с.
11. Овражная эрозия. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
12. Швебс Г.И. Формирование водной эрозии, стока наносов и их оценка. Л.: Гидрометеоиздат,
1974. 184 с.
13. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
14. Сток наносов, его изучение и географическое распределение. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 240 с.
15. Бобровицкая Н.И. Изучение смыва почв со склонов // Тр. ГГИ. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. Вып. 210.
С. 22-30.
16. Сурмач Г.П. Водная эрозия и борьба с ней. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 254 с.
17. Сурмач Г.П. Рельефообразование, формирование лесостепи, современная эрозия и противоэрозион-
ные мероприятия. Волгоград: Ниж.-Волж. кн. изд-во, 1992. 174 с.
18. Дедков А.П., Мозжерин В.И. О зональности эрозии и стока взвешенных наносов на Русской равни¬
не // Проблемы отраслевой и комплексной географии. Казань: Изд-во КазГУ, 1976. С. 41-54.
19. Бобровицкая Н.И. Водная эрозия на склонах и сток речных наносов: Автореф. дис. ... докт. геогр. на¬
ук. СПб.: СпбГУ, 1995. 58 с.
20. Некое С.В., Чалов Р.С. Сток наносов и русловые процессы на реках бассейна Дона // Геоморфология.
1997. №2. С. 60-71.
21. Литвин Л.Ф., Голосов В.Н., Добровольская Н.Г. и др. Перераспределение цезия-137 процессами вод¬
ной эрозии почв // Водн. ресурсы. 1996. № 3. С. 314-319.
22. Бондарев В.П. Геоморфологический анализ и прогноз оврагообразования (на примере Центрального
Черноземья): Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1994. 23 с.
23. Косое Б.Ф., Никольская И.И., Зорина Е.Ф. Экспериментальные исследования оврагообразования. //
Экспериментальная геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1978. Вып. 3. С. 113-140.
24. Московкин В.М. Математическая модель скорости роста вершины оврага // Метеорология, климато¬
логия, гидрология. 1980. Вып. 16. С. 129-133.
25. Алексеевский Н.И. Малые реки Волжского бассейна. М.: Изд-во МГУ, 1998. 234 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 26.02.2006
SOME REGULARITIES OF SEDIMENT REDISTRIBUTION
IN THE EROSION-CHANNEL SYSTEMS OF CENTRAL RUSSIA
N.G. DOBROVOL’SKAYA, E.F. ZORINA, Z.P. KIRYUKHINA, L.F. LITVIN, I.I. NIKOL’SKAYA, S.D. PROKHOROVA
Summary
Drainage-areas of little and middle rivers in the Volga and Don basins were analyzed. The regularities of spatial
sediment distribution and correlations between modulus of flow and sediment discharge in the different elements of
erosion network are determined. River silt load and value of basin have low correlation, the causes of which may be
the large spatial variability of accumulation processes outside the valley and significant importance of the riverbed
erosion and accumulation for the formation of fluvial degradation sheet.
19
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№1
январь-март
2007
Дискуссии
УДК 551.4.01:001.4
© 2007 г. Л.Л. РОЗАНОВ
РАЗВИТИЕ НЕКОТОРЫХ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
ФЛЮВИАЛЬНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ
Лидирующее положение работ о долинах и террасах в публикациях за 35 лет, пози¬
тивное отношение к дискуссиям в академическом журнале [1] побудили автора обсу¬
дить и уточнить ряд представлений о флювиальных формах рельефа, имеющих обще¬
научный интерес.
Речная терраса как природный объект
Флювиальный рельеф чрезвычайно широко распространен в природе, его анализ
имеет важное теоретическое и прикладное значение [2-5 и др.]. Однако приходится
констатировать разнобой в понимании терминов “речная терраса” и ее “морфологи¬
ческие элементы” в научной, справочной, методической и учебной литературе. Так, в
специальном словаре-справочнике по терминологии флювиальной геоморфологии [6]
приведено более десяти толкований термина “речная терраса”. В возникшей проблем¬
ной ситуации этот термин без соответствующих разъяснений употребляться вряд ли
может. Ведь под речными террасами подразумевают: 1) горизонтальные или слабо
наклонные площадки (поверхности) в речной долине [7 и др.]; 2) то же, со склоном,
обращенным к руслу [8, 9 и др.]; 3) то же, с вертикальным склоном у тылового шва [10
и др.]; 4) то же, ограниченные сверху и снизу уступами [11, 12 и др.].
Такое расхождение представлений, очевидно, свидетельствует о различии исходных
методологических установок и междисциплинарном характере изучения речных террас
как природных объектов топографии, географии, геологии, геоморфологии и других
естественных наук. Анализ литературных источников позволяет заключить, что мыс¬
ленная “операция” выделения речных террас как морфологического выражения про¬
цессов эрозии и аккумуляции в речной долине - далеко не тривиальная процедура.
Истинный уступ речной террасы
В вычленении речной террасы как формы рельефа важным морфологическим эле¬
ментом является ее уступ, т.е. склон, обращенный к руслу. Однако исследователями
уступ речной террасы понимается по-разному: от бровки,до поверхности нижераспо-
ложенной террасы [8,9,13], до поверхности высокой поймы [14], до бечевника [15], до
подошвы аллювия данной террасы [16], до подошвы нижележащей аллювиальной
свиты [17, 18]. Уступ высокой поймы определяется от ее бровки до уреза воды [19]
или ниже уреза до подошвы современного руслового аллювия [18]. Из перечисленно¬
го следует, что пределы (границы) так называемого “уступа” речной террасы оказы¬
ваются весьма непостоянными, выделяемыми по различным критериям.
20
Принципиальная схема составных элементов речных террас и долины
Отложения: 1 - аллювиальные, 2 - моренные; 3 - кровля коренных пород; 4 - пределы субвертикальных
склонов флювиальных форм; Р - русло; ВП - высокая пойма; I-V - надпойменные речные террасы; РЯ -
речной яр. Морфологические элементы террасы: П — поверхность (площадка); Б — бровка; ТШ — тыловой
шов (внутренний край); ИУ - истинный уступ; ПЦС - поверхность цоколя скрытая; ТБ - тыловой борт;
ТБ-ПЦ - тыловой борт-поверхность цоколя; ПЦО - поверхность цоколя открытая (площадка)
Отсутствие единства в толковании уступа как вертикального морфологического
элемента речной террасы и самого термина “речная терраса” свидетельствует, на наш
взгляд, о недостаточной разработанности понятийного аппарата флювиальной гео¬
морфологии. Это очевидно обусловлено внутренней сложностью, многофакторно¬
стью образования речных террас и их аллювия [20, 21].
Об истинном уступе речной террасы, по мнению автора, можно говорить лишь при
условии выделения его от поверхности (бровки) до подошвы (ложа) аллювия данной
террасы (рисунок). Морфологически “истинный уступ речной террасы” представляет
собой чаще всего субвертикальную, полностью или частично открытую, грань релье¬
фа - физическую поверхность, обращенную к руслу. За нижнюю его границу автор,
вслед за В.А. Зубаковым [16], принимает подошву аллювия данной террасы, т.е. ее цо¬
коль, а не ниже его, как считают некоторые исследователи [9, 14,17 и др.].
Основывающиеся на фактических геолого-геоморфологических данных примеры
“истинных уступов” как выраженных в рельефе, так и погребенных речных террас,
по-видимому, не отражают всего возможного их морфологического многообразия.
Отметим, что в нашем построении при установлении “истинного уступа речной терра¬
сы” временной фактор не учитывается.
После образования террасы, независимо от времени вскрытия аллювиального те¬
ла, ее “истинный уступ” определяется только в морфологическом смысле. Если аллю¬
виальное тело вскрыто не полностью, а частично, то видимый обрыв в этом случае не
должен считаться “истинным уступом”. Если в обрыве вскрывается несколько аллю¬
виальных тел разного возраста или ряд аллювиальных тел, переслаивающихся с телами
иного генезиса (например, моренами и т. д.), то для каждого отдельного аллювиального
тела определяется свой “истинный уступ речной террасы” (от бровки до поверхности
21
цоколя), как это показано на принципиальной схеме (рисунок). Изображенные на ней
чередования “истинных уступов речных террас” в одном обрыве реальны, например,
для долины Печоры [22]. Подобный многоэтажный обрыв (крутой склон) вряд ли допу¬
стимо полностью включать в состав одной террасы, называя его “уступом”. Таким об¬
разом, истинный уступ речной террасы, ее поверхность, подошва аллювия рассматри¬
ваются как самостоятельные (равнозначащие) морфологические элементы “объем¬
ной речной террасы” [по 23].
Речной яр
Слово “яр” в русском языке означает “крутояр или крутизна, круть, круча; обрыв,
стремнина, уступ стеною, отрубистый берег реки, озера, оврага, пропасти; подмытый
и обрушенный берег” [24, с. 638]. Напомним, что Н.И. Маккавеевым и Р.С. Чаловым
[25] был применен термин “пойменный яр” в значении уступ поймы при характеристи¬
ке интенсивности боковой эрозии р. Оби. По аналогии с этим все видимые, т.е. выра¬
женные в современном рельефе речной долины обрывы (крутые откосы) выше тыло¬
вого шва до бровки террасы, коренного склона, а также ниже бровки террасы до со¬
временного русла предлагается именовать “речными ярами” (рисунок).
Пространственные границы “речного яра” как формы рельефа практически ясны и
надежно определимы. В термин “речной яр” вкладывается прежде всего флювиомор-
фологический смысл, а именно: видимый обрыв в речной долине от бровки террасы,
коренного склона до уреза воды, поверхности террасы или поймы. Если применить
термин “долинный яр”, то неясно об обрыве какой в генетическом отношении долине
идет речь, ведь в зависимости от происхождения долины могут быть речными, ледни¬
ковыми, тектоническими, эоловыми, подводными [26].
Термин “речной яр” не эквивалентен современному термину “уступ речной терра¬
сы”. От последнего он отличается тем, что относится главным образом к обрывам,
возвышающимся над поверхностями (площадками) любых террас у тылового шва, на¬
ряду с этим он не применяется к погребенным склонам в речной долине. Отметим, что
речные яры (обрывы, крутые склоны) определяют (характеризуют) в целом субвер¬
тикальные морфологические элементы речных долин, но не их террас.
По нашим представлениям, в состав “речного яра”, хотя и не во всех случаях, вхо¬
дит частично или полностью “истинный уступ речной террасы”. Исключение из соста¬
ва речной террасы псевдоуступа ниже подошвы ее аллювия (поверхности цоколя) вы¬
звано тем, что эта часть субвертикального склона может формироваться как в фазу
последующего эрозионного врезания, так и в результате бокового перемещения русла
вплоть до современной эпохи, т.е. она генетически неоднозначна. Следует иметь в ви¬
ду немаловажную роль склоновых процессов в изменении формы речных яров. К то¬
му же субвертикальный склон ниже подошвы аллювия нередко сложен отложениями
неаллювиального генезиса или аллювиального, но более древних генераций, чем дан¬
ная терраса, т.е. предшествующими по возрасту начальному моменту ее образования,
и поэтому он не может быть составной частью речной террасы. Выделение и изуче¬
ние речных яров целесообразно основывать на “пространственно-позиционном кри¬
терии” и “пространственном морфопозиционном анализе” [27].
Понятие “речная терраса”
Сообразно с принципом антиподности (противоположности) морфологического
выражения процессов эрозии и аккумуляции в долине, а 1,акже исходя из баланса рых¬
лого материала, речные террасы по морфогенетическим особенностям могут быть
объемными и необъемными [23]. Отличительный признак группы объемных речных
террас - наличие аллювиального тела. Оно, как и любое геологическое тело, характе¬
ризуется размером, формой, ориентировкой в пространстве, составом. Границы аллю¬
виального тела определяются литолого-генетическими особенностями слагающих его
22
отложений. Очевидно, что объемная речная терраса, как выраженная в современном
рельефе, так и погребенная, не может не иметь “истинного уступа”. У необъемной
речной террасы аллювиальное тело отсутствует. Поэтому необъемная речная терра¬
са представлена только одним элементом - поверхностью размыва водным потоком,
уступа как составной части такая терраса не имеет.
Методологический подход к речным террасам как объемно-необъемным долин¬
ным образованиям имеет принципиальное значение для структурно-геоморфологиче¬
ских исследований [4, 5, 22*]. Отметим, что дискуссия об “объемности” и “необъемно-
сти” речных террас как форм флювиального рельефа имеет давнюю историю [8 и др.].
Деление речных террас на объемные и необъемные отражает реальные результаты
процессов эрозии и аккумуляции в долине. Оба процесса-антипода в речной долине
проявляются рядом, параллельно, одновременно (сосуществуют в пространстве),
чаще всего выступая как сложный, двуединый эрозионно-аккумулятивный процесс
[2, 20,21].
Однако нередко в развитии речной долины в целом или на отдельных ее участках
преобладают или процесс эрозии, или процесс аккумуляции, что и приводит в итоге к
формированию необъемных или объемных речных террас. Выделение объемных и
необъемных речных террас не противоречит сущности эрозионно-аккумулятивных
процессов в долине и согласуется с концепцией “двойственности процесса рельефооб-
разования” и принципом “симметрично-диссимметричных отношений в геоморфоло¬
гии” [28].
У объемной речной террасы целесообразно различать наружные (внешние) и
скрытые (внутренние) составные части (элементы). Наружное (внешнее) ограничение
объемной речной террасы составляют: поверхность - условно горизонтальная или
слабо наклонная в поперечном и продольном сечении долины (открытая грань релье¬
фа) и истинный уступ от поверхности-площадки (точнее от бровки) до подошвы (ло¬
жа) аллювия данной террасы (т.е. внешний ее край, обращенный к руслу) - почти вер¬
тикальная редко полностью открытая грань рельефа (рисунок). В тех случаях, когда
аллювий объемной террасы перекрыт более молодыми рыхлыми отложениями
иного генезиса, необходимо восстанавливать “истинную поверхность речной тер¬
расы” [29].
Внутреннее ограничение объемной речной террасы образуют: поверхность цоко¬
ля скрытая - условно горизонтальная или слабо наклонная физическая грань релье¬
фа, погребенная под аллювием (нижний ее край) и тыловой борт - субвертикальная,
чаще наклонная грань рельефа, разделяющая аллювий данной террасы и отложения
неаллювиального генезиса или аллювиального, но более древних возрастных генера¬
ций (внутренний боковой край). Заметим, что поверхность цоколя нередко плавно без
каких-либо перегибов переходит в тыловой борт, сливаясь с ним в единое целое. Ве¬
роятно, в этих случаях такую общую физическую грань рельефа следует рассматри¬
вать как неделимый борт-поверхность цоколя.
Таким образом, у объемной речной террасы, отождествляемой с геологическим те¬
лом, наружные ограничения - поверхность и истинный уступ - довольно резко разде¬
лены бровкой, а внутренние ограничения - поверхность цоколя и тыловой борт - не
имеют между собой четкого рубежа, отделяясь друг от друга вогнутым перегибом
склона. Обратим внимание, что в термины “истинный уступ”, “тыловой борт”, “скры¬
тая поверхность цоколя” объемной речной террасы вкладывается автором прежде
всего, морфологический смысл, а не генетический.
В отличие от объемной необъемная речная терраса имеет, как отмечалось выше,
только одну наружную грань - площадку (открытую поверхность цоколя). Вырабо¬
танная линейной деструкцией поверхность размыва необъемной речной террасы, как
правило, четко ограничивается речными ярами - резкими перегибами склонов у ты¬
лового шва и внешнего края.
Термины “тыловой борт” и “речной яр” отражают сугубо разные (погребенные и
выраженные в рельефе долины) морфологические элементы. Объединение “тылово¬
23
го борта речной террасы” и “речного яра” в генетически единое целое не имеет под
собой оснований, так как склон, идущий от тылового шва поверхности террасы (или
поймы) вверх, может быть связан не с данным, а с предыдущим или даже более
древними циклами эрозионного врезания в долине.
На современном уровне знаний о флювиальном рельефе определение понятия
“речная терраса” может быть следующим: речная терраса - это сформировавшаяся в
результате эрозионной и аккумулятивной деятельности реки долинная форма релье¬
фа. Эта форма объемная, когда развито аллювиальное тело, ограниченное слабо на¬
клонными, условно горизонтальными (наружная поверхность - площадка, скрытая
поверхность цоколя - ложе аллювия) и довольно крутыми, условно вертикальными
(истинный уступ до цоколя, тыловой борт) морфологическими элементами; или не¬
объемная форма, выработанная линейной деструкцией (размывом), имеющая только
одну условно горизонтальную физическую грань - площадку (открытую поверхность
цоколя). Такое толкование речной террасы имеет принципиальное значение для ме¬
тодики геоморфологического и морфоструктурного анализов, основное требование
которых заключается в сопоставлении между собой обязательно соответствующих
(аналогичных) граней речных террас.
Своеобразие приведенного геоморфологического содержания понятия “речная
терраса” - отсутствие цоколя в качестве ее составной части. Это вызвано тем, что сла¬
гающие цоколь горные породы простираются зачастую далеко за пределы как терра¬
сы, так и речной долины в целом, т.е. подстилают не только формы флювиального
рельефа. Поэтому вряд ли правомочно считать цоколь составной частью террасы, так
как слагающие его породы не объединены с собственно террасой фактором времени
и, кроме того, в пространстве они не прерываются границами речной террасы.
Морфографический индекс речной долины
Основываясь на идее анализа “террасовых рядов” [30, 31], разработан геоморфоло¬
гический показатель превышений террас в речных долинах, названный морфографи¬
ческим индексом [32]. Это среднеарифметическое отношение относительных высот
соседних по возрасту террасовых уровней. Морфографический индекс поперечного
сечения речной долины (М) вычисляется по формуле:
h2 hn
7-+ ••• + 7
/г, i
м = -1 (1)
П - 1
где hx - средняя относительная высота самого молодого террасового уровня в данном
створе поперечника долины, h2 - то же, следующего по возрасту, hn - то же, самого
древнего, п - количество террасовых уровней в данном створе поперечника долины.
При расчете морфографических индексов (М) необходимо выполнение двух усло¬
вий: а) соблюдение последовательности уровней в террасовом ряде (т.е. учет геомор¬
фологической хронологии); б) точное определение относительных высот террас и вы¬
сокой поймы над среднемеженным урезом реки.
Морфографический индекс означает, во сколько раз в среднем относительная вы¬
сота какой-либо террасы превышает относительную высоту нижерасположенной
террасы. Индекс характеризует вертикальное положение по отношению друг к другу
речных террас в поперечном сечении долины. Аналогичный подход к анализу превы¬
шений одной террасы над другой, но в процентах применен в работе Н.В. Чигарева
[33].
Морфографический индекс поперечников детально изученных нами долин изменя¬
ется в следующих пределах: р. Печора (1.24-1.80), р. Пеза (1.25-1.79), р. Онега (1.26—
1.64), р. Чепца (1.46-1.78). Величины М разработанных речных долин (число надпой¬
менных террас, в которых не менее трех), пересекаемых линией Киров - Котлас -
24
Воркута (например, Пушма, Вычегда, Вымь, Кожим, Уса и др.), изменяются в целом
от 1.28 (р. Ижма) до 2.2 (р. Вылью). Уменьшение или увеличение значения М находит¬
ся в прямой зависимости от “сближения” или “расхождения” террасовых уровней по
отношению друг к другу в речной долине.
При тектонической интерпретации изменений М принципиальное значение имеет
установление средних морфографических индексов, соответствующих обстановке от¬
носительной неотектонической стабильности. Средние морфографические индексы,
взятые как полусуммы экстремальных значений из рассчитанных М, для изученных
долин следующие: Средняя Печора - 1.57; Нижняя Печора - 1.42; Пеза (правый при¬
ток Мезени) - 1.45; Онега - 1.45; Чепца - 1.62. Неодинаковые величины средних мор¬
фографических индексов объясняются различными физико-географическими и гео¬
лого-тектоническими условиями, а также возрастом и генезисом речных террас.
Уменьшение или увеличение значений индексов по сравнению с их средними величи¬
нами характеризуют участки относительных тектонических опусканий или поднятий
в северной части Русской равнины.
Определение морфографических индексов перспективно при изучении долин гор¬
ных рек. Террасы горных рек, как известно, отличаются от террас равнинных рек со¬
ставом аллювия, характером распространения, морфологией, обусловленных, прежде
всего, большими уклонами территории и спецификой русловых процессов [34, 35
и др.]. В долинах горных рек террасы нередко перекрыты пролювиально-делювиаль¬
ными отложениями, конусами выноса, коллювием, что в значительной мере осложня¬
ет их натурное выделение и изучение. Рассчитывая же морфографические индексы
для видимой (наблюдаемой) части террасового ряда (реки Сурхоб, Итокар), можно
было с определенной долей вероятности реконструировать морфологическое строение
поперечного профиля долины. Судя по нашему опыту, определение морфографического
индекса комплекса низких террас позволяло прогнозировать возможное высотное распо¬
ложение уровней высоких террас, что делало поиски их аллювия целенаправленными,
полнее способствующими изучению геоморфологии долины, а следовательно, и более
достоверному анализу террас горных рек.
Перспективно использование морфографических индексов для увязки распростра¬
ненных в долинах горных рек флювиоэрозионных форм рельефа с речными терраса¬
ми. В долинах горных рек, наряду с эрозионными площадками (прилавками), нередко
присутствуют “речные ниши” - своеобразные эрозионные формы рельефа, которые
вырезаются (формируются) в скальных породах боковой эрозией и в настоящее время
современными водными потоками. Так, в долине р. Итокар (приток Сурхоба) автор
неоднократно наблюдал слабо вытянутые сферические речные ниши (как части рус¬
ла), подобные четверти шара, размерами до 35 м на 15 м по днищу и до 5-6 м по вер¬
тикали у внешнего края. Подобные речные ниши встречались и в реликтовом состо¬
янии на различных относительных высотах, увязываясь с цикловыми террасовыми
уровнями.
Деформации речных террас
Установление деформаций речных террас вдоль долины служит надежным сред¬
ством выявления морфоструктур типа валов, куполов, прогибов, мульд [36]. “Синкли¬
нальные” и “антиклинальные” изгибы продольных профилей террасовых поверхно¬
стей целесообразно выделять относительно средних высотных уровней террас. За
средние относительные высоты надпойменных террас принимаются полусуммы экс¬
тремальных значений высот их поверхностей (без учета микроформ рельефа) над
среднемеженным урезом реки для исследованного отрезка долины (порядка 70-100 км).
Исходным требованием при расчете средних высот террас является установление зна¬
чительных по протяженности участков долин с едиными (сходными) гидрологически¬
ми, геоморфологическими условиями.
25
Соотношение скоростей и направленности голоценовых тектонических движений (V)
и скоростей врезания русла (U) в долине Пезы, мм/год
л
Географические пункты и расстояние от устья, км
D
Н
<3
устье Пезы-
устье Лофтуры-
устье Верхней
с. Мосеево-
устье Орловца-
устье Кривца-
М
устье Лофтуры
устье Верхней
Айпы-с. Мосее-
устье Орловца
устье Кривца
устье Бурдуя
О
Е
(0-42)
Айпы (42-86)
во (86-156)
(156-235)
(235-273)
(273-340)
V
+0.4
-0.3
+0.3
-0.3
+0.3
-0.2
и
1.0
0.3
0.8
0.4
0.7
0.5
Расчет относительных скоростей неотектонических движений (V) по деформациям
речных террас предложено [22] проводить от их средних относительных высотных
уровней по формуле:
V = мм/год, (2)
где h - средняя относительная высота речной террасы в данном поперечном створе
долины; Я - средняя относительная высота речной террасы для участка долины с еди¬
ными гидрологическими и геоморфологическими параметрами; Т - время в годах,
прошедшее после окончания формирования поверхности речной террасы (устанавли¬
вается на основании радиоуглеродных определений, путем привязки спорово-пыльце¬
вых данных к геохронологической шкале, или методом возрастных аналогий).
Рассчитанные по формуле (2) относительные скорости позднеплейстоцен-голоце-
новых тектонических движений изменяются в долине Средней и Нижней Печоры
(длиной 800 км) от -0.4 до +0.6 мм/год, в долине Пезы (длиной 340 км) от -0.3 до
+0.4 мм/год [22].
Определение скорости врезания реки
При расчете суммарной скорости врезания реки за величину эрозионного вреза
принималась разность относительных высот поверхности террасы и высокой поймы в
поперечном сечении долины. Для расчета суммарных скоростей врезания русла (U)
предложена [37] следующая формула:
и = — мм/год, (3)
где hT - средняя относительная высота речной террасы в данном створе поперечника
долины; hBn - то же, высокой поймы.
Полученные для долины Пезы (правый приток Мезени) величины скоростей вреза¬
ния русла эпохи образования уступа второй надпойменной террасы колеблются от 0.3
до 1 мм/год. Они несколько больше, чем скорости врезания рек вдали от морских бас¬
сейнов и края последнего ледникового покрова на Русской равнине, которые состав¬
ляют по некоторым оценкам 0.1-0.7 мм/год. Аналогичный подход к определению ве¬
личины эрозионного вреза был применен к определению средних скоростей врезания
рек в горных районах Средней Азии, которые за последние 3-50 тыс. лет составляют
1-3 мм/год, увеличиваясь местами до 4-7 мм/год [38]. Интенсивность врезания рек
Кавказа оценивается в 0.5-7 мм/год [35].
Сопоставление в детально изученной долине р. Пезы интенсивности и знака текто¬
нических движений, рассчитанных по деформациям речных террас (формула 2), со
скоростями врезания русла (формула 3) показало, что между ними имеется определен¬
ная взаимосвязь (таблица). Полученные величины скоростей врезания русла (U) при¬
26
мерно в два раза различаются между участками тектонических поднятий и опусканий.
При этом, судя по деформациям речных террас в долине Пезы, относительные текто¬
нические поднятия плавно переходят в опускания [22].
Выводы
Употребление термина “речная терраса” требует вспомогательных разъяснений и
сопоставлений, поскольку под ним может подразумеваться разное понятийное содер¬
жание.
Подход к речным террасам как объемно-необъемным долинным образованиям об¬
ладает самодостаточностью при изучении геоморфологии речных долин. При этом
принципиально различать у объемной речной террасы, наряду с поверхностью, истин¬
ный уступ (склон, обращенный к руслу) до цоколя (подошвы аллювия), а у необъем¬
ной речной террасы - только одну физическую грань - площадку (открытую поверх¬
ность цоколя), образованную линейной деструкцией (размывом).
Для расширения возможностей интерпретации получаемых результатов предложе¬
ны количественный показатель - морфографический индекс речной долины, форму¬
лы расчета скорости тектонических движений по деформациям речных террас, скоро¬
сти врезания русла. Дополнением понятийного аппарата флювиальной геоморфоло¬
гии, по-видимому, может стать разработанное понятие “речной яр”.
Изложенные представления о речных террасах и их морфологических элементах, о
речном яре, морфографическом индексе речной долины согласуются с методологией
и методами изучения морфологии рельефа [27, 39], непротиворечиво отражая геогра¬
фическую действительность.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Тимофеев Д.А., Маккавеев А.Н. Нашему журналу 35 лет // Геоморфология. 2005. № 1. С. 3-8.
2. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346 с.
3. Мещеряков Ю.А. Рельеф СССР (Морфоструктура и морфоскульптура). М.: Мысль, 1972. 520 с.
4. Применение геоморфологических методов в структурно-геологических исследованиях. М.: Недра,
1970. 296 с.
5. Морфоструктурный анализ речной сети СССР. М.: Наука, 1979. 304 с.
6. Тимофеев Д.А. Терминология флювиальной геоморфологии (м-лы по геоморфологической термино¬
логии). М.: Наука, 1981. 268 с.
7. Эделъштейн Я.С. Основы геоморфологии. Изд. 2-е. М.-Л.: Госгеолиздат, 1947. 400 с.
8. Щукин И.С. Общая геоморфология. Т. 1. М.: Изд-во МГУ, 1960. 616 с.
9. Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. Общая геоморфология. 2-е изд., перераб. и доп. М.: Высш. шк.,
1988. 320 с.
10. Шульц С.С. К вопросу о генезисе и морфологии речных террас // Тр. комис. по изуч. четвертич. пери¬
ода АН СССР. Л.: Изд-во АН СССР, 1934. Т. 3. Вып. 2. С. 65-79.
11. Спиридонов А.И. Основы общей методики полевых геоморфологических исследований и геоморфо¬
логического картографирования. М.: Высш. шк., 1970. 456 с.
12. Географический энциклопедический словарь. М.: Сов. энциклопедия, 1988. 432 с.
13. Костенко Н.П. Геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1985. 310 с.
14. Билибин Ю.А. Основы геологии россыпей. М.-Л.: ГОНТИ-НКТП СССР, 1938. 505 с.
15. Кизевальтер Д.С., Раскатов Г.И., Рыжова А.А. Геоморфология и четвертичная геология (геоморфо¬
логия и генетические типы отложений). М.: Недра, 1981. 216 с.
16. Зубаков В.А. Классификация и номенклатура речных террас. М.: Изд. ГО СССР, 1960. 20 с.
17. Лаврентьев А.И. Опыт определения понятия “речная терраса” // Геология и геофизика. 1966. № 7.
С. 132-135.
18. Сладкопевцев С.А. Новейший этан развития речных долин. М.: Недра, 1977. 200 с.
19. Апродов В.А. Геологическое картирование. М.: Госгеолиздат, 1952. 372 с.
20. Мещеряков Ю.А. Молодые тектонические движения и эрозионно-аккумулятивные процессы северо-
западной части Русской равнины. М.: Изд-во АН СССР. 1961. 88 с.
27
21. Маккавеев Н.И. Эрозионно-аккумулятивные процессы и рельеф русла реки. Избранные труды. М.:
Изд-во МГУ, 1988. 288 с.
22. Розанов Л Л. Методика структурно-геоморфологического изучения речных долин (на примере севе¬
ро-востока Русской равнины). М.: Наука, 1977. 136 с.
23. Розанов Л Л. Типология речных террас // Геоморфология. 1980. № 2. С. 94-104.
24. Даль В.И. Толковый словарь русского языка. Современная версия. М.: ЭКСМО-Пресс, 2001. 640 с.
25. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. О развитии рельефа поверхности речных террас и признаки глубинной
эрозии на примере верхней Оби // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1964. № 4. С. 120-125.
26. Тимофеев Д.А. Что такое долина? // История развития речных долин и проблемы мелиорации земель.
Европейская часть СССР. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1979. С. 34—38.
27. Симонов Ю.Г. Геоморфология. Методология фундаментальных исследований. СПб.: Питер,
2005. 427 с.
28. Флоренсов Н.А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 239 с.
29. Кавеев Т.С. Об истинных поверхностях аллювиальных террас равнинных рек // Докл. АН СССР.
1956. Т. 108. № 5. С. 923-926.
30. Кригер Н.И. Террасовые ряды. Некоторые итоги исследований // Вопр. географии. М.: Географгиз,
1963. Сб. 63. С. 20-32.
31. Люгпцау С.В. Особенности террасовых рядов и террасовых комплексов речных долин Русской равни¬
ны //Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1963. № 3. С. 51-57.
32. Розанов ЛЛ. Методика структурно-геоморфологического изучения речных долин (на примере севе¬
ро-востока Русской равнины): Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии АН СССР,
1970. 24 с.
33. Чигарев Н.В. Некоторые методические приемы анализа террасовых рядов и их практическое приме¬
нение // Геоморфология. 1970. № 3. С. 84-90.
34. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
35. Чалов Р.С. Горные реки и реки в горах: продольный профиль, морфология и динамика русел // Гео¬
морфология. 2002. № 3. С. 26-40.
36. Мещеряков Ю.А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965. 391 с.
37. Розанов ЛЛ. Особенности развития речных долин Европейского Севера СССР (на примере р. Пеза) //
Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1966. № 3. С. 87-95.
38. Никонов А.А. Определение скорости врезания рек // Геоморфология. 1973. № 1. С. 24-35.
39. Проблемы теоретической геоморфологии. М.: Изд-во МГУ, 1999. 512 с.
Ин-т географии РАН Поступила в редакцию
11.10.2005
THE DEVELOPMENT OF SOME IDEAS OF FLUVIAL GEOMORPHOLOGY
L.L. ROZANOV
Summary
The author suggests a new approach to river valley analysis, based on concept of volumetric and non-volumet-
ric river terraces. The notion “river terrace” is defined. Computational formulas for morphographic index of val¬
ley, for the velocity of tectonic movements evaluated by terraces deformation, and for river embedding velocity
are presented.
28
КОММЕНТАРИИ РЕЦЕНЗЕНТОВ
УДК 551.4.01:001.4
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ ИЛИ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ ТОЛКОВАНИЕ
ПОНЯТИЯ “РЕЧНАЯ ТЕРРАСА”?
»
Автор статьи несомненно прав, говоря о необходимости уточнения ряда представ¬
лений в флювиальной геоморфологии. Требуют анализа и разночтения в толковании
словосочетания “речная терраса”. Однако предложения Л.Л. Розанова о выделении
“объемных” и “необъемных” террас вызывают возражения. Недоумения возникают и
относительно рассуждений об “истинном уступе” террасы и “речном яре”.
Терраса, в том числе и речная, это прежде всего форма рельефа, слагающаяся из
сочетания морфологических элементов - площадка, уступ, бровка, тыловой перегиб.
При этом элементы террасы могут быть разновозрастными, образовываться в разные
фазы развития речной долины. Образование элементов террасы в разные динамиче¬
ские фазы побуждает некоторых авторов в качестве однофазовых (одноцикловых)
элементов объединять площадку (поверхность) террасы и возвышающийся над ней
склон. Но такое понимание террасы противоречит сущности самого слова: горизон¬
тальная или слегка наклоненная площадка, образующая уступ на склоне местности.
Предложение Л.Л. Розанова о выделении объемных, то есть аллювиальных, и не¬
объемных - эрозионных террас не может быть принято по двум основаниям. Во-пер¬
вых, любая терраса, в том числе и речная, объемна, так как ее площадка и уступ ограни¬
чивают некий объем отложений или коренных пород. Во-вторых, в геоморфологии
давно укоренились понятия “аккумулятивная (аллювиальная)”, “эрозионная”, “цоколь¬
ная” террасы - понятия, вполне удовлетворительно характеризующие морфологиче¬
ские и генетические разновидности речных террас, и нет особой нужды отказываться от
этой терминологической договоренности. Позиция же Л.Л. Розанова сугубо стратигра¬
фическая. Речная терраса, по его мнению, это аллювиальное тело (читай, свита), огра¬
ниченное площадкой, “истинным уступом” и погребенной поверхностью цоколя и ты¬
лового уступа.
Истинным уступом автор статьи предлагает считать лишь ту часть уступа террасы,
которая срезает аллювиальную толщу (свиту) данной фазы развития долины. Уступ
же, срезающий свиты иного возраста или коренные породы, почему-то нужно имено¬
вать “речным яром”. С этим трудно согласиться. Уступ - элемент формы рельефа, а
не ограничение аллювиальной свиты. Уступ не перестает быть уступом при переходе
с аллювия на подстилающие породы цоколя или на аккумулятивные свиты иного воз¬
раста. Автор смешивает геоморфологическое понимание со стратиграфическим.
Предложение Л.Л. Розанова о “речном яре” как субвертикальном морфологическом
элементе речной долины, но не террасы, можно было бы принять, если бы не два обсто¬
ятельства. Во-первых, следуя автору статьи, речными ярами являются обрывы над пло¬
щадками террас, то есть элементы долины, оторванные от современной реки (кстати, а
как называть обрыв - коренной борт долины, подмываемый рекой?) Логичнее было бы
предложить термин “долинный яр”, а не речной. Во-вторых, что немаловажно, как пе¬
ревести русское слово “яр” на другие языки, например, на английский?
Наконец, в рецензируемой статье автор вспоминает о введенном им понятии - мор¬
фографическом индексе речной долины. Может быть введение этого методического
приема в геоморфологические исследования требует напоминания, но к теме статьи
этот индекс имеет косвенное отношение. Итак, редколлегия журнала решила опубли¬
ковать статью Л.Л. Розанова в разделе “Дискуссии”, так как действительно система по¬
нятий, описывающих формы и элементы речных долин, требует обсуждения и согласо¬
вания. Не думаем, что предложения автора статьи наведут в этом вопросе порядок.
А.77. Дедков, ДЛ. Тимофеев
29
УДК 551.4.01:001.4
ОТВЕТ РЕЦЕНЗЕНТАМ
Рецензенты отмечают, что «необходи¬
мы уточнения ряда представлений в флю-
виальной геоморфологии, требуют ана¬
лиза и разночтения в толковании словосо¬
четания “речная терраса”». Однако они
возражают против методологического
подхода к речным террасам как объемно¬
необъемным образованиям. В понимании
рецензентов “любая терраса, в том числе
и речная объемна, так как ее площадка и
уступ ограничивают некий объем отло¬
жений или коренных пород”. При таком
подходе “уступ, ограничивающий некий
объем коренных пород”, и сами коренные
породы, слагающие цоколь речной терра¬
сы, рассматриваются ими в качестве ее
составной части.
Обратим внимание, что слагающие цо¬
коль коренные горные породы простира¬
ются зачастую далеко за пределы как
террасы, так и речной долины, т.е. под¬
стилают не только формы флювиального
рельефа. Поэтому автор полагает непра¬
вомочным считать цоколь составной ча¬
стью террасы, так как слагающие цоколь породы не объединены с собственно террасой
фактором времени и, кроме того, в пространстве они не прерываются границами реч¬
ной террасы.
В толковании исследователями уступа как ограничителя речной террасы существу¬
ет большой разнобой, что графически отражено на прилагаемом рисунке. Обратим
внимание, что пределы (границы) так называемого “уступа” речной террасы оказыва¬
ются случайными, неопределенными, выделяемыми исследователями по разным кри¬
териям.
Разделяя взгляд В.А. Зубакова [16] на речные террасы, автор предлагает имено¬
вать “истинным уступом речной террасы” субвертикальную, полностью или частично
открытую грань рельефа от поверхности (бровки) до подошвы (ложа) аллювия дан¬
ной террасы, т.е. физическую поверхность, обращенную к руслу. При таком подходе
истинный уступ речной террасы понимается автором и как форма рельефа, и как мор¬
фологический элемент речной террасы, и как ограничение аллювиальной толщи (сви¬
ты). Иная точка зрения у А.П. Дедкова и Д.А. Тимофеева, утверждающих, что “уступ -
элемент формы рельефа, а не ограничение аллювиальной свиты. Уступ не перестает
быть уступом при переходе с аллювия на подстилающие породы цоколя или на акку¬
мулятивные свиты иного возраста”. Такое расхождение взглядов автора и рецензен¬
тов вызвано принципиально разным толкованием объемности речных террас, что,
очевидно, “требует обсуждения”. При этом уместно отметить, дискуссия об объемно¬
сти речных террас имеет давнюю историю [8, 40]. *
Помимо давно укоренившихся в геоморфологии понятий “аккумулятивная (аллю¬
виальная)", "эрозионная”, “цокольная” террасы, исследователями выделяются и дру¬
гие типы речных террас, например, эрозионной аккумулятивные, эрозионные (цо¬
кольные), аккумулятивно-цокольные, равновесно-аккумулятивные (см. обобщение в
работе [23]). Если выделение аккумулятивного типа террас требует соблюдения опре¬
Схема толкований понятия “уступ речной терра¬
сы” отдельными исследователями
1 - аллювиальные отложения; 2 - кровля корен¬
ных пород; 3 - пределы “уступа речной террасы”
по следующим источникам: У! - [9], У2 - [17], У3 -
[8], У4 - [16], У5 - [14], У6 - [18], У7 - [19], У8 - [15],
У9 - [44]. Р - русло, Б - бечевник, ВП - высокая
пойма, I-V - надпойменные террасы
30
деленных условий, то никаких методических затруднений, видимо, не испытывают ис¬
следователи с типом цокольных речных террас. Действительно, чего уж проще, “если
коренная постель аллювия обнажается в нижней части уступа террасы, выше совре¬
менного уровня реки, то такую террасу называют цокольной” [8, с. 283]. Совершенно
очевидно, что кажущийся простым, но по сути формальный метод выделения цоколь¬
ного типа речных террас таит в себе серьезные противоречия и ошибки.
По существу речные террасы всех типов имеют цоколь (“открытый” или “скры¬
тый” по А.И. Спиридонову [11]), сложенный как коренными горными породами, так и
аллювием погребенных или размытых более древних террас. В силу случайных фак¬
торов (например, бокового перемещения русла) аккумулятивные террасы приобрета¬
ют внешне сходные черты цокольных в наиболее распространенном понимании этого
термина. Но дело не только в сугубо формальном признаке выделения цокольного ти¬
па речных террас. Самое главное - названный тип лишен своего особого генетическо¬
го содержания. Так, Н.И. Маккавеев и Р.С. Чалов [41, с. 88] пришли к выводу, что “цо¬
кольные поймы присущи не только рекам, находящимся в стадии врезания, но могут
образовываться и в аккумулятивную фазу развития речной долины”. С.В. Лютцау [42]
и И.П. Карташов [43] справедливо отметили, что и констративные (настилавшиеся) и
тем более перстративные (перестилавшиеся) террасы могут быть цокольными. А с
учетом того, что в разряд цокольных попадают и другие типы речных террас (эрози¬
онно-аккумулятивные, эрозионные), следует согласиться с С.В. Лютцау и И.П. Карта¬
шовым, считающих выделение цокольных террас (пойм) лишенным генетического
смысла. По-видимому, усилия исследователей по совершенствованию понятийно-тер¬
минологической базы флювиальной геоморфологии должны быть направлены на вы¬
работку четких и объективных критериев типологии речных террас.
Обращаясь только к первой части авторского определения понятия “речная терра¬
са”, представляющей собой объемную форму рельефа, когда развито аллювиальное
тело, рецензенты игнорируют вторую его часть, в которой говорится, что речная тер¬
раса может быть представлена необъемной формой, выработанной линейной де¬
струкцией (размывом), имеющей только одну условно горизонтальную физическую
грань - площадку (открытую поверхность цоколя). Отвечая на вопрос, вынесенный в
название рецензии, подчеркнем, что авторское толкование понятия “речная терраса”
н геоморфологическое, и стратиграфическое (геологическое).
Подход к речным террасам как морфолого-геологическим образованиям согласу¬
ется с мнением В.А. Зубакова [16, с. 2-3], считающим, что “речная терраса как исто¬
рико-геологическое образование представляет собой остатки древнего пойменного
ложа долины, с отложениями или без них, выраженное в рельефе или погребенное
под толщей более молодых отложений”. Примечательна точка зрения А.П. Рожде¬
ственского [40, с. 153], отметившего, что «термином “речная терраса”» следует обо¬
значать определенные, реально существующие в природе и доступные непосредствен¬
ному наблюдению в поле формы эрозионного и эрозионно-аккумулятивного рельефа
долин. Если же подобные формы рельефа оказываются погребенными под более мо¬
лодыми отложениями с сохранением их первичного облика, т.е. если остаются не раз¬
рушенными уступ и поверхность (площадка) террасы и последняя становится недо¬
ступной для непосредственного наблюдения, то следует говорить о погребенных реч¬
ных террасах как об ископаемых формах долинного рельефа. В таких случаях термин
’речная терраса” уже приобретает совершенно отчетливый палеогеоморфологиче-
ский смысл». Приведенные позиции В.А. Зубакова [16] и А.П. Рождественского [40],
очевидно, свидетельствуют о геоморфологическом и геологическом (читай, страти¬
графическом) понимании речных террас.
Относительно предложения о выделении “речного яра” как субвертикального мор¬
фологического элемента речной долины, но не террасы, рецензентов смущает, что
выраженные в наблюдаемом рельефе речной долины обрывы (крутые откосы) “ото¬
рваны от современной реки” (хотя на рисунке, прилагаемом к статье, обозначен “реч¬
ной яр”, обрывающийся и к руслу). Кстати, и уступы речных террас (в их разном тол-
31
ковании) оторваны от современного русла, целесообразность выделения и изучения
которых не вызывает сомнений. Обрыв коренного “борта долины, подмываемого ре¬
кой”, по-видимому, можно рассматривать как современный “речной яр”. В отношении
перевода русского слова “яр” на английский язык может произойти то же самое, что и
со словом “спутник”.
В заключение хотелось бы надеяться, что составленный ответ уважаемым рецен¬
зентам помог уточнению и разъяснению изложенных в статье представлений. Не ду¬
маю, что в системе понятий, описывающих формы и элементы речных долин, по вы¬
ражению рецензентов, нужно “наводить в этом вопросе порядок”, а вот доводить до
сведения научной общественности и специалистов иные взгляды (публикуя их) - это
демократично и в духе нового времени. Моя задача состояла в побуждении геоморфо¬
логов к обсуждению проблем, изучение которых может способствовать познанию
морфологических элементов речных террас и долин, деформаций террас и других со¬
ставляющих флювиальной геоморфологии.
ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЙ СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
40. Рождественский А.П. Новейшая тектоника и развитие рельефа Южного Приуралья. М.: Наука,
1971. 304 с.
41. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. О морфологических признаках современной аккумуляции в речной доли¬
не // Изв. АН СССР. Сер геогр. 1963. № 3. С. 84-89.
42. Лютцау С.В. К вопросу о классификации речных террас // Сов. геология. 1964. № 5. С. 98-110.
43. Карташов И.П. Основные закономерности геологической деятельности рек горных стран (на приме¬
ре Северо-Востока СССР). М.: Наука, 1972. 184 с.
44. Якушова А.Ф. Геология с элементами геоморфологии. М.: Изд-во МГУ, 1978. 446 с.
Л Л. Розанов
32
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№1
январь-март
2007
Методика научных исследований
УДК 551.4.012—>551.312.3
© 2007 г. В.А. ЛОБАНОВ, А.Н. КОНДРАТЬЕВ
СТАТИСТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ КЛАССИФИКАЦИИ
РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ1
Существующие классификации типов русловых процессов
Основная практическая задача русловедения - прогноз русловых деформаций. Если
в рамках отдельных типов русловых процессов такой прогноз возможен, то прогноз
смены типа русла и типа руслового процесса представляет собой серьезную проблему.
Особенно важно это становится при изменениях климата и возрастающем антропо¬
генном воздействии на реки и речные бассейны, что приводит к нарушению баланса
между руслоформирующими факторами.
Сочетание руслоформирующих факторов приводит к образованию соответствую¬
щих типов речных русел. В связи с тем, что основными морфологическими единицами
русловых процессов являются мезо- и макроформы, именно их типизация и дальней¬
шая классификация по главным руслоформирующим факторам позволит определить
порядок и условия смены типов речных русел. В настоящее время разработаны и ак¬
тивно используются разнообразные типизации русловых форм и русловых процессов.
На их основе разрабатываются классификации типов русловых процессов. Разли¬
чие между типизациями и классификациями заключается в том, что при типизации яв¬
лений или процессов они выделяются по морфологическим различиям или другим па¬
раметрам без генетической упорядоченности, а классификация представляет собой
упорядоченную систему типов объектов. Все более верные классификации отражают
закономерные связи между типами, определяют место каждого типа в генетической
последовательности и дают возможность делать прогноз смены типов с учетом изме¬
нения соответствующего фактора каждой классификации.
Иногда в качестве определяющих факторов классификаций используются абсо¬
лютные значения каких-либо параметров руслоформирования. В других случаях в ка¬
честве определяющих факторов принимаются их следствия, сопутствующие признаки
или ограничивающие условия. Более верными определяющими факторами, по кото¬
рым выстраиваются типы русловых процессов, являются не абсолютные значения
факторов руслоформирования, а отношения между ними, а именно - между внешними
действующими и внутренними сдерживающими факторами [1]. Нарушение равнове¬
сия между этими факторами в соответствии с принципом отрицательной обратной
связи (принцип Ле Шателье, широко интерпретированный А.А. Богдановым [2]) при¬
водит к изменениям в системе, направленным на уменьшение дисбаланса. Река реаги¬
рует изменением своего морфологического строения, обеспечивая восстановление
равновесия между определяющими факторами. 1 21 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 04-05-64488 и № 04-05-65241).
2 Геоморфология, № 1
33
ig
Рис. 1. Линии, разделяющие классы: пунктирные -
проведенные В.В. Ромашиным, сплошные - по урав¬
нениям (5) и (6), рассчитанным по методу наименьших
площадей треугольников
Уел. обозначения см. рис. 2
Однофакторные классификации ти¬
пов русловых процессов - значитель¬
ный шаг вперед по сравнению с пер¬
вичными типизациями, в которых не
выделялся определяющий фактор.
Следующий шаг в развитии русловеде-
ния - совместное рассмотрение не¬
скольких руслоформирующих факто¬
ров (многофакторные классификации).
Примерами таких классификаций явля¬
ются: классификация Р.С. Чалова [3], в
которой одновременно рассматрива¬
ются форма русла и ограничивающее
влияние относительной ширины доли¬
ны; классификация Н.С. Знаменской
[4], где рассматриваются разные фор¬
мы активных русловых процессов и
получающиеся из них формы пассив¬
ных типов русловых процессов при ре¬
дукции руслоформирующих расходов;
классификация М.С. Карасева и
Б.И. Гарцмана [5], учитывающая сов¬
местное влияние геологических и гид¬
рологических факторов, но в ней нет
выделения двух определяющих осей, и
все факторы откладываются вдоль
единой оси; классификация А.Н. Кон¬
дратьева [6] с одновременным учетом степени затопления поймы и относительной
транспортирующей способности потока и др. Исходя из разработок Ю.С. Мурашков-
ского [7] и анализа развития русловедения, можно сделать вывод, что перспектива за¬
ключается в разработке многофакторных генетических классификаций.
Основной недостаток большинства современных классификаций - отсутствие чис¬
ловых показателей и инструментария для практического прогноза смены типов русла
и русловых процессов. Из имеющегося многообразия классификаций выбраны те, в
которых имеются числовые показатели и критерии, связывающие типы русел с пара¬
метрами русла и потока: метод В.В. Ромашина [8], который наиболее известен в Рос¬
сии, и метод Ван ден Берга [9], широко распространенный за рубежом. Оба эти подхо¬
да основаны на использовании графиков и соответствующих критериальных отноше¬
ний, связывающих тип русла с расходами воды и уклонами долины (так называемые
QI-диаграммы), т.е. с мощностью потока.
Впервые этот подход был сформулирован Л.Б. Леопольдом и М.Г. Вольманом [10].
Критериальные соотношения В.В. Ромашина основаны на гидролого-морфологиче¬
ском анализе 250 участков рек бывшего СССР [8]. Им была использована сокращен¬
ная типизация ГГИ, но предложена своя классификация по произведению среднемно¬
голетнего максимума расхода воды (Q) и уклона долины (/). При QI < 350 имеет место
свободное меандрирование; при 350 < QI < 1400 - прорванные излучины (“незавер¬
шенное меандрирование” по типизации ГГИ [11]); при QI > 1400 - русловая или пой¬
менная многорукавность (первая - при больших уклонах, вторая - при большой вод¬
ности). На рис. 1 пунктиром показаны линии, проведенные В.В. Ромашиным. Крите-
риальность мощности потока QI получила дальнейшее развитие в работах ряда
исследователей, которые с различной степенью успеха применяли его для описания
типов русел рек и их трансформаций (Якунин И.И., Антроповский В.И., Chitale М.А.,
Schumm S.A., Osterkamp W.P., Begin Z.B., Carson M.A., Алабян A.M. и др.). Детальный
обзор применения комплекса QI приведен в работах [12, 13].
34
В основу метода Ван ден Берга [9] положено деление русел на неразветвленные и
разветвленные, выполненное еще в 1964 г. Н.И. Маккавеевым [14]. В соответствии с
этим методом, расчетным критерием, по которому определяется тип русла, является
соотношение между фактической энергией потока (со) и критическим значением
энергии потока (соКР): сб/сбкр. Фактическая энергия (транспортирующая способность)
потока (со) рассчитывается по формуле:
(6 = pgQbflp/B,(Вт/м2), . (1)
где р - плотность воды, g - ускорение свободного падения, Qb/~ расход воды при пол¬
ном заполнении русла (в бровках), /р - уклон реки, В - ширина русла при его полном
заполнении водой (в бровках).
Для количественной оценки границы, отделяющей класс неразветвленных русел от
разветвленных, Ван ден Берг [9] предлагает следующее уравнение:
а^кр = 900 П50 , (2)
где соКР - критическое значение энергии (транспортирующей способности) потока при
фиксированном D50 (средний диаметр наносов, м). В случае, если вычисленное значе¬
ние энергии (1) оказывается больше критического (2), в соответствии с методом
Ван ден Берга предполагается существование разветвленного русла, в противном слу¬
чае - неразветвленного.
Относительные критерии и ранее использовались для прогноза смены типов русел
и соответствующих типов русловых процессов. Например, И.Ф. Карасев [15] вывел
критерий квазиоднородности потока. Г.П. Кумсиашвили [16] теоретически получил
подобный критерий устойчивости границы раздела водных масс для широких русел.
Н.С. Знаменская [17] использовала гидравлические критерии плановой и глубинной
В Н
устойчивости — X и —. Близкими к критерию Ван ден Берга
Н и
иыли предложения
О.В. Андреева и И.А. Ярославцева [18], согласно которым “различные типы русло¬
вых форм присущи рекам с различными отношениями фактического расхода наносов G
к тому расходу наносов Gyn, при котором в долине с уклоном /д формируется устойчи¬
вое прямолинейное русло”. Другие критерии, основанные на относительных парамет¬
рах, предлагали А.В. Караушев, В.И. Антроповский, Б.Ф. Снищенко, Г.А. Куколев-
ский, А.Н. Кондратьев и др.
Статистический метод проведения разделительных линий между классами
Зависимости В.В. Ромашина [8] (рис. 1, пунктирные линии) и Ван ден Берга [9], по¬
лученные на основе эмпирических данных, являются статистическими. Как следует из
графиков этих зависимостей, имеет место заметное взаимное проникновение данных
одного класса в другой. Проведение линий, разделяющих разные классы, на этих гра¬
фиках не было формализовано. Поэтому предлагается метод, который позволяет
проводить линию, разделяющую два класса оптимальным образом. Для этого необхо¬
димо рассчитать уравнение критериальной линии, при котором погрешности миними¬
зируются: в случае метода В.В. Ромашина для линии 1 g/ = bx\gQ + b0, где bx, b0 - ко¬
эффициенты.
Погрешность при этом оценивается по тем точкам, которые попали не в свой
класс. Так как погрешности имеют место как по оси /, так и по оси Q, то в качестве па¬
раметра минимизации (£мин) можно рассматривать сумму площадей треугольников
погрешностей, которая выражается в виде:
£ми„ = /ф ■-/р)«2ф - Gp) 1/2 -» min, (3)
2*
35
где /ф, <2ф, /р, 2р - соответственно фак¬
тические и расчетные по уравнению
значения уклонов и расходов воды.
На рис. 2 показана графическая интер¬
претация зависимости (3). Коэффициенты
Ьх и Ь0 при этом можно определить или
подбором при достижении минимума
функционала (3) или аналитическим пу¬
тем, дифференцируя (3) по обоим коэф¬
фициентам [19].
Еще одним дополнительным услови¬
ем может быть примерное равенство
сумм треугольников погрешностей для
каждого класса, что можно выразить
как:
d = £к/ф. - /р1кеф1 - <2р1)1/2 +
Рис. 2. Графическая интерпретация расчета погреш- 1
ностей при проведении линий, разделяющих классы
по методу наименьших площадей треугольников + у |( /ф2 ~ ^П2)(6(Ь2 ~ Qraftl^ 0? (4)
(МНПТ) 2
Меандрирование: 1 - свободное, 2 - незавершенное;
3 - многорукавность; 4 и 5 - треугольники погреш- где индексы 1 И 2 характеризуют ПО-
ностей уравнения критериальной линии Грешности соответственно ДЛЯ первого
и второго класса.
Предлагаемый метод определения
коэффициентов разделительной линии по аналогии с методом наименьших квадратов
(МНК) [20] можно назвать методом наименьших площадей треугольников (МНПТ). В
соответствии с этим методом были определены оптимальные уравнения для разделе¬
ния классов при достижении минимума общей суммы погрешностей двух соседних
классов:
- русловой (и пойменной) многорукавности и незавершенного меандрирования:
lg/ =-1.0281gC +3.185 или /= 1530/£1028,
(5)
при этом общая сумма погрешностей Еминобщ = 0.038, а суммы погрешностей для каж¬
дого из двух классов составили £мин1 = 0.018, Емин2 = 0.020;
- незавершенного меандрирования и свободного меандрирования:
lg / = -0.993 lg Q + 2.631 или / = 428/60"3, (6)
при этом £минобщ = 0.299, Емин1 =0.127, Емш2 = 0.172.
Если дополнительно задать условие минимального отличия сумм погрешностей
между двумя классами, то уравнения оптимальных линий примут следующий вид:
- для разделения многорукавности и незавершенного меандрирования:
lg/ = -0.967 lg Q +2.972 или I = 938/00'967, (7)
при этом £мин общ = 0.054, £мин, = 0.027, £мин2 = 0.027;
- для разделения незавершенного меандрирования и свободного меандрирования:
lg/ =-0.968 lg Q +2.543 или / = 349/Q0 968, ' (8)
при этом £мин общ = 0.301, £мин1 = 0.150, £мин2 = 0.151.
Выполнение этого дополнительного условия о минимальном различии сумм по¬
грешностей между двумя классами, как правило, увеличивает как минимальную об¬
щую погрешность (£мин общ), так и погрешности каждого класса (£мин1 и Емин2). Однако
36
Исходные характеристики участков рек и типы русел,
определенные по критериям В.В. Ромашина и по МНИТ
Таблица 1
№
Река - пункт
•
Макс.
расход воды,
Q (м3/с)
Уклон
долины,
/ С%с)
Типы русла
фактический
по критериям
Ромашина
по МНПТ
1
Онега - Надпорожский Погост
366
0.32
С
С
с
2
Онега - Змиево
2220
0.36
С
н
н
3
Северная Двина - Усть-Пинега
21700
0.30
М(П)
м
м
4
Сухона - Рабаньга
489
0.27
с
с
с
5
Кубена - Троице-Енальское
160
0.65
с
с
с
6
Вычегда - Малая Кужба
1880
0.31
с
н
н
7
Вычегда - Сыктывкар
4180
0.30
н
н
н
8
Устья - Шангалы
1040
0.49
с
н
н
9
Ледь - Зеленинская
177
1.34
с
с
с
10
Мезень - Малонисогорская
5760
0.48
М(Р)
м
м
11
Печора - Якша
1450
1.75
с
м
м
12
Печора - Усть-Цильма
23700
1.00
М(Р)
м
м
13
Ухта - Ухта
501
0.83
с
н
с
14
Пижма - Боровая
565
0.62
с
н
с
15
Уса - Адзьва
9380
0.06
М(Р)
м
м
16
Уса - Макариха
11300
0.15
М(Р)
м
м
Примечание. С - свободное меандрирование; Н - незавершенное меандрирование; М (Р) - русловая мно-
горукавность; М (П) - пойменная многорукавность; М - многорукавность (при расчете, что объединяет
русловую и пойменную многорукавность).
условие (4) может быть эффективным, если при условии (3) между суммарными по¬
грешностями £мин1 и Емин2 имеется большое различие. В данном случае погрешности
двух классов (£мин1 и £мин2) в уравнениях (5) и (6) различаются незначительно, и их
можно рассматривать в качестве расчетных. Полученные таким образом оптималь¬
ные разделительные линии классов несколько отличаются от проведенных В.В. Рома¬
шиным [8]: на рис. 1 линии, представленные уравнениями (5) и (6), показаны сплош¬
ной линией.
Следует обратить внимание на разницу между суммарными минимальными по¬
грешностями (Емин общ) при проведении разделительных линий между многорукавно-
стью и незавершенным меандрированием (5) и незавершенным меандрированием и
свободным меандрированием (6). Для линии (5) суммарная погрешность составила
£мин = 0.038, а для линии (6) она оказалась практически на порядок больше и составила
£мин = 0.299. Такое различие свидетельствует о том, что классы незавершенного ме-
андрирования и свободного меандрирования в поле осей Q и / различаются между со¬
бой намного хуже, чем классы многорукавности и незавершенного меандрирования.
Для того чтобы оценить, какие разделительные линии наиболее эффективны в
классификации В.В. Ромашина (основанной на типизации ГГИ), было осуществлено
сравнение расчетных по критериальным отношениям типов русел с фактическими ти¬
пами русловых процессов. Для этой цели выбраны 16 пунктов гидрологических на¬
блюдений на реках севера Европейской территории России в бассейнах Северной
Двины и Печоры, для которых определены фактические типы русловых процессов
(табл. 1). Затем типы русловых процессов были определены как по зависимостям
В.В. Ромашина, так и на основе оптимальных линий, полученных по МНПТ. В основ¬
ном типы русловых процессов, полученные по МНПТ, совпадают с типами, рассчи¬
танными по критериям В.В. Ромашина. Расхождение имеется на двух участках
(№№ 13 и 14 в табл. 1), для которых тип русла, определенный по оптимальным урав¬
нениям, соответствует фактическому, в отличие от расчета по критерию В.В. Рома-
37
Таблица 2
Параметры рядов для двух классов русловых процессов по классификации Ван ден Берга
Уравнение (2) по Ван ден Бергу [9]
Уравнение (9)
Параметры
класс 0
класс 1
класс 0
класс 1
(разветвленные)
(неразветвленные)
(разветвленные)
(неразветвленные)
внутри
вне
внутри
вне
внутри
вне
внутри
вне
Количество точек, М
5
20
111
21
20
5
39
93
Среднее
0.199
0.438
0.443
0.250
0.275
0.144
0.151
0.385
Дисперсия, а2
0.350
0.706
1.142
0.851
0.736
0.258
0.586
1.476
Размах, R
0.018
0.037
0.071
0.041
0.047
0.012
0.019
0.119
шина. В результате совпадение расчетных типов русловых процессов с фактическими
составляет 62.5% при проведении линий, разделяющих классы по критериям В.В. Ро¬
машина, и 75% при проведении разделяющих линий по МНПТ. Этот вывод также под¬
тверждает, что статистически обоснованные оптимальные уравнения (5) и (6) более
достоверно отражают деление типов речных русел на классы.
Используя данные Ван ден Берга [9] по 157 пунктам наблюдений по всему миру
(132 пункта с неразветвленными типами русел и 25 пунктов с разветвленными русла¬
ми), по методу наименьших площадей треугольников было получено следующее опти¬
мальное уравнение линии, разделяющей два класса:
c6kp = 1435D5768, (9)
при Еми„общ = 4-01, = 2.40, £мин2 =1.61.
Из сопоставления уравнения Ван ден Берга (2) и полученного оптимального урав¬
нения (9) видно, что их коэффициенты существенно отличаются. В таблице 2 приведе¬
ны параметры рядов для каждого из двух классов (где класс 0 - разветвленные и
класс 1 - неразветвленные русла).
Из данных таблицы 2 следует, что обе зависимости (2) и (9) имеют достаточно зна¬
чительный выброс “своих” точек за пределами соответствующих классов. Минималь¬
ная суммарная погрешность при проведении линии (9) составила ЕМИН = 4.01, что суще¬
ственно больше, чем, например, для зависимостей (5)-(8). Если использовать дополни¬
тельное условие равенства сумм погрешностей соседних классов при проведении
разделительной линии, то получим следующее уравнение, которое существенно не от¬
личается от (9) при коэффициентах Ьх = 0.887 и Ь0 = 1221, при этом ЕМИНобщ = 4.22,
^мин 1 = 2-11, ^мин2 = 2.11.
Методы оценки эффективности классификаций
Предложенный метод нахождения оптимальных разделительных линий между ти¬
пами русла должен дополняться оценкой эффективности формирования самих клас¬
сов (типов русел).
Например, из оценки классификации В.В. Ромашина было выяснено, что погреш¬
ность разделения между классами свободного меандрирования и незавершенного ме-
андрирования оказывается на порядок больше, чем при разделении классов разветв¬
ленных русел и незавершенного меандрирования. Поэтому можно предположить, что
разделение на три класса при использовании выбранных руслоформирующих осей (Q
и /) является избыточным, и два класса меандрирования - незавершенное и свободное -
в этом случае можно объединить в один класс.
Поэтому необходимо разработать показатели оценки эффективности любого
априорного разделения на классы. Для выбора таких показателей введем ряд следую¬
щих понятий. Предположим, что тестируемый класс руслового процесса (класс 0)
38
Класс 1 (“чужой”)
Класс 0 (“свой”)
Класс 2 (“чужой”)
“свои”в
“свои”
внутри
_ |
“свои”в
.классе 1
классе 2
° о
•
•
А 1
О о 1
^ А
1 •
о •
1
• А
А 1
о
О
о
о
• г-ч
•
А
1
°1.
•
о
о
о
о • 1
• •
1 А А
А л
•
о
о
•
1
•
А 3
о
•
О
о
'-ч
о
• 1
, • А
А •!
О 1
•
Г .
* А
О | о
1
# А '
° о, •
п Iе
1
1 А г
1 ►
о “чужие”
О 1
• 1
1
2 1 •
а I “чужие”
у себя о
в классе 1 1
| А
у себя А
1 в классе 2
1
1
чужие”
1
“чужие”
1
класса 1
класса 2
в классе 0
в классе 0
Рис. 3. Графическая интерпретация размытости и засоренности класса при оценке эффективности класси¬
фикации
Уел. обозначения см. рис. 2
справа и слева отделен граничными линиями от двух других классов, соответственно,
классов 1 и 2. Например, на графике В.В. Ромашина: класс 0 - незавершенное меанд-
рирование, класс 1 (справа) - разветвленные русла и класс 2 (слева) - свободное ме-
андрирование (рис. 3). Тогда для анализируемого класса 0 можно ввести такие два по¬
нятия:
- “размытость” класса, которая определяется характеристиками точек этого класса О,
находящимися в “чужих” классах 1 и 2;
- “засоренность” класса 0 (что соответствует размытости классов 1 и 2), которая ха¬
рактеризуется точками классов 1 и 2, находящимися в пределах класса 0.
Для количественной оценки засоренности и размытости предлагается использовать
известные статистические меры: дисперсия (а2), размах (R) и количество точек (М). В
качестве показателей эффективности классификации можно использовать показате¬
ли размытости и засоренности классов.
Для оценки размытости класса могут быть предложены следующие показатели:
a) Ft - отношение дисперсий, которое соответствует статистике критерия Фишера
[20]:
2 2
F [ = c0/a0i,
Fi =
ао/с%,
F3 =
°o/(°oi
+ Оог)’
(Ю)
2 2
где о0 - дисперсия “своих” точек в “своем” классе 0, а01 - дисперсия “своих” точек в
2 2 2
классе 1, о02 - дисперсия “своих” точек в классе 2, о01 + .а02 - суммарная дисперсия
“своих” точек в классах 1 и 2;
б)/- - доля дисперсии “своих” точек в “чужих” классах: в классе 1 (), в классе 2 (/2)
или в обоих соседних классах 1 и 2 (/3) по отношению к дисперсии “своих” точек в
“своем” классе:
/,(%) = 0qi /00 X 100%, /2(%) = 002 /Со X 100%, /з(%) = (0О2! + 002 )/Оо х 100%; (11)
39
в) rt - отношение размахов “своих” точек в “чужих” классах к размаху “своих” то¬
чек в “своем” классе (R0):
rx(%) = R0l/R0 х 100%, r2(%) = R02/R0 х 100%, r3(%) = (R0l + R02)/R0 х 100%, (12)
где R0l - размах точек “своего” класса 0 в пределах класса 1, и R02 - в пределах клас¬
са 2;
г) mi - отношение числа “своих” точек в “чужих” классах к числу “своих” точек в
“своем” классе (М0):
тх{%) = М01/М0 х 100%, т2(%) = М02/М0 х 100%, m3(%) = (М01 + М02)/М0 х 100%, (13)
где М01 - число “своих” точек в классе 1, М02 - в классе 2.
Все показатели размытости тестируемого класса 0 предназначены для оценки раз¬
ных свойств эффективности проведенного разделения на классы. Статистика F{ (10)
характеризует известный критерий Фишера [20], и если ее величина больше 2-3, то
дисперсии статистически значимо отличаются. Различие дисперсий свидетельствует о
том, что размытость класса статистически незначима, и чем больше отношение, тем
меньше размытость. Для относительных показателей, выраженных формулами (11)-
(13), наоборот, - чем меньше процент “своих” точек к “чужих” классах, тем меньше
размытость.
Аналогичным образом для оценки засоренности могут быть предложены следую¬
щие показатели:
а) F] - статистика критерия Фишера для оценки засоренности “своего” класса “чу¬
жими” точками:
F'l = Oo/ofo , F'l = °о /°20 . П = + °20 )• (14)
2 2 2
где о0 - дисперсия “своих” точек в “своем” классе 0, о10 , а20 - дисперсии “чужих” то¬
чек из классов 1 и 2 в классе 0;
б) /• - доля дисперсии “чужих” точек в “своем” классе 0:
/J(%) = cf0/c,qX 100%, f'2(%) = Cjo/^o х 100%,
(15)
fW = (af0 + a220)/o02xlOO%;
в) r\ - отношение размахов “чужих” точек в “своем” классе 0 к размаху “своих” то¬
чек в “своем” классе (R0):
г[ (%) = Rl0/R0 х 100%, г2 (%) = R20/R0 х 100%, Г3 (%) = (Rl0 + R20)/R0 х 100%, (16)
где Rl0 - размах точек класса 1, находящихся в классе 0, и R20 - размах точек класса 2,
находящихся в классе 0;
г) т\ - отношение числа “чужих” точек к числу “своих” точек в “своем” классе
(М0):
т\ (%) = М10/М0 х 100%, т2 (%) = М20/М0 х 100%, т'3 (%) = (М10 + М20)/М0 х 100%,(17)
где М10 - число “чужих” точек из класса 1, М20 - из класса 2.
Если статистики критерия Фишера F\ (14) получаются большими по величине, то
засоренность низкая, и разбиение на классы эффективно, а также, если процент засо¬
ренности (по дисперсии /■ (15), размаху г\ (16), числу точек т\ (17)) велик, то и эф¬
фективность разбиения на классы низкая.
40
Еще одной проблемой, которую необ¬
ходимо решить, является выбор способа
нахождения классифицируемой величи¬
ны, для которой определяются дисперсии
и размахи при оценке эффективности
классификации. В связи с тем, что по ме¬
тоду В.В. Ромашина классификация осу¬
ществляется в двумерном пространстве
по координатам I и <2, то наиболее адек¬
ватной мерой, которая характеризует
классифицируемую величину, будет пер¬
пендикуляр к линии, разделяющей два
класса (рис. 4). Тогда несложно вывести
формулу для определения величины это¬
го перпендикуляра, которая будет иметь
вид:
^ Qp/)
7(/ф,-/р,)2 + (Сф,-ер,)2
ig /
Рис. 4. Графическая интерпретация перпендикуля¬
ров ht к линии, разделяющей два класса: класс 0 (7)
и класс 1 (2)
Жирные пунктирные линии характеризуют засорен¬
ность класса 0, жирные сплошные - его размытость
ются отдельно для каждого класса (рис. 4), а затем ряд ht в каждом классе делится еще
на две части: “свои” значения в “своем” классе и “свои” значения в “чужом” классе.
После этого по каждой части рядов ht определяются статистики критерия Фишера и
показатели, приведенные в формулах (10)—(17). Если по отношению к тестируемому
классу (класс 0) рассматриваются два других класса (класс 1 и 2), то разделительных
линий будет две, и тогда будут получены два ряда перпендикуляров для “своих” точек
в “своем” классе. Поэтому статистические характеристики определяются по каждому
ряду перпендикуляров и только после этого могут быть осреднены.
В таблице 3 приведены параметры рядов ht для каждого из трех классов: свободное
меандрирование (класс 2), незавершенное меандрирование (класс 0) и разветвленные
русла (класс 1).
Как следует из таблицы 3, параметры рядов ht, полученные внутри класса 0 (неза¬
вершенное меандрирование) по двум вариантам относительно линий (5) и (6), мало
различаются. В то же время, дисперсии “своих” точек внутри класса 0 сопоставимы с
где ht - численное значение перпендику¬
ляра для /-ой точки, /ф/, £фг, 7р/, Qpi - соот¬
ветственно фактические и расчетные (по
линии, разделяющей два класса) уклоны
дна долины и расходы воды.
Значения перпендикуляров определя¬
Таблица3
Параметры рядов перпендикуляров ht для трех классов русловых процессов
по данным В.В. Ромашина [8] с использованием разделительных линий (5) и (6)
Параметры
Класс 0 (незавершенное
меандрирование)
Класс 1 (разветв¬
ленные русла)
Класс 2 (свободное
меандрирование)
внутри класса
вне класса
внутри
класса
вне класса
(в 0-ом)
внутри
класса
вне класса
(в 0-ом)
вар. 1 (5)
вар. 2 (6)
В l-OM
во 2-ом
Количество точек, М
33
33
9
16
60
9
89
12
Среднее
0.165
0.151
0.039
0.070
0.214
0.037
0.441
0.093
Дисперсия, о2
0.00742
0.00709
0.00050
0.00617
0.01420
0.00092
0.07210
0.00227
Размах, R
0.290
0.292
0.062
0.308
0.525
0.083
1.215
0.152
41
Таблица 4
Показатели эффективности классификации типов русловых процессов по В.В. Ромашину [8]
№
вар.
Класс
По отно¬
шению
к классу
Размытость
Засоренность
Fj
fi
rx
mi
F\
/;
r\
m\
%
%
1
0
1
14.7
6.8
21.4
27.3
8.1
12.4
28.8
27.3
2
0
2
1.2
83.2
106.4
48.5
3.3
30.6
52.5
36.4
3
0
1+2
1.1
89.9
127.8
75.8
3.1
32.6
58.0
63.6
4
0 + 2
1
230.4
0.4
4.0
6.0
126.4
0.8
5.3
6.0
5
1
0
15.4
6.5
15.9
15.0
28.1
3.6
11.8
15.0
6
1
2
1.8
52.8
85.9
38.1
5.2
19.4
42.4
28.8
7
2
0
31.8
3.1
12.5
13.5
11.7
8.6
25.4
18.0
8
2
1
36.5
2.7
9.8
18.4
20.0
5.0
13.3
18.4
дисперсией точек класса 0 в других классах. Это говорит о большой размытости клас¬
са 0. Особенно велика дисперсия точек класса 0 в зоне класса 2 (свободное меандриро-
вание).
Для классов 1 (разветвленные русла) и 2 (свободное меандрирование) дисперсии
“своих” точек в “чужих” классах существенно меньше, чем дисперсии “своих” точек в
“своих” классах. Поэтому анализ исходных параметров класса 0 (незавершенное ме¬
андрирование) свидетельствует о его меньшей эффективности по сравнению с класса¬
ми 1 и 2.
Для количественной оценки размытости и засоренности классов с целью оценки
эффективности их выделения были рассчитаны соответствующие показатели по фор¬
мулам (10)—(17). Рассмотрены следующие варианты эффективности выделения клас¬
сов (табл. 4): 1) незавершенного меандрирования (класс 0) по отношению к разветв¬
ленным руслам (класс 1); 2) класса 0 по отношению к классу 2 (свободное меандриро¬
вание); 3) класса 0 по отношению к обоим другим классам; 4) обобщенного класса
меандрирования (классы 0 + 2) по отношению к классу 1; 5) класса 1 по отношению
к классу 0; 6) класса 1 по отношению к классу 2; 7) класса 2 по отношению к классу 0;
8) класса 2 по отношению к классу 1;
В таблице 4 по статистикам критерия Фишера Ft (10) и F\ (14) заметно отличаются
от всех остальных вариант 2 при оценке эффективности выделения незавершенного
меандрирования (класса 0) по отношению к свободному меандрированию (класс 2);
вариант 3 при оценке эффективности выделения незавершенного меандрирования
(класса 0) по отношению к обоим соседним классам (классы 1 + 2); вариант 6 при
оценке эффективности выделения класса разветвленных русел (класс 1) по отноше¬
нию к классу свободного меандрирования (класс 2).
В этих вариантах деление на классы не эффективно. В остальных вариантах пока¬
затели свидетельствуют, что разделение на классы проведено эффективно. Поэтому
можно сделать вывод, что в данном поле определяющих координат (Q и I) выделять
класс незавершенного меандрирования неэффективно, и свободное и незавершенное
меандрирование надо объединить в один класс. Этот обобщенный класс меандрирова¬
ния эффективен для разделения по отношению к классу разветвленных русел. Таким
образом, из классификации В.В. Ромашина следует оставить всего два класса, и их
разделительной линией является зависимость (5).
На основе разработанных формализованных методов оценки эффективности клас¬
сификации можно также оценить эффективность классификации Ван ден Берга [9], в
которой используется только два класса: неразветвленные (класс 0) и разветвленные
(класс 1) русла, и их разделение выполнено в координатах сбкр и D50. Результаты оцен-
42
Таблица 5
Показатели эффективности классификации типов русловых процессов по Ван ден Бергу [9]
По отно¬
Размытость
Засоренность
Формула
Класс
шению
к классу
Fi
ft
ri
mi
F\
л
ri
mi
%
%
Ван ден Берга (2) [9]
0
1
0.49
203
202
400
0.439
228
243
420
Оптимальное уравнение (9)
0
1
3.8
26
35
25
0.395
253
201
465
ки эффективности зависимости Ван ден Берга (2) и оптимальной зависимости (9) при¬
ведены в таблице 5, из которой следует, что при применении оптимального уравнения
(9) размытость класса 0 (неразветвленые русла) несущественна, зато его засоренность
данными из класса 1 (разветвленные русла) составляет сотни процентов. В то же вре¬
мя, если использовать зависимость (2), то и размытость класса 0 большая и его засо¬
ренность данными из другого кладса также велика.
В целом по методу Ван ден Берга можно сделать вывод, что обе зависимости неэф¬
фективны, и использовать в качестве дополнительного параметра классификации
диаметр влекомых наносов в таком виде статистически неоправданно. Вероятно, по¬
лученный вывод связан с тем, что количество точек в классе 0 почти в 5 раз меньше,
чем в классе 1. По крайней мере, при классификации одним из требований должно
быть примерное равенство количества точек в разных классах. Второй причиной мо¬
жет быть то, что зависимости от D50 должны быть региональными и строиться не для
всех рек мира, а для однородных районов. Поэтому, используя разработанные форма¬
лизованные статистические методы, можно пытаться находить зависимости от D50 и
от других факторов, но прежде необходимо осуществить регионализацию, и выделить
однородные районы, в которых определяющим будет свой комплекс факторов.
Выводы
В настоящее время под влиянием антропогенных и природных изменений все чаще
происходят изменения типов русловых процессов. Для прогноза смены типов русло¬
вых процессов полезно использовать классификации по определяющим руслоформи¬
рующим факторам. Однако существующие классификации большей частью не фор¬
мализованы.
Предлагается статистический метод вычисления критериальных уравнений для оп¬
тимального разделения объектов в априори установленных классах. Он основан на
минимизации погрешностей значений, находящихся за пределами своего класса.
Для статистической формализации использованы исходные данные, классифика¬
ции и критериальные уравнения В.В. Ромашина [8] и Ван ден Берга [9]. Вычислены
оптимальные разделительные линии, которые отличаются от линий, проведенных
В.В. Ромашиным и Ван ден Бергом. Использование оптимальных уравнений улучши¬
ло совпадение расчетных типов русел и фактических.
Предложен метод оценки эффективности классификаций. Показано, что в поле ис¬
пользованных В.В Ромашиным координат Q и I выделять класс незавершенного ме-
андрирования неэффективно, и классы свободного и незавершенного меандрирования
следует объединить в один класс. На основе данных, приведенных Ван ден Бергом, уста¬
новлено, что дополнительное использование D50 для разделения неразветвленных и раз¬
ветвленных русел статистически неэффективно, т. к. имеет место большой разброс то¬
чек за пределами “своих” классов.
В целом можно заключить, что эффективно одновременно использовать несколь¬
ко критериальных соотношений по разным руслоформирующим факторам, среди ко¬
торых необходимо выделять главные.
43
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Скворцов Г.Е. Система законов природы. СПб.: Петрополис, 2004. 116 с.
2. Богданов А. А. Очерки организационной науки. Самара: Самарск. кн. изд-во, 1921. 48 с.
3. Чалов Р.С. Общее и географическое русловедение: учебное пособие. М.: Изд-во МГУ, 1997. 112 с.
4. Знаменская Н.С. Гидравлическое моделирование русловых процессов. Л.: Гидрометеоиздат,
1992. 240 с.
5. Карасев М.С., Гарцман Б.И. Прогноз антропогенной динамики русловых процессов малых и средних
рек Приморского края в условиях хозяйственного освоения их долин. Проект методического пособия.
Владивосток: Дальнаука, 2002. 48 с.
6. Кондратьев А.Н. О гипотезах причин формирования русел // Водн. ресурсы. 2001. Т. 28. № 5.
С. 628-630.
7. Мурашковский Ю.С. Стадии развития научных представлений //Тез. докл. научно-практич. конф. по
теории решения изобретательских задач. Новгород: Новгородск. кн. изд-во, 2001. 96 с.
8. Ромашин В.В. Типы руслового процесса в связи с определяющими факторами // Тр. ГГИ. Л.: Гидро¬
метеоиздат, 1968. Вып. 155. С. 56-63.
9. Van den Berg J.H. Prediction of alluvial channel pattern of perennial rivers // Geomorphology. 1995. № 12.
P. 259-270.
10. Leopold L.B., Wolman M.G. River channel pattern: braided, meandering and straight I I Physiographic and hy¬
draulic studies of rivers. USA Geological Survey Professional Paper. 1957. P. 85-98.
11. Кондратьев H.E., Попов И.В., Снищенко Б.Ф. Основы гидроморфологической теории руслового
процесса. Л.: Гидрометеоиздат, 1982, 272 с.
12. Чалов Р.С., Алабян А.М., Иванов В.В. и др. Морфодинамика русел равнинных рек. М.: ГЕОС-МГУ,
1998, 288 с.
13. Чалов Р.С., Завадский А.С., Панин А.В. Речные излучины. М.: Изд-во МГУ, 2004. 371 с.
14. Проектирование судовых ходов на свободных реках // Тр. ЦНИИЭВТ. М.: Транспорт, 1964.
Вып. 34. 263 с.
15. Карасев И.Ф. Русловые процессы при переброске стока. Л.: Гидрометеоиздат, 1975. 288 с.
16. Кумсиашвили Г.П., Чалов Р.С. Формирование вертикальной границы раздела в потоке при слиянии
рек и ее влияние на русловые процессы // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1990. № 5. С. 9-16.
17. Знаменская Н.С. Гидравлическое моделирование русловых процессов. Л.: Гидрометеоиздат,
1992. 240 с.
18. Андреев О.В., Ярославцев И.А. Морфометрические зависимости для расчетов размеров речных русел
и прогноз русловых изменений при транспортном гидротехническом строительстве // Тр. III Всесоюз.
гидрологического съезда. Секция гидродинамики и русловых процессов. Л.: Гидрометеорологическое
изд-во, 1960. Т. V. С. 270-282.
19. Дрейпер Н., Смит Г. Прикладной регрессионный анализ. М.: Статистика, 1973. 392 с.
20. Закс Л. Статистическое оценивание. М.: Статистика, 1976. 598 с.
Государственный гидрологический институт, Поступила в редакцию
ЗАО “Фирма УНИКОМ”, Санкт-Петербург 15.11.2005
STATISTICAL METHODS FOR CLASSIFICATION OF CHANNEL PATTERNS
V.A. LOBANOV, A.N. KONDRATYEV
S ummary
A statistical method has been suggested for a calculation of optimal lines separating a priori obtained classes.
This method is based on minimization of errors of values, which are outside their own class. The method was applied
for data of V.V. Romashin and Van den Berg, and new lines dividing the classes in the optimal way were calculated.
Some statistical methods have been developed for an assessment of efficiency of classifications. On the basis of these
methods it has been obtained that it is statistically ineffective to distinguish a class of incomplete meandering in the
Romashin’s classification and it is necessary to combine it with a class of free meandering. For Van den Berg’s clas¬
sification it has been shown that an additional use of D50 for a separation of single and multi-thread channels is not
statistical effective too.
44
УДК 551.4.013:551.435.3(470.111)
© 2007 г. В.М. ФЕДОРОВ
МОДЕЛЬ РЕКОНСТРУКЦИИ МАКРОЦИРКУЛЯЦИОННОЙ ДИНАМИКИ
БЕРЕГОВОЙ ЗОНЫ АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ В XX СТОЛЕТИИ
(на примере Варандейской береговой области)1
Ведущим фактором, определяющим направленность и интенсивность развития бе¬
регов арктических морей, является ветроволновой режим. В условиях незначитель¬
ных величин уровня приливов и низкой тектонической активности с ветроволновыми
характеристиками связаны основные черты динамики берегоформирующих процес¬
сов и лито динамического режима прибрежной зоны [1-10]. Изменчивость ветровол¬
новых характеристик определяется особенностями процессов атмосферной циркуля¬
ции в регионе. Динамика макроциркуляционных процессов в атмосфере моделируется
последовательным и закономерным чередованием элементарных циркуляционных ме¬
ханизмов (ЭЦМ). ЭЦМ - типовой циркуляционный процесс в течение которого в север¬
ном полушарии сохраняется географическое распределение барического поля опреде¬
ленного типа, направленность основных переносов воздушных масс [11-17]. С соответ¬
ствующими ЭЦМ ветроволновыми энергетическими режимами, таким образом,
связаны интенсивность и направленность геоморфологических процессов в прибреж¬
ной зоне арктических морей.
Методика исследований
Исследовались рассчитанные С.А. Огородовым (доклад в НИЛ геоэкологии Севе¬
ра Географического ф-та МГУ, 2005) по стандартной методике [1, 7-9, 18, 19] для ди¬
намически активного периода (с 15 августа по 31 октября) характеристики ветровол¬
новой энергии для Варандейской береговой области (прибрежная зона Болыпезе-
мельской тундры, участок побережья Печорского моря от о-ва Песякова на западе до
п-ова Медынский Заворот на востоке) с 1981 по 2002 гг. [10, 18-22]. В соответствии с
данной методикой основу расчета составляет определение секундного потока волно¬
вой энергии на 1 м длины фронта волны по полученному для условий мелководного
моря уравнению [8]:
Эомелк = 2Х10-6(^У'4^0,
где У10 - анемометрическая (истинная) скорость ветра на высоте 10 м над уровнем мо¬
ря (по данным срочных метеонаблюдений), м/с; ( ] - безразмерное соотношение
между глубиной Н по направлению разгона ветра и его скоростью Vl0; g - ускорение
силы тяжести; размерность числового коэффициента соответствует размерности р/g
3
, . Зч тм ~ тм
(р - плотность, т/м), т.е. —-, в соответствии с чем Э0мелк имеет размерность —, или
мс мс
ml с, как это принято в исследованиях динамики береговой зоны [6-9, 20-22]. Далее,
для перехода от секундного потока энергии к среднемноголетней месячной величине
энергий всех волнений данного румба, величины Э0мелк, рассчитанные для всех града¬
ций скоростей ветра каждого направления, умножаются на выраженную в секундах
суммарную продолжительность ветров соответствующей градации за данный месяц.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 03-05-64281).
45
Полученные величины суммируются в пределах каждого морского румба, в результа¬
те чего получаются румбовые среднемноголетние величины суммарной энергии вол¬
нений за расчетный месяц. Суммированием этих величин в пределах безледного (ди¬
намически активного) периода находятся среднемноголетние румбовые потоки ветро¬
волновой энергии. Геометрическим сложением полученных румбовых составляющих
(путем построения энергетических многоугольников) получают энергетическую рав¬
нодействующую (векторная сумма) волнений на морской границе береговой зоны.
Все значения энергетических характеристик (векторных сумм) для удобства расче¬
тов были уменьшены в 104 раз. Вычитанием из отдельных годовых значений характе¬
ристик ветроволновой энергии среднего многолетнего для всего временного ряда зна¬
чения была получена знакопеременная функция, отражающая динамику ветроволно¬
вой энергии относительно среднего многолетнего значения. Таким образом, были
определены годы с отрицательной (относительного среднего многолетнего) и поло¬
жительной аномалиями ветроволновой энергии, а также сами значения аномалий вет¬
роволновой энергии. По календарю последовательной смены ЭЦМ [11-13, 16] были
составлены годовые (с 1981 по 2002 гг.) выборки ЭЦМ за аналогичные динамически
активные периоды (15 августа - 31 октября). Затем рассчитывались интегральные
среднегодовые спектры распределения продолжительности отдельных ЭЦМ (в сут¬
ках) для годов с положительными и отрицательными аномалиями ветроволновой
энергии. Полагая, что связанная с отдельными ЭЦМ ветроволновая энергия вносит
определенный энергетический вклад в формирование как положительных, так и от¬
рицательных аномалий годовых значений ветроволновой энергии, рассчитывалась
пропорция ветроволнового энергетического вклада для каждого ЭЦМ. Расчеты осно¬
вывались на данных интегральных среднегодовых спектров распределения продолжи¬
тельности отдельных ЭЦМ по годам с отрицательными и положительным аномалия¬
ми значений ветроволновых энергетических характеристик (таблица). Пропорция
ветроволнового энергетического вклада ЭЦМ была принята в качестве “ключа” к ре¬
конструкции характеристик ветроволновой энергии. С использованием пропорции
вклада был исследован начальный массив характеристик ветроволновой энергии за
период с 1981 по 2002 гг. Полученные с учетом пропорциональности вклада аномалии
продолжительности ЭЦМ по отдельным годам исследуемого периода в 20 из 22 случа¬
ев имели тот же знак, что и рассчитанные ранее аномалии годовых значений характе¬
ристик ветроволновой энергии. То есть тенденция вклада ЭЦМ с вероятностью 0.91
соответствует формированию знака аномалии характеристик ветроволновой энергии.
Полагая, что суммарная за анализируемый период аномалия вкладов ЭЦМ соответ¬
ствует суммарной аномалии ветроэнергетических характеристик, был рассчитан ко¬
эффициент пропорциональности между данными аномалиями (4.68). Умножением го¬
довых аномалий энергетического вклада ЭЦМ на коэффициент пропорциональности
были получены реконструированные на основе пропорции вклада значения аномалий
ветроэнергетических характеристик. Сложением значений годовых аномалий ветро¬
энергетических характеристик со среднемноголетним значением были получены ре¬
конструированные годовые значения ветроэнергетических характеристик. Рекон¬
струированные значения коррелируются с исходными с коэффициентом корреляции
0.85 (рис. 1). Полученная в результате проверки “ключа” высокая степень корреляци¬
онной связи (при небольшой продолжительности исходного ряда) позволила принять
рассчитанную для Варандейской береговой области пропорцию ветроволнового энер¬
гетического вклада в качестве способа реконструкции характеристик ветроволновой
энергии этого региона.
По данным календаря последовательной смены ЭЦМ [11-13, 15, 16] была составле¬
на выборка продолжительности отдельных ЭЦМ за динамически активный (принимая
за него интервал с 15 августа по 31 октября) период для каждого года с 1899 по 1981 гг.
Далее, полагая, что энергетический вклад отдельных ЭЦМ оставался постоянным
(иначе, изменялась только продолжительность или сочетание различных ЭЦМ в дина¬
мически активный период от года к году) и применяя полученную ранее пропорцию
46
Пропорция энергетического вклада ЭЦМ в формирование аномалий ветроволновой энергии
Тип элементарного
циркуляционного механизма
(ЭЦМ) по [11]
Энергетический вклад ЭЦМ в формирование
аномалии ветроволновой энергии
>0
<0
1а
1.000
0.000
16
0.000
1.000
2а
0.091
0.909
26
0.450
0.550
2в
0.784
0.216
3
0.214
0.786
4а
1.000
0.000
46
0.472
0.528
4в
0.462
0.538
5а
1.000
0.000
56
1.000
0.000
5в
1.000
0.000
5г
0.680
0.320
6
0.571
0.429
7аз
1.000
0.000
7ал
0.375
0.625
7бз
0.000
0.000
7бл
0.400
0.600
8а
0.409
0.591
8бз
1.000
0.000
8бл
0.500
0.500
8вз
0.529
0.471
8вл
0.413
0.587
8гз
0.500
0.500
8гл
0.167
0.833
9а
0.333
0.667
96
0.333
0.667
10а
0.300
0.700
106
0.360
0.640
11а
0.565
0.435
116
0.667
0.333
11в
0.000
1.000
11г
0.867
0.133
12а
0.228
0.772
12бз
0.333
0.667
12бл
0.171
0.829
12вз
0.000
0.000
12вл
0.170
0.830
12г
0.750
0.250
1 Зз
0.560
0.440
13л
0.589
0.411
ВТ
0.000
1.000
вклада, были рассчитаны аномалии ветроэнергетических вкладов ЭЦМ, а умножени¬
ем на коэффициент пропорциональности получены значения аномалий ветроволно¬
вых характеристик. Алгебраическим сложением этих значений со среднемноголетним
были получены реконструированные значения характеристик ветроволновой энергии
за период с 1899 по 1981 гг. (рис. 2).
Результаты исследований
Для анализа результатов исследований рассчитывались годовые аномалии рекон¬
струированных значений ветроволновых характеристик. Расчет проводился вычита¬
нием среднемноголетнего значения характеристик ветроволновой энергии из рекон-
47
<N
Годы
Рис. 1. Динамика ветроволновой энергии в Варандей-
ской береговой области за период с 1981 по 2002 гг.
Уел. обозначения см. рис. 2
OO^^M^lfn^t^tir)\0'OhhooONONO
O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O'
Годы
Рис. 2. Динамика ветроволновой энергии в Варандей-
ской береговой области за период с 1899 по 2003 гг.
Динамика: 1 - рассчитанная по методике Б.А. Попо¬
ва, В.А. Совершаева, [22], 2 - реконструированная,
3 - линейный тренд
Отклонения от среднего
200
150
100
50
0
-50
-100
-150
1
2
3
4
л
5
го
O'
IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIII
11932
= 1939
! 1940
11981
= 1982
! 1997
оо
On
O'
ГТТТТТ1
ОШО1ЛО'ЛО>0О'ЛО10ОЮО1Л0>ПО'ЛО
oo-^^cNcNmm^t^tuninovor-r^ooocoaNO
O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O'
Годы
Рис. 3. Аномалии ветроволновой энергии от среднего
многолетнего значения и ветроволновые эпохи
040<NOOTt0 40(NO©^j-04D<NOOTt040<N
оо — —-(Nmm^t^tin^ovDr-r-ooo^a^o
O'O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O' O'
Годы
Рис. 4. Динамика скорости отступания берегов
(1) в XX столетии в Варандейской береговой
области и линейный тренд (2)
струированных годовых значений, начиная с 1899 года. График полученных таким об¬
разом аномалий представлен на рис. 3. Отступание берега на абразионном участке в
районе п. Варандей за период с 1987 по 2000 гг. составило 36 м [21]. Суммарная ветро¬
волновая энергия за этот период характеризуется величиной 1972.2 т/с. Таким обра¬
зом, из пропорции следует значение энергии (54.78 m/с), соответствующее отступа¬
нию берега на 1 м. Исходя из этого, на основе реконструированных рядов ветроволно¬
вой энергии, осуществлен расчет отступания берега для абразионных участков.
Результаты расчетов представлены на рис. 4. В среднем отступание абразионных бе¬
регов составляет 1.87 м в год. Общее отступание абразионных берегов в районе п. Ва¬
рандей за столетие составляет 194 м. Отмечается тенденция в увеличении темпов их
отступания. Коэффициент линейного тренда составляет 0.0106 м/год. При этом, на
фоне общего увеличения темпов отступания берегов, определяются эпохи существен¬
ных изменений темпов денудации. Всего на протяжении XX столетия можно выделить
5 последовательных эпох. Первая (1900-1931 гг.) характеризуется небольшими темпа¬
ми денудации. В среднем в эту эпоху береговая линия на абразионных участках бере¬
гов отступает на 1.45 м (рис. 5). Вторая эпоха (1932-1939 гг.) характеризуется интен-
48
Средняя скорость
отступания берегов, м/год
Рис. 5. Средние значения скорости отступа¬
ния абразионных берегов в Варандейской
береговой области для отдельных эпох
сивной денудацией абразионных берегов. Среднегодовое отступание береговой линии
составляет 2.58 м, при максимальном значении 3.39 м. Третья эпоха (1940-1981 гг.) от¬
ражает снижение скорости отступания абразионных берегов. Среднегодовая величина
отступания составляет 1.63 м. С четвертой эпохой (1982-1997 гг.) связан очередной
этап усиления разрушения береговой зоны на абразионных участках. В среднем за год
отступание берегов в этот период составляет 298 м, при максимальном значении 4.95 м.
Пятая эпоха (с 1998 г.) характеризуется среднегодовым значением отступания бере¬
говой линии на абразионных участках, равным 1.85 м. Таким образом, для XX столе¬
тия, на фоне общего усиления денудационных процессов на абразионных участках бе¬
реговой зоны, характерно чередование продолжительных (32 и 42 лет) эпох со средне¬
годовыми значениями отступания берегов от 1.45 до 1.63 м и непродолжительных (8 и
16 лет) периодов интенсивной денудации берегов со среднегодовым отступанием от
2.58 до 2.98 м. По рассчитанным данным была построена кумулятивная кривая отсту¬
пания береговой линии на абразионных участках в районе п. Варандей для XX столетия
(рис. 6). График отступания аппроксимируется линейной функцией у = 1.779* - 5, которая
может использоваться для приблизительных расчетов отступания береговой линии.
Выводы
1. Для реконструкции характеристики ветроволновой энергии в прибрежной зоне
арктических морей предложен метод, основанный на определении пропорции цирку¬
ляционного вклада ЭЦМ (в типизации Б.Л. Дзердзеевского) в аномалии ветроволно¬
вой энергии в динамически активные периоды.
2. Применение метода позволило реконструировать характеристики ветроволно¬
вой энергии и динамики абразионных берегов Варандейской береговой области за пе¬
риод с 1899 по 2003 гг. На общем фоне усиления темпов отступания берегов в XX веке
в Варандейской береговой области отмечается последовательное чередование эпох с
различными темпами отступания и имеющими, вероятно, в качестве важнейших при¬
чин как глобальные, так и региональные изменения в циркуляции атмосферы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Геоэкология Севера (введение в геокриоэкологию) / В.И. Соломатин. М.: Изд-во МГУ, 1992. 270 с.
2. Ещенко Л. А., Шипилова Л.М. О причинах вариаций межгодовой активности динамики береговой зо¬
ны // Эволюция берегов в условиях поднятия океана. М.: Изд-во МГУ, 1992. С. 57-69.
3. Ещенко Л.А, Рязанцев Г.Б., Шипилова Л.М. Морфодинамические тенденции на аккумулятивных бе¬
регах на фоне смены типов атмосферной циркуляции // Прибрежная зона моря: морфолитодинамика
и геоэкология (м-лы XXI межд. береговой конф.). Калининград: Изд-во КГУ, 2004. С. 87-90.
1 2 3 4 5
Эпохи
QvDM00^tCvD(N0C^tO\D(N0C^tO^fN
Qs Os Os Os Os Os Os Os Os Os Os Os Os Os Os Os Os
Годы
Рис. 6. Кумулятивная кривая (7) и линейная аппроксимация (2)
отступания абразионных берегов в XX столетии в Варандей¬
ской береговой области
49
4. Жиндарев Л.А., Хабидов А.Ш., Щербина В.В. Особенности литодинамики песчаных берегов беспри-
ливных морей и управляющая модель береговой зоны // Прибрежная зона моря: морфолито динамика
и геоэкология (м-лы XXI межд. береговой конф.). Калининград: Изд-во КГУ, 2004. С. 34-38.
5. Луговой Н.Н., Мысливец В.И. Геоморфология берегов юго-восточной части Баренцева моря // При¬
брежная зона моря: морфолитодинамика и геоэкология (м-лы XXI межд. береговой конф.). Калинин¬
град: Изд-во КГУ, 2004. С. 107-111.
6. Попов Б.А. Наносодвижущий и абразионный эффекты морского волнения // Береговая зона моря.
М.: Наука, 1981. С. 53-61.
7. Попов Б.А., Совершаев В.А. Некоторые черты динамики арктических берегов Азии // Вопр. геогра¬
фии. Сб. 119. Морские берега. М.: Мысль, 1982. С. 105-116.
8. Попов Б.А. Принципы оценки устойчивости береговой зоны и дна моря // Исслед. устойчивости гео¬
систем Севера. М.: Изд-во МГУ, 1988. С. 167-175.
9. Попов Б.А., Совершаев В.А., Новиков В.Н. и др. Береговая зона морей Печорско-Карского регио¬
нов //Исслед. устойчивости геосистем Севера. М.: Изд-во МГУ, 1988. С. 176-190.
10. Совершаев В.А. Расчет суммарной волновой энергии при штормовых нагонах // Теоретические про¬
блемы развития морских берегов. М.: Изд-во МГУ, 1989. С. 28-33.
11. Дзердзеевский Б Л. Общая циркуляция атмосферы и климат (избранные труды). М.: Наука,
1975. 288 с.
12. Дзердзеевский Б Л. Циркуляционные механизмы в атмосфере Северного полушария в XX столетии //
М-лы метеорологических исслед. М.: Наука, 1968. 240 с.
13. Кононова Н.К. Исследования многолетних колебаний циркуляции атмосферы Северного полушария
и их применение в гляциологии // М-лы гляциологических исслед. 2003. № 95. С. 45-65.
14. Федоров В.М. Макроциркуляционная модель реконструкции динамики баланса массы ледников Нор¬
вегии в XX столетии // М-лы гляциологических исслед. 2006. № 100. С. 69-75.
15. Циркуляционные механизмы современных колебаний климата // К.В. Кувшинова. М.: Наука, 1987.192 с.
16. Kononova N.K. Fluctuations of Northern Hemisphere atmospheric circulation in 1899-2002 I I Proceedings of
the International Conference “Mathematical Methods in Geophysics”. Novosibirsk. 2003. Part II. P. 405-408.
17. Савина C.C., Хмелевская Л.В. Динамика атмосферных процессов северного полушария в XX столе¬
тии // М-лы метеорологических исслед. (циркуляция атмосферы). М.: Наука, 1984. № 9. 142 с.
18. Новиков В.И., Федорова Е.В. Разрушение берегов в юго-восточной части Баренцева моря // Вести.
МГУ. Сер. 5. География. 1989. № 1. С. 64-68.
19. Морская геоморфология. Терминологический справочник. Береговая зона: процессы, понятия, опре¬
деления // В.П. Зенкович, Б.А. Попов. М.: Мысль, 1980. 280 с.
20. Огородов С.А. Морфодинамическое районирование береговой зоны Печорского моря // Геоморфо¬
логия. 2003. № 1. С. 72-78.
21. Огородов С.А. Динамика абразионных берегов, сложенных малольдистыми дисперсными отложени¬
ями, в глобальных изменениях природной среды и климата // Прибрежная зона моря: морфолитоди¬
намика и геоэкология, (м-лы XXI межд. береговой конф.). Калининград: Изд-во КГУ, 2004. С. 51-52.
22. Попов Б.А., Совершаев В.А. Принципы выбора исходных данных для расчета потоков волновой
энергии // Береговая зона моря. М.: Изд-во МГУ, 1981. С. 47-53.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 15.03.2005
MACROCIRCULATING MODEL AND RECONSTRUCTION OF ARCTIC SEAS’ SHORE DYNAMICS
IN THE XX CENTURY (VARANDEY SHORE OF BARENTS SEA AS AN EXAMPLE)
V.M. FEDOROV
Summary
A method for reconstruction wind-and-wave energy and the dynamics of the Arctic seas shorelands is put for¬
ward. The method is based on proportional correlations of wind-and-wave energy characteristics anomalies and dura¬
tion of elementary circulating mechanisms (in the classification of B.L. Dzerdzeyevsky) during the dynamically ac¬
tive periods. With the use of this method the wind-and-wave energy characteristics and dynamics of abrasion shores
in Varandey region were reconstructed for the period 1899-2003. The row obtained expresses the changes of intensi¬
ty and trends of geomorphic processes within the coastal zone of the Pechora Sea.
The general for XX century tendency of the wind-and-wave energy and shore recession velocity growth is shown. The
cause for it may lie in the growth of the near-surface temperature gradient in the system “ocean-continent” taking place due to
different warming-up in the course of global climate warming. Against the background of the general for XX century tenden¬
cy, the stages with different velocities of energy growth and shore recession may be traced at the sites of abrasion.
50
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JNbl
январь-март
2007
Научные сообщения
УДК 551.462(262.5)
© 2007 г. Ю.Д. ЕВСЮКОВ
НОВЫЕ ДАННЫЕ О РЕЛЬЕФЕ ДНА И ОТЛОЖЕНИЯХ НА ШЕЛЬФЕ
И КОНТИНЕНТАЛЬНОМ СКЛОНЕ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ЧЕРНОГО МОРЯ,
ПОЛУЧЕННЫЕ В ЗАПИСЯХ ЭХОЛОТНОГО ПРОМЕРА
Введение
Материалы эхолотного промера традиционно используются для составления бати¬
метрических и других карт. Однако помимо регистрации глубин и данных о рельефе
дна на эхограммах (в зависимости от конструкции эхолота и типа самописца) может
фиксироваться слоистость осадков [1-4] или структуры, которые с большой долей
уверенности могут интерпретироваться как оползневые тела [5]. Слоистость просле¬
живается на довольно протяженных расстояниях и, как правило, приурочена к сравни¬
тельно выровненным или слабо наклонным (не более 4-5°) участкам дна: шельф,
крупные ступени материкового склона, субабиссальные районы бассейна. Оползни
характерны для материкового склона.
Получение записей слоистости на эхограммах зависит от ряда благоприятных усло¬
вий: четкой работы эхолота и самописца (необходимо постоянно следить за уровнем
эхосигнала и контрастностью записи), характера дна (выровненные или расчленен¬
ные его поверхности), волнения моря и т.д. Важность данных о слоистости объясняет¬
ся еще и следующими обстоятельствами. Грунтовыми трубками различных конструк¬
ций морское дно опробуется на глубину в среднем 3, иногда до 5 м. При непрерывном
сейсмопрофилировании (НСП) верхняя часть разреза “скрыта” первыми вступления¬
ми отраженных сигналов (так называемая аппаратурная помеха). Эти пробелы могут
быть компенсированы эхолотом с записью на эхограммах слоистости верхней толщи
осадков до 50-55 м и, таким образом, получением чрезвычайно интересной информа¬
ции. К тому же, это экономически выгодный метод, не требующий серьезных кон¬
структивных переделок и забортных приспособлений [2].
Современные сейсмоакустические системы (типа “ЧИРП”) обладают разрешаю¬
щей способностью в 10-15 см и глубиной исследования до 100 м [6]. Таким методом
можно получать данные в мелководных зонах моря до 200-220 м. Напротив эхолоти-
рование с регистрацией слоистости (как будет показано ниже) практически не зависит
от глубины моря. В этой связи такие материалы в совокупности с геолого-геофизиче¬
скими данными могут широко и успешно использоваться при составлении всевозмож¬
ных картографических документов: геоморфологических, морфоструктурных карт,
схем распространения оползневых массивов. Эти же данные крайне необходимы ли-
тологам для изучения залегания и накопления современных донных отложений.
Методика и объем работ
В 8-м рейсе НИС “Витязь” на полигонах и региональных профилях в различных
районах материковой окраины Черного моря (рис. 1) выполнено свыше 5700 км эхо¬
лотного промера. На расстоянии 1700 км (около 30%) получены эхолотные записи
слоистости новейших отложений. Промер осуществлялся эхолотом “ЭДАК”, с высо-
51
Рис. 1. Схема эхолотного промера 8-го рейса НИС “Витязь”
1 - иллюстрируемые фрагменты эхограмм со слоистостью и их номера, 2 - полигоны детального исследова¬
ния рельефа дна, 3 - региональные профили эхолотного промера, 4 - изобаты, 5 - номера морфологиче¬
ских профилей (см. рис. 7)
коточным регистратором, модернизированным на основе факсимильного аппарата
“ФАК-2П”. Конструкция аппаратуры и методика проведения работ выполнены с ис¬
пользованием данных, имеющихся в ряде публикаций [2-4]. В процессе выполнения
эхолотного промера и отбора проб донного грунта координация судна осуществлялась по
спутниковой системе навигации, обеспечившей точность определения 50 ± 10-15 м [1].
В настоящей статье кратко рассмотрена морфология исследованных полигонов и
региональных профилей и достаточно полно охарактеризованы данные о слоистости
новейших осадков. Отметим также, что последнее наиболее широко использовалось
при изучении литолого-фациальной изменчивости донных отложений [7, 8].
Результаты исследований
Синопский полигон (рис. 2) располагается между Синопским заливом и хребтом
Архангельского [9]. К востоку от Синопа обычно узкий материковый склон Анато¬
лийского побережья расширяется [10, 11]. В его пределах находятся крупные морфо-
структуры ЮВ-СЗ простирания [12, 13]. Детальные работы по изучению рельефа дна
полигона позволили значительно уточнить особенности морфологии района [12] и
выявить характер залегания верхней части осадочной толщи на многих его участках
(рис. 2, 3).
В рельефе дна полигона выделяются следующие крупные морфоструктуры: внеш¬
няя окраина шельфа, включающая материковую отмель и погруженный шельф, ма¬
териковый склон и его крупные поднятия, материковое подножие и подводный ка¬
ньон Кызыл-Ирмак [12].
Хорошо выраженная материковая отмель располагается на глубинах 110-120 м.
Она почти везде завершается уступом высотой 8-14 м (рис. 3, проф. 30-31), характер¬
ным для многих участков черноморского шельфа [5, 14-16].
Ниже уступа находится погруженный шельф. Его бровка к юго-востоку становится
все глубже - от 145 до 550 м, тогда как сама поверхность шельфа наклонена к северо-
востоку. Поперечные профили дна погруженного шельфа имеют выпуклую или во¬
гнуто-выпуклую поверхность. Это, по-видимому, указывает на неотектонические дви¬
жения, обусловившие прогибание и воздымание участков дна в этой зоне. Во многих
52
Рис. 2. Схема эхолотного промера Синопского полигона
1 - галсы эхолотного промера, 2 - иллюстрируемые фрагменты эхолотных записей со слоистостью осад¬
ков, 3 - изобаты, м
местах роль неотектоники проявляется также и в структуре слоистости осадков. На¬
пример, когда слои осадочной толщи сдвинуты относительно друг друга по малоам¬
плитудным разломам или трещинам.
Характерно, что в зоне погруженного шельфа с увеличением глубин заметно воз¬
растают (от 10-15 до 40-55 м) мощности слоистых осадков (рис. 3, проф. 29-31).
Шельф осложняют мелкие ложбины и борозды, разделенные валами. Борозды вреза¬
ны в осадки до 8-12 м. Обрамляющие валы, по-видимому, имеют аккумулятивное
происхождение. Более крупные из них отражены и в подстилающих горизонтах
(рис. 3, проф. 29). Характерно также, что внешняя зона погруженного шельфа завер¬
шается уступом высотой 30-35 м (рис. 3. проф. 25, 34).
Местами у внешнего края погруженного шельфа находится поднятие, подобное
краевому валу высотой до 30-40 м и шириной 2-3 км. На меньших глубинах вал плос¬
ковершинный (рис. 3, проф. 24, 30). С увеличением глубин он приобретает все более
выпуклую форму.
Природа краевых валов, встречаемых на многих участках черноморского шельфа
[10, 14—16], до сих пор не ясна. Их образование, вероятнее всего, связано с аккумуля¬
тивными процессами (реликты древних кос, пересыпей), что подтверждается также
характером слоистости этого вала. Однако полностью не исключена его связь с анти¬
клинальной складкой субширотного простирания. Неодинаковое положение по глу¬
бине и характер поверхности вала могут быть обусловлены дифференцированными
опусканиями края шельфа в плейстоцене. Первоначально вал на всем своем протяже-
53
Рис. 3. Фрагменты эхолотных записей со слоистостью:
в южной части Синопского полигона (проф. 25, 29, 30, 31); внешней части погруженного шельфа (проф. 23,
32, 34); в верховьях каньона Кызыл-Ирмак (проф. 23, 26); на склонах крупных поднятий, ограничивающих
каньон Кызыл-Ирмак (проф. 15, 19, 27, 33); в русле каньона Кызыл-Ирмак (проф. 14, 16-18, 20-22). Поло¬
жение профилей см. рис. 2
54
нии (в пределах южной части полигона) мог находиться на относительно малых глуби¬
нах - не более 100-120 м. Затем, вероятнее всего, началось неравномерное опускание, ко¬
гда восточная часть погружалась немного быстрее, а западная - разрушалась абразией.
Материковый склон района отчетливо представлен в юго-западной части полигона.
Его ширина в плане 8-16 км, а глубина подножия 1400-1800 м. Средние углы наклона
5-7°, на отдельных участках до 20°. Склон изрезан многочисленными подводными до¬
линами, глубина вреза которых превышает 100 м [12]. На материковом склоне при¬
знаки слоистости или не отчетливые, или же встречаются на крайне ограниченных
площадках террасовидных ступеней. Последнее, возможно, обусловлено сползанием
отдельных блоков по склону, с сохраняющейся слоистостью осадков на их вершинах.
Северо-восточный борт каньона Кызыл-Ирмак ограничивает система поднятий,
состоящая из двух расположенных кулисообразно хребтов и их отрогов. Каждое из
поднятий имеет субширотное простирание и постепенно погружается в западном на¬
правлении. Они разделены депрессией, дно которой углублено подводной долиной с
плоским дном [12].
Северное поднятие (его длина около 35 км) имеет островершинную поверхность на
восточном фланге, с одинаковыми углами наклона (6-7°) по обе стороны от гребня и
резко асимметричное строение на западном участке. Как правило, южный склон бо¬
лее крутой и сильнее расчленен долинами и бороздами, вливающимися в каньон Кы¬
зыл-Ирмак. Этот склон осложнен небольшими уступами и ступенями шириной до
2 км. Северный склон поднятия, за исключением самого восточного участка, более
пологий (не превышает 2-3°) и ровный.
На эхограммах отмечена резкая контрастность в характере слоистости этого под¬
нятия. Так, северо-восточный склон западного его фланга имеет четкую параллель¬
ную слоистость мощностью 30-35 м (рис. 3, проф. 15). Как слои, так и подстилающий
отражатель практически везде повторяют очертания рельефа дна. Разнообразные
нарушения во всей толще (разрывы по трещинам и мелким разломам, малоамплитуд¬
ная складчатость), затронувшие весь осадочный комплекс, произошли, по-видимому,
в позднечетвертичное время. Отметим также, что и гребневая часть поднятия также
представлена расчлененным отражателем. Нижние участки склона и подножие лишь
на коротких промежутках покрыты слоем осадков мощностью не более 10-15 м. В це¬
лом же однородные, не слоистые осадки прикрывают резко расчлененный (типа “бу¬
лыжной мостовой”) рельеф, состоящий к тому же из ряда ступеней, гряд, валов и бо¬
розд (рис. 3. проф. 19). Эта поверхность, возможно, образована склоновыми оползне¬
выми массивами и русловыми фациями с оползневыми телами на днище подводной
долины.
Существенно сложнее строение южного поднятия, протяженность которого в пре¬
делах полигона 28 км. Западная его часть расчленена и представлена относительно
крупными грядами, высотой 40-130 м. Крутизна их склонов 3-5°. Далее на восток гря¬
ды сменяются поднятием в виде плосковершинного блока. Ширина его вершинной по¬
верхности от 2 до 7-8 км, средняя часть которой наклонена к юго-западу, тогда как
восточная - к северо-востоку,
Характер залегания осадков на этом поднятии сравнительно однороден. Слоистая
толща почти повторяет рельеф дна (рис. 3, проф. 27, 33). Отдельные участки осадоч¬
ной толщи осложнены малоамплитудными складками, трещинами и разломами. Раз¬
личные деформации слоистых комплексов, по всей вероятности, произошли здесь по¬
сле их формирования, т.е. в новейшее время.
Рассмотренные поднятия, по-видимому, представляют собой антиклинальные со¬
оружения либо единый антиклинорий, аналогичный хребту Архангельского, ядро ко¬
торого сложено, в основном, верхнемеловым и, возможно, палеоценовым комплек¬
сами пород [9, 10, 17-19]. По материалам НСП верхняя толща осадков - это конус вы¬
носа реки Кызыл-Ирмак, мощным плащом перекрывший весь шельф, склон,
поднятия и депрессии между ними. Процессы накопления осадков конуса выноса и их
эрозия, видимо, шли одновременно, но с преобладанием то первого, то второго из них,
55
Рис. 4. Схема эхолотного промера Дунайского конуса выноса
1 - галсы эхолотного промера, 2 - иллюстрируемые фрагменты эхолотных профилей со слоистостью осад¬
ков, 3 - изобаты, м
в зависимости от положения уровня моря и изменений в количестве и типах выноси¬
мого в море материала. Как видно на эхолотных записях слоистости, на последнем
(позднечетвертичном) этапе, скорее всего, преобладали подводная эрозия и оползание
осадков. Причем наиболее интенсивно эрозия шла на южном уступе материкового
склона, образуя вторичные конусы выноса и оползневые тела в подножии склона [12].
Длина подводного каньона Кызыл-Ирмак в пределах полигона около 65 км. Юго-
восточный его отрезок имеет вид V-образного углубления с очень узким (200-400 м)
выровненным дном. Глубина вторичного вреза каньона в более широкое днище доли¬
ны немногим более 100 м. В средней по простиранию части дно каньона постепенно
расширяется до 3 км, а в глубоководной части полигона ширина русла превышает 4—
5 км [12]. Поверхность днища местами неровная, волнистая, с мелкими промоинами, что
унаследовано от древней и более расчлененной поверхности (рис. 4, проф. 16-18,20,21).
На рис. 3 (проф. 14, 16-18, 20-23, 26) приведены примеры залегания верхнечетвер¬
тичных осадков в каньоне Кызыл-Ирмак. Почти все йрофили отмечены четким отра¬
жателем, в основном представленным сильно расчлененной поверхностью, что указы¬
вает на сложные процессы формирования каньона, в развитии которого принимали
участие тектоника, оползневые процессы, вынос большого объема осадочного мате¬
риала и т.д. Участки со слоистостью занимают малые площади. На склонах эхозаписи
выявляют оползневые тела. В днище долины широко развиты русловые сейсмофа¬
56
ции. Параллельной слоистостью здесь характеризуется маломощный поверхностный
слой. Слои осадочной толщи во многих местах смещены относительно друг друга, ве¬
роятно, по неотектоническим трещинам и разломам, которые местами затрагивают
подстилающий отражатель. На отдельных участках профилей (рис. 3, проф. 26) встре¬
чаются сейсмически прозрачные линзы. Возможно, это примеры записи осадков, на¬
сыщенных газами [6]. Вдоль простирания днища каньона толща слоистых отложений
резко изменяется от первых метров до 15-20 м, и лишь ближе к абиссальной части мо¬
ря она становится мощной (около 40 м) и стабильной.
Дунайский полигон охватывает центральную часть одноименного конуса выноса
(рис. 4). Морфологически отчетливо выраженная средняя часть конуса ранее отож¬
дествлялась с хребтом или горным сооружением [10]. Выполненные здесь сейсмиче¬
ские исследования существенно уточнили строение и природу этого района [20]. Одна¬
ко детально рельеф этой морфоструктуры оставался не изученным, что привело к не¬
правильному его изображению в новых картографических изданиях.
В охваченном полигонной съемкой районе выявлены внешний шельф, материко¬
вый склон и материковое подножие. Они представлены тремя ступенями. Первая из
них - шельф. Материковым склоном он отделяется от двух других, расположенных в пре¬
делах материкового подножия. Вторая ступень находится на глубинах, в среднем, - 900-
1400 м. Третья намечается только в юго-западном углу с глубинами 1700-1900 м [21].
Внешний край шельфа прорезан отчетливо выраженными верховьями подводных
долин, каньонов и их отвершков, среди которых наиболее крупным, занимающим осе¬
вое положение, является каньон Дуная. Глубина вреза центрального каньона относи¬
тельно бровки шельфа превышает 700 м, а боковых его долин составляет только 70-
200 м. Многочисленные меньшие долины в верхней, наиболее крутой части материко¬
вого склона субпараллельны основному каньону. В нижней части склона такие доли¬
ны веером расходятся в стороны и с увеличением глубин теряют свою морфологиче¬
скую выраженность или вливаются в широкие понижения, расположенные в пределах
подножия. Средняя крутизна материкового склона 4-5°, а на отдельных участках бор¬
тов долин она достигает 10° и более [5].
Помимо геоморфологической информации эхолотированием получены записи сло¬
истости верхнечетвертичных осадков на протяженных участках профилей. Из боль¬
шого объема этого материала для анализа взаимосвязи рельефа дна и выявленной
слоистости толщи выбраны отдельные их фрагменты (рис. 5,6).
В пределах шельфа подстилающая слоистую толщу отражающая поверхность рас¬
членена (рис. 6, проф. 50, 53). Ее неровности снивелированы осадками мощностью не
более 20 м. Лишь крупные элементы подстилающей поверхности отражены в совре¬
менном рельефе дна. Слоистые осадки покрывают террасовидные ступени бортов до¬
лин и каньонов (рис. 6, проф. 42, 50, 51-1, 53). В таких местах их мощность достигает
40 м. На отдельных участках вся слоистая толща обнаруживает нарушения в залега¬
нии осадков, которые обусловлены сползанием осадочного материала в понижения
рельефа. Наиболее отчетливо оползни проявляются в нижней части Дунайского кону¬
са выноса.
По данным сейсмопрофилирования конус выкоса Дуная является крупным аккуму¬
лятивным телом [22, 23]. Морфологически оно представляет собой обширную слабо
наклонную (2-4°) ступень, которая с юго-запада ограничена уступом высотой 200-400 м.
В северо-восточной части полигона она не завершается уступом, а постепенно сни¬
жается к ложу котловины. Центральное положение в пределах ступени занимает про¬
должение главного каньона Дуная, окаймленного островершинными аккумулятивны¬
ми валами [5].
Характер слоистости осадочной толщи в пределах конуса выноса Дуная весьма раз¬
нообразен (рис. 5, 6). На сравнительно островершинных морфоэлементах слоистость
отсутствует полностью или она развита лишь в верхней части разреза (первые мет¬
ры). Вниз по склонам гряд и валов, ограничивающих подводные долины и каньоны,
мощность слоистой толщи увеличивается, а на ступенях и в понижениях рельефа она
57
Рис. 5. Характер залегания слоистых осадков Дунайского конуса выноса
Положение профилей см. рис. 4
достигает 45-50 м. Не везде прослеживается подстилающий отражатель, что, по-види¬
мому, указывает на большую, превышающую 50 м мощность однородной осадочной
толщи.
Анализ записей на эхограммах дает основание предположить, что на формирова¬
ние разновидностей слоистой толщи оказали влияние многие факторы: цикличность
осадконакопления, эрозионные процессы, новейшие движения по разломам и трещи¬
нам, оползневые явления и т. д. Цикличность слоев можно объяснить чередованием
поступления терригенного материала разной крупности, которая в свою очередь обу¬
словлена периодическими колебаниями уровня Черного моря в позднечетвертичное
время. Отметим также, что нет четкой закономерности в сочетании прозрачных и не¬
прозрачных слоев, что может быть вызвано большой динамикой процессов осадкона¬
копления в пределах конуса выноса.
Обращает на себя внимание отсутствие русловых сейсмофаций на эхозаписях слои¬
стости. Это означает, что наиболее активное формирование Дунайского конуса выно¬
са протекало раньше, т.е. до образования изученной слоистой толщи. Учитывая ее
мощность, можно полагать, что этот процесс происходил во время рисской регрессии.
Главный каньон Дуная имеет, в основном, юго-восточное простирание. Однако его
русло сильно меандрирует, иногда резко изменяя свое направление с субширотного на
субмеридиональное [21, 22]. Поперечные профили каньона на всем его протяжении
асимметричны, с более высоким (на 80-200 м и выше) юго-западным бортом. В юго-
западной части полигона, приуроченной к шельфу и материковому склону, его высота
достигает 600 м. В средней и юго-восточной частях полигона высота бортов значи¬
тельно уменьшается, соответственно от 320 до 80 и от 250 до 70 м.
58
Рис. 6. Характер залегания осадков со слоистостью в Дунайском каньоне и на склонах гряд его ограничива¬
ющих
Положение профилей см. рис. 4
Изменчива и крутизна склонов каньона. Средний угол наклона юго-западного бор¬
та 5-9°, а северо-восточного - 6-10°. Почти везде крутизна бортов каньона увеличива¬
ется по мере приближения к тальвегу, где обычно превышает 20°. Дно каньона узкое
(не более 100-200 м), но ровное.
Исходя из анализа записи слоистости можно предположить, что наиболее интенсив¬
ная аккумуляция терригенного материала, транспортируемого придонными потока¬
ми, происходила в глубоководный части конуса (рис. 6).
Конус выноса Дуная имел сложную историю развития, и формирование его проис¬
ходило при взаимодействии различных факторов. Так, по сейсмическим данным опре-
59
Рис. 7. Фрагменты эхолотных записей региональных профилей на различных участках Черного моря
Положение профилей см. рис. 1
делено, что осадочная толща характеризуется тонкой слоистостью с включением
линз, образовавшихся из отдельных конусов выноса на различных этапах развития
этой морфоструктуры [17, 22, 23]. Вместе с тем, для конуса выноса Дуная характерны
крупные оползневые явления. Строение прибортовых участков главного каньона и
ограничивающих его валов позволяет предположить, что образование таких резких
изгибов русла обусловлено крупными оползневыми процессами.
Региональные профили. При попутном (региональном) промере (рис. 1) получены
дополнительные материалы и интересные записи как отдельных форм рельефа, так и
слоистости верхней части осадочной толщи. На рис. 7 приведены фрагменты эхолот¬
ных записей, характеризующих особенности бровки шельфа и подножия материково¬
го склона (проф. 37, 57), средней части материкового склона, представленной, по всей
вероятности, оползневым телом (проф. 55), различно выраженными долинами и ка¬
ньонами (проф. 3, 8, 54), и руслом суспензионного потока (проф. 56). Эти фрагменты
профилей указывают не только на разнообразие морфоэлементов, но и на сложность
процессов развития подводной материковой окраины Черного моря.
Полученные материалы свидетельствуют о том, что почти весь комплекс матери¬
кового склона северо-западной части Черного моря составлен, в основном, из конусов
выноса Дуная, Днестра и Днепра (рис. 8). Кроме того, мелкие конусы выноса могли
образовываться в результате подводной эрозии склона мутьевыми потоками, а также,
возможно, при “плоскостном” переносе материала. В формировании подножия, без¬
условно, принимали участие и оползневые тела самых различных размеров.
Внешняя часть шельфа в районе Варны представлена слоистыми осадками различ¬
ной мощности (рис. 8). В верхней части материкового склона подводные долины и ка¬
ньоны, чаще всего, имеют V-образный поперечный профиль. Ближе к подножию
склона долины сливаются в широкие (до 1 км) русла с плоским дном. Так, на участке
между Дунайским полигоном и материковым склоном Западного Крыма среднюю
часть склона расчленяют до Ъ-Л каньонов с глубиной вреза 110-115 м (рис. 7, проф. 3, 8).
Каньоны имеют отчетливо выраженные прирусловые валы.
На различных батиметрических уровнях материкового склона встречаются или не¬
глубокие (10-20 м) ложбины и борозды (рис. 7), или долины с плоским днищем шири¬
ной до 3-5 км (рис. 7, проф. 54). Склоны долин могут плавно переходить в днище, в
пределах которого регистрируется слоистость. Поверхность днища таких долин,
в свою очередь, осложнена мелкими ложбинами и бороздами, углубленными на 2-Л м.
60
Рис. 8. Характер слоистости осадков в эхолотных записях на профилях: в западной части Черного моря
(профили 13, 37, 38, 52); в северо-западной части бассейна (профили 1-7, 9). Положение профилей см. рис. 1
Это же характерно и для глубоководной части каньона Кызыл-Ирмак. Отметим, что
без детальной съемки узколучевым эхолотом определить ширину дна ложбин и бо¬
розд практически невозможно.
В зоне перехода к ложу и в абиссальной зоне Черноморской впадины прослежи¬
ваются типичные глубоководные долины, выработанные суспензионными потоками
(рис. 7, проф. 56). Они имеют глубину вреза от 1-2 до 10-15 м, плоское дно и, по-ви¬
димому, относительно крутые борта с надстройкой над ними из прирусловых валов,
высотой в несколько метров. Ширина днища таких долин, скорее всего, не превыша¬
ет 200-300 м, а у большинства долин с видимым углублением в первые метры - дно
не регистрируется, и на эхограмме видны лишь дифрагированные волны. Установ¬
лено, что русла глубоководных долин могут иметь в плане извилистые очертания
(меандры), но детальное их картографирование пока не выполнялось и является од¬
ной из задач будущих работ.
61
Выводы
1. На всех изученных профилях эхолотные записи состоят из сложно чередующих¬
ся сейсмически прозрачных и непрозрачных слоев, мощность которых варьирует в ин¬
тервале от 3-5 до 8-10 м. Верхние параллельные слои, в основном, повторяют неров¬
ности поверхности дна, хотя нередки и исключения. Срезание поверхностью дна отдель¬
ных слоев верхнечетвертичных отложений наблюдается на профилях, ориентированных
вкрест и вдоль простираний крупных морфоструктур (хребтов, гряд, валов и т.д.),
а также на поперечных профилях в зоне внутреннего и внешнего шельфа. Слоистая
осадочная толща очень неоднородна и не всегда обеспечена подстилающим четким
отражателем, связанным с границей раздела четвертичных образований, а местами,
возможно, и выходами более древних отложений.
2. В эхолотных записях отчетливо фиксируются также микротрещины и микро¬
сбросы, по которым смещены пачки слоистых образований, что свидетельствует о
позднеголоценовых тектонических движениях (возможно, даже разного знака), кото¬
рые произошли после формирования этой слоистой толщи [7]. Мелкие положитель¬
ные и отрицательные формы рельефа дна не всегда проявляются в характере залега¬
ния отдельных слоев осадочной толщи. По всей вероятности, они имеют эрозионно¬
аккумулятивное происхождение и образованы сравнительно недавно. Характер слои¬
стости резко меняется при переходе от внешней части погруженного шельфа к кру¬
тым склонам. Это указывает на смену мелководных фаций на глубоководные. Многие
участки дна, в первую очередь подводные долины и каньоны, некоторые террасовид¬
ные ступени материкового склона, а также отдельные участки крутых склонов, отме¬
чены эхозаписями типа “булыжной мостовой”.
3. Сейсмически прозрачные и непрозрачные слои соответствуют районам с наибо¬
лее интенсивной аккумуляцией терригенного материала, транспортируемого, глав¬
ным образом, суспензионными потоками. Ритмичность указанных слоев обусловлена
периодичными флуктуациями в скоростях накопления терригенного материала.
4. На ряде исследованных участков в верхнечетвертичных отложениях уверенно
фиксируются гравитационное сползание и неотектонические нарушения. С ними свя¬
заны некоторые микро- и мезоформы рельефа дна.
5. По характеру залегания верхнечетвертичных отложений и их соотношению с по¬
верхностью дна выделяются области, в пределах которых происходят: эрозионное
срезание древних четвертичных отложений в голоцене (внешняя часть шельфа, кру¬
тые участки склонов); оползневое осадконакопление и формирование локальных линз,
подверженных последующим перемывам и переотложениям (тальвеги крупных каньо¬
нов); нормальное осадконакопление (частица за частицей), обусловливающее формиро¬
вание плоскопараллельных слоев (крупные террасы, в том числе и оползневые).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Евсюков Ю.Д., Кара В.И., Шимкус К.М. Особенности залегания и накопления донных отложений на
отдельных участках материковой окраины Черного моря (по данным изучения эхолотных записей
слоистости). Деп. в ВИНИТИ. 26.12.88. № 8965-В88. 27 с.
2. Куликов Н.Н. О применении глубоководного эхолота и промерного эхолота ПЭЛ-3 для изучения
строения донных отложений // Геология моря. Л.: НИИГА, 1973. С. 75-78.
3. Ломаченко В.С., Самсонов К.П. О применении гидроакустической станции “Палтус-М” для геолого¬
геоморфологических исследований // Океанология. 1968. Т. 8. № 1. С. 158-160.
4. Удинцев Г.Б., Агапова Г.В. О методике морских геоморфологических исследований с применением
прецизионного самописца глубин “Ладога” // Океанология. 1964. Т. 4. № 1. С. 156-166.
5. Евсюков Ю.Д. Детальное строение рельефа дна на Геленджикском полигоне (Черное море // Докл.
РАН. 2003. Т. 389. № 1. С. 111-114.
6. Шимкус К.М., Москаленко В.Н., Райен В.Б. Газоносные четвертичные отложения Прикерченской ча¬
сти черноморского шельфа и их связь с прибрежными литофациями // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1998.
Т. 73. №4. С. 51-55.
62
7. Шимкус К.М., Комаров А.В., Евсюков ЮД. Лито-фациальная изменчивость донных отложений на
Анатолийском и Дунайском полигонах во взаимосвязи с рельефом дна и особенностями терригенного
осадконакопления // Литология и геохимия осадкообразования в приустьевых районах западной части
Черного моря. М: Наука, 1987. С. 15-20.
8. Шимкус К.М., Комаров А.В., Хрисчев Х.Д. и др. Литологический состав и особенности площадного
распределения верхнечетвертичных осадков в авандельте Кызыл-Ирмак // Литология и геохимия
осадкообразования в приустьевых районах западной части Черного моря. М.: Наука, 1987. С. 20-27.
9. Маловицкий Я.П., Терехов А.А. О природе подводного хребта Архангельского в Черном море // Докл.
АН СССР. 1973. Т. 208. № 3. С. 679-682.
10. Гончаров В.П., Непрочное ЮЛ., Непрочнова А.Ф. Рельеф дна и глубинное строение Черноморской
впадины. М.: Наука, 1978. 160 с.
11. Кара В.И. Структурно-геоморфологические типы материковой окраины Черноморской впадины //
Геоморфология. 1972. № 2. С. 13-21.
12. Евсюков Ю.Д., Кара В.И. Геоморфология каньона Кызыл-Ирмак (Черное море) // Геологический
журнал. 1989. № 1. С. 88-95.
13. Жигунов А.С., Шимкус К.М. Глубоководные гравийно-галечные отложения с тальвега подводной до¬
лины Кызыл-Ирмак (Черное море) // Геологический журнал. 1984. № 5. С. 65-70.
14. Евсюков ЮД. Геоморфология внешней материковой окраины к юго-западу от Евпатории // Бюл.
МОИП. Отд. геол. 1996. Т. 71. № 1. С. 88-91.
15. Евсюков ЮД., Шимкус К.М. Новые данные по геоморфологии и неотектонике материковой окраины
Керченского пролива // Докл. РАН. 1995. Т. 334. № 1. С. 83-86.
16. Евсюков Ю.Д., Шимкус К.М. Геоморфология шельфа и верхней части материкового склона к югу от
Асхипо-Осиповки (Черное море) // Океанология. 2002. Т. 42. № 1. С. 152-155.
17. Маловицкий Я.П., Москаленко В.Н., Удинцев Г.Б. и др. Строение плиоцен-четвертичных отложений
Черноморской впадины // Океанология. 1975. Т. 15. № 5. С. 844-849.
18. Маловицкий Я.П., Терехов А.А., Шимкус К.М. Строение верхней части осадочной толщи и некоторые
черты развития периферийной зоны Черноморской впадины в кайнозое // Геолого-геофизические ис¬
следования Средиземного и Черного морей. М.: Наука, 1979. С. 7-25.
19. Шимкус К.М., Маловицкий Я.П., Шумейко С.И. Коренные породы со дна Черного моря // Геолого¬
геофизические исследования Средиземного и Черного морей. М.: Наука, 1979. С. 26-44.
20. Казанцев Р.А., Шайнуров Р.В. Конус выноса мутьевых потоков Дунайского подводного каньона //
Геоморфология. 1973. № 3. С. 79-82.
21. Евсюков Ю.Д., Кара В.И. Рельеф центральной части Дунайского конуса выноса // Геоморфология.
1990. №2. С. 71-75.
22. Шимкус К.М., Москаленко В.Н., Хахалев А.М. и др. Новые данные о строении и сейсмостратиграфии
Дунайского конуса выноса // Океанология. 1997. Т. 37. № 2. С. 295-302.
23. Москаленко В.Н. Трасгрессивные и регрессивные сейсмофации дунайского палеоконуса // Стратигра¬
фия. Геологическая корреляция. 2001. Т. 9. № 2. С. 105-112.
Южное отд-ние Ин-та океанологии РАН, Геленджик Поступила в редакцию
12.04.2005
NEW DATA ON DEPOSITS AND BOTTOM RELIEF OF THE SHELF
AND THE CONTINENTAL SLOPE IN THE WESTERN BLACK SEA
YU.D. EVSYUKOV
Summary
During 8th cruise of R/V “Vityaz” echo sounding was fulfilled on the Sinop (canyon Kyzyl-Irmak) and the
Danube fan ranges and along regional profiles in the western Black Sea. Data on Upper Quaternary deposit lamina¬
tion were obtained as well as information about bottom relief down the depth of 55 m and in the bottom rock mass.
The paper presents new information about morphology of canyons, fans, and some areas of continental margin. The
detailed analysis of lamination of Upper Quaternary deposits is given, and correlations between deposits and mor¬
phological structures within aquatory investigated are described. The results may help compiling the geological,
lithological, and other charts and maps.
63
\УДК 551.432—>551.24(470.22)
© 2007 г. Д.С. ЗЫКОВ, Ю.К. ЩУКИН, В.Г. СПУНГИН, А.И. ИОФФЕ
ВОЗМОЖНЫЕ МОРФОСТРУКТУРНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ ГОРИЗОНТАЛЬНО¬
ГО РАСКЛИНИВАНИЯ В ЗЕМНОЙ КОРЕ (СЕВЕРНАЯ КАРЕЛИЯ)1
Введение. Постановка задачи
Морфоструктурные неотектонические исследования платформенных территорий
ведутся давно, и в этом направлении достигнуты значительные результаты. Разрабо¬
тана понятийная база, составлены неотектонические карты обзорного характера и
более детальные для различных участков территорий. Однако основные успехи были
сделаны в области выделения морфоструктур, связанных с вертикальными неотекто-
ническими движениями. Сведения о морфоструктурах, маркирующих в рельефе сле¬
ды горизонтальных движений, встречались в публикациях редко. Еще реже встреча¬
лись обобщения морфоструктурных рисунков для достаточно больших территорий с
попытками воссоздать модель их развития с позиций существования горизонтальных
неотектонических движений. Работы, специально посвященные этому вопросу, стали
появляться только в последнее время [1, 2 и др.].
Отметим, что подобные исследования еще не получили широкого развития и по¬
пытки переосмыслить неотектоническое развитие конкретных территорий с новых
позиций являются перспективными и актуальными. Район данных исследований включа¬
ет территорию Северной, частично Средней Карелии и самый юг Мурманской области.
Более детально изученный участок расположен в районе оз. Паанаярви (рис. 1).
Основные черты района
Рельеф района развивался на метаморфических породах карельского и беломор¬
ского комплексов, имеющих архейский возраст, фрагментах протерозойских зелено¬
каменных поясов и интрузивных телах, прорывающих все эти комплексы. Большую
роль в становлении рельефа сыграла также густая сеть трещин и разрывов. Подробно
данные о геологических особенностях территории приведены в работе [3]. Рассмот¬
рим геоморфологические особенности территории, опираясь на имеющиеся данные
[4, 5] и собственные наблюдения. В исследуемом районе блыпую часть форм можно
отнести к структурно-денудационному и структурно-тектоническому типам, образо¬
вавшимся за счет препарировки (в основном экзарационной) литологических ком¬
плексов и трещинно-разрывной сети субстрата, а также под воздействием новейших
тектонических движений. Аккумулятивный рельеф имеет подчиненное значение, раз¬
вит в приморской части или в местах концентрации флювиогляциальных и моренных
отложений. Большую часть территории исследований относят к всхолмленным или
увалистым равнинам, которые, однако, имеют разную выраженность в зависимости
от характера препарируемого субстрата и высоты абсолютного поднятия участков
территории. Так, в районе побережья Белого моря выделяется мелкогрядовая низкая
равнина, образовавшаяся по гнейсам беломорид, а в районе, окружающем оз. Паана¬
ярви, появляются крупные останцовые возвышенности, маркирующие в основном от¬
препарированные интрузивные тела или приподнятые в рельефе отдельные блоки.
Вокруг озера на поверхности обнажаются метаморфические породы нижнепротеро¬
зойского Паанаярвского синклинория, образующие веер, в котором структуры опро¬
кинуты к северу и югу. Непосредственно близ оз. Паанаярви рельеф является низко¬
горным, т.к. он характеризуется большим размахом отметок (до полукилометра, если
считать от днища озера до вершин самых высоких возвышенностей) и высокой степе-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 05-05-65107 и № 06-05-64848), а
также научной школы под руководством Ю.Г. Леонова (НШ-7559.2006.5).
64
нью расчлененности. Само оз. Паанаяр- 3q0 32° А А
ви представляет собой узкую, почти пря- 66° 10' -I 1
молинейную депрессию, имеющую длину
более 20 км при ширине 1-2 км. Берего¬
вые уступы крутые, подходят к самой во¬
де, оставляя лишь небольшие пляжи. Ме¬
стами наблюдаются почти вертикаль¬
ные обрывы, высотой в первое десятки
метров. Высота склонов над озером мо¬
жет достигать 100-200 м, превышение
над озером ближайших возвышенностей -
200-350 м. Глубина озера достигает бо¬
лее 140 м, на дне озера установлена толь¬
ко морена последнего оледенения. По ха¬
рактеристикам окружающего рельефа
оз. Паанаярви является отчетливой гео¬
морфологической аномалией, выделяю¬
щейся на общем фоне многочисленных
озерных депрессий окружающих районов.
По геологическим данным по долине
озера проходит разлом сдвигово-сбросо¬
вого характера, который неоднократно
подновлялся [6]. Район исследования в
целом является неотектонически и сей¬
смически активным [1, 5, 7]. Установлена
новейшая активизация крупных разрывов, а также элементов геологической структуры и
блоков. Наиболее активным является район Кандалакшского залива, где развивается но¬
вейший Кандалакшский грабен, что приводит к появлению контрастного рельефа в аква¬
тории и наличию сравнительно значительной современной сейсмичности [7, 8].
Методика
Чтобы выявить дополнительные особенности новейшей структуры района исполь¬
зовались анализ высотных отметок рельефа и ландшафтные данные. Анализ рельефа
был проведен не только по топографическим картам, но и с использованием цифро¬
вых моделей рельефа (http://www. Computamaps.com.edcdaac.usgs.gov/gtopo30) с обра¬
боткой по программе А.И. Иоффе. Использование этой программы позволяет подби¬
рать такую цветовую гамму (в черно-белом варианте), которая дает возможность
делать акцент на определенных уровнях рельефа, притушевывая остальные. В ре¬
зультате высвечиваются и акцентируются особенности, обычно хуже заметные на
простой топографической карте. Элементы ландшафта территории - густота озер,
степень заболоченности, взятые с топографических карт и по дистанционным дан¬
ным, дополняют картину, полученную при анализе рельефа. В дальнейшем получив¬
шийся морфоструктурный рисунок сравнивается с геологическими картами и текто-
нофизическими моделями, что позволяет перейти к новым неотектоническим рекон¬
струкциям. На узловом участке в районе восточного окончания оз. Паанаярви
проведены полевые исследования, при этом была составлена карта блоковой делимо¬
сти территории на основании топографической карты м-ба 1 : 50000. На карте блоко¬
вой делимости генерализованы и оконтурены депрессии и возвышенности и показаны
основные структурные линеаменты.
Фактический материал
Анализ рельефа позволяет выделить основные крупные блоки территории (рис. 1, 2.).
Наиболее приподнятый участок района с многочисленными возвышенностями распо-
66°-
65°
5 СЕЗб
Рис. 1. Геоморфологические особенности районов
Северной Карелии
Равнины: 1 - высокие всхолмленные и низкие го¬
ры, 2 - всхолмленные, 3 - мелкогрядовые всхолм¬
ленные; 4 - депрессия оз. Паанаярви; 5 - кристал¬
лические породы фундамента; 6 - разрывы; 7 - озера;
8 - геоморфологический профиль по линии А-А;
I - оз. Пяозеро, II - оз. Топозеро, III - Пяозерский
разрыв, IV - Ковдозерский разрыв
3 Геоморфология, № 1
65
30‘
лагается севернее оз. Паанаярви и одно¬
временно восточнее Ковдозерского раз¬
рыва. Вся остальная территория пред¬
ставляет собой довольно однообразную
всхолмленную равнину с отдельными
останцами. Наиболее низкая часть этой
территории расположена восточнее Ков¬
дозерского разрыва в приморье. Неболь¬
шие отклонения - появление сравни¬
тельно контрастного рельефа можно от¬
метить только в районе Северо-Карельс¬
кой зоны, активизированной в новейшее
время и расположенной непосредствен¬
но к востоку от Ковдозерского разрыва.
У выделившейся зоны опусканий
можно наметить и юго-западную гра¬
ницу: она прямолинейно проходит по
юго-западным побережьям самых круп¬
ных в районе озер - Топозеро и Пяозе-
ро - и далее, слегка загибаясь к югу,
уходит к Беломорской депрессии. Эта
граница имеет неровный, “размытый” характер, для нее типичен сравнительно низкий
рельеф, что подчеркивается и формой расширяющихся вдоль нее крупных озер. Юж¬
нее границы рельеф становится отчетливо выше, некоторое повышение рельефа на¬
блюдается и к северу, в сторону побережья. Дистанционные данные не позволяют от-
дешифрировать на большей части этой границы (за исключением района, примыкаю¬
щего к Ковдозерскому разрыву и оз. Паанаярви) протяженных структурных
линеаментов, которые могли бы соответствовать крупному разрыву, несмотря на то,
что на некоторых геологических картах фрагменты этого нарушения местами все же
показаны. Возможно, здесь существует новейший разрыв с вертикальным смещени¬
ем, использующий разнонаправленные системы трещин в узкой приразрывной поло¬
се, что придает ему “размытый” вид. Назовем этот разрыв Пяозерским. Особенности
рельефа позволяют заметить, что юго-западное крыло разрыва поднято, а северо-во¬
сточное опущено. При этом территория, расположенная между разрывом и морским
побережьем, не только понижается в сторону моря, но и слегка наклонена в сторону
своего тылового шва - Пяозерского разрыва. Территория восточнее Ковдозерского и
северо-восточнее Пяозерского разрывов является наиболее опущенной: здесь наблю¬
дается наиболее сильная заболоченность и максимальное количество мелких озер.
Таким образом, в пределах исследуемого района можно выделить следующие круп¬
ные блоки земной коры: блок А, расположенный севернее оз. Паанаярви и западнее
Ковдозерского разрыва, - наиболее приподнят в рельефе: блок Б, расположенный
между Ковдозерским и Пяозерским разрывами и Кандалакшским грабеном, - наибо¬
лее опущен (Приморский блок); блок В включает всю остальную территорию к югу.
Безусловно, что это деление схематично. Каждый из этих блоков обладает внутрен¬
ней разноуровневой блоковой структурой, которая была описана ранее [5, 9 и др.].
Предложенное деление находит свое подтверждение и при анализе неотектонических
карт. Например, на картах, созданных под редакцией Н.И. Николаева и В.И. Бабака
[9, 10], Ковдозерский и Пяозерский разрывы показаны неотектонически активными
границами, разделяющими поднятые и опущенные блоки, причем ограниченный ими
Приморский блок является опущенным. В работе [7] в районе Пяозерского разрыва
фрагментарно показана зона активного разлома, разграничивающего крупные блоки
земной коры с разной направленностью движений.
Детальные исследования были проведены в районе восточного окончания оз. Паа¬
наярви с целью рассмотреть характер Ковдозерского и Пяозерского разрывов в месте
32°
Рис. 2. Блоковая делимость территории и схема
образования морфоструктуры расклинивания
1 - Кандалакшский новейший грабен, 2 - трещи¬
на расклинивания, 3 - направление перемещения
блока, 4 - направление вращения блока, 5 - блоки
земной коры (см. текст)
66
30°20' 30°30'
Рис. 3. Геоморфологическая схема района восточного окончания оз. Паанаярви
1 - приразломные долины с обрывистыми бортами и участки их расширения, 2 - структурные линеаменты
и границы блоков, 3 - вершины блоков высотой более 400 м, 4 - блоки и их участки с высотами 300-350 м,
5 - то же с высотами до 300 м, 6 - долина р. Оланга, 7 - водные поверхности озер и реки Оланга
их пересечения. Рельеф здесь структурно- и тектонически-денудационный. Преобла¬
дают хорошо выраженные экзарационные формы. Четвертичные отложения играют
подчиненную роль при формировании рельефа. Они представлены мореной, флювио-
гляциальными накоплениями и торфяниками. Мощность их невелика и нарастает в
сторону р. Оланга, где встречаются озы мощностью в десятки метров.
На составленной схеме видны главные геоморфологические особенности района
исследований (рис. 3.). Наиболее крупными геоморфологическими объектами этого
района, кроме депрессии оз. Паанаярви и р. Оланга, являются узкие долины, которые,
ветвясь и изгибаясь, пересекают район восточного окончания озера и имеют общее
северо-восточное простирание. Долины лучше всего развиты южнее озера и р. Олан¬
га, севернее выглядят менее контрастно и более разрежены в плане.
Основными элементами рельефа дна долин являются эллипсовидные гряды. Их
размеры варьируют от первых десятков до сотен метров по длинной оси при ширине в
3-5 раз меньше длины. Высота гряд зависит от их размеров и составляет от первых
з*
67
метров до первых десятков метров. Вершинные поверхности слабо выпуклые или на¬
клоненные в сторону общего уклона рельефа. Гряды разделены оврагами с заболо¬
ченными днищами. Эллипсовидные гряды в плане могут изгибаться, сочленяться, сли¬
ваться или располагаться в виде кулис. Их общая особенность, так же как и у оврагов, -
вытянутость длинной оси в северо-восточном (главном) направлении. Мелкогрядовый
рельеф отражает линзовидную блоковую делимость днищ долин, развитую по текто¬
нически рассланцованным и разлинзованным порфиритам днища долин. Тектониче¬
ское рассланцевание имеет северо-восточное простирание - в соответствии с ориента¬
цией Ковдозерского разрыва.
Долины разделены возвышенностями, которые, видимо, составляют основу круп¬
ноблоковой делимости территории. Возвышенности генерализованно имеют в плане
размеры от 1-2 км до 3-6 км в поперечнике и превышение над уровнем долин около
100-200 м. Сложены они всем спектром метаморфических докембрийских пород, име¬
ющихся в районе. Местами эти породы имеют массивную текстуру, местами тектони¬
чески рассланцованы и меланжированы. Чехол моренных отложений крайне маломо¬
щен и во многих местах отсутствует. Морфоскульптура района в основном экзараци-
онная, на склонах и вершинах наблюдаются многочисленные бараньи лбы.
Возвышенности обычно имеют сложное внутреннее строение и разбиваются мел¬
кими долинами на блоки, имеющие размеры в сотни метров в поперечнике. В преде¬
лах возвышенностей можно выделить два основных элемента - вершинную поверх¬
ность и склоны. Вершинная поверхность представляет собой геоморфологический
уровень с отдельными сравнительно невысокими (5-20 м) холмами и довольно ровны¬
ми участками, слабонаклонными от ее центра. В пределах последних наблюдаются
очень пологие заболоченные овражные депрессии с “подвешенными” (обрывающи¬
мися) у склонов днищами. По внешнему облику этот уровень рельефа похож на ре¬
льеф долин, однако отделен от него уступом во многие десятки метров. В окружаю¬
щих районах на вершинах невысоких гор нами неоднократно наблюдались фрагменты
поверхностей выравнивания, несущих свой микрорельеф. Они обычно располагаются
на разной высоте и образуют своеобразную лестницу. Можно сказать, что ее наличие
вполне может быть обусловлено не только педиментацией гор, но и действием актив¬
ных разрывов, смещающих одновысотные уровни.
Склоны возвышенностей также имеют свои особенности. Наиболее крутыми, об¬
рывистыми являются склоны, обращенные к долинам северо-восточного простира¬
ния. В их пределах наблюдаются многочисленные, нередко ступенчатые коренные
обнажения, достигающие высоты 1-10 и даже 20-40 м. Местами, за счет структурных
неоднородностей, обрывы имеют нависающий характер. В основании склона заметны
осыпные и, реже, сравнительно небольшие обвальные накопления. Угол наклона
этих склонов достигает 30-50°. В целом, судя по внешнему виду, характер подобных
склонов отвечает этапу резкой активизации денудации в процессе общего подъема
или, возможно, селективного воздымания возвышенности.
Нередко встречаются обнажения с хорошо выраженными отпрепарированными
древними разрывными нарушениями. В зонах разрывов наблюдается тектоническая
рассланцовка вмещающих кристаллических пород вплоть до образования филлитопо¬
добных сланцев. Подобные зоны имеют ширину до первых метров, крутое (60-85°)
падение и видимую протяженность в обнажениях на десятки и сотни метров. Можно
предположить, что сеть этих разрывов, собственно и образующая костяк Ковдозер¬
ского разлома, протягивается, изгибаясь и петляя на расстояние в десятки километ¬
ров. Морфоструктурно тела этих разрывов могут быть приурочены как к ровным по¬
верхностям, так и к обрывам на границе долин и возвышенностей, что свидетельству¬
ет об их вероятной избирательной неотектонической активизации.
Таким образом, Ковдозерский разлом хорошо выражен как в геологической, так и
в геоморфологической структуре территории и имеет признаки неотектонической ак¬
тивизации в виде вероятных подновлений древних разрывов и неравномерного подня¬
тия блоков. Структура этого разлома позволяет реализоваться как вертикальным,
68
так и горизонтальным (сдвиговым) новей¬
шим движениям.
Рельеф севернее оз. Паанаярви менее
контрастен. Отличительной особенностью
этого участка является наличие многочис¬
ленных систем трещин и соответствующих
им микроуступов, имеющих северо-западное
простирание, соответствующее' простиранию
Пяозерского разрыва. На космических сним¬
ках эти элементы рельефа прослежива¬
ются до северо-западного побережья
оз. Пяозеро.
Пересечение двух систем трещиновато¬
сти - северо-восточной, соответствующей
Ковдозерскому, и северо-западной, соот¬
ветствующей Пяозерскому разрывам, и
обусловленных ими форм рельефа прихо¬
дится как раз на район восточного оконча¬
ния оз. Паанаярви.
Обсуждение результатов
30° 32°
Рис. 4. Основные геолого-тектонические особен¬
ности территории
Породы: 1 - карельского комплекса, 2 - бело¬
морского комплекса, 3 - палеопротерозойские
сложно деформированные осадочно-вулканоген¬
ные; 4 - главные шовно-разрывные зоны; 5 - Бе¬
лое море
Рассмотрим, в каких геологических условиях существуют выделенные нами основ¬
ные неотектонические блоки. Наиболее значимой особенностью геологического
строения района является наличие в его пределах участков с выходами двух крупных
комплексов пород земной коры - Карельского и Беломорского (рис. 4). Их граница
неровная, в пределах обоих участков отмечено наличие складок, изгибов структур,
разрывов разного типа, интрузий. Сравнение выделенных нами неотектонических
блоков со структурой подстилающих пород показывает их наложенный характер.
В частности, в пределах Приморского блока Б расположены как карельские, так и бе¬
ломорские комплексы. Только к югу граница этого блока, выраженная Пяозерским
разрывом, приближается к границе между выходами карелид и беломорид.
Наиболее неотектонически активной структурой в районе является Кандалакш¬
ский грабен [5, 8] (рис. 2). Относительно депрессии Белого моря он смещен в сторону
верховьев Кандалакшского залива, к этому же участку приурочено и наибольшее ко¬
личество землетрясений. Рассматривая форму подводной депрессии, соответствую¬
щей грабену, можно заметить, что она в плане сужается в сторону верховьев залива и
расширяется к акватории Белого моря. Т. е. грабен выглядит, как и любая трещина
отрыва: разрастаясь в длину, она расширяется и в своей центральной части. Примени¬
тельно к такой крупной морфоструктуре как грабен можно сказать, что происходит не
просто раскрытие его зияния при раздвигании стенок, а в область растяжения и опуска¬
ния втягиваются и бортовые части. Натурные наблюдения и моделирование показыва¬
ют, что здесь образуются листрические сбросы, а опускающиеся блоки испытывают
вращение и их поверхность перекашивается относительно оси грабена [11].
В нашем случае, блок Б (Приморский) примыкает непосредственно к Кандалакш¬
скому грабену и является наиболее опущенным. Можно предположить, что этот блок
находится в зоне влияния грабена или, точнее, в области растяжения земной коры, и
обусловившей появление грабена. Существование этой области, видимо, связано с
внешними причинами, приводящими к расхождению Карелии и Кольского полуостро¬
ва. Это же подтверждает и опускание поверхности Приморского блока в его тыловой
части, что свидетельствует о листрическом характере Пяозерского разрыва. Подоб¬
ный тип разрыва характерен для бортовых частей областей растяжения.
Область, включающая Кандалакшский грабен и блок Б в районе его северо-запад¬
ного окончания, выраженного Ковдозерским разрывом, наиболее узка и слегка рас¬
69
ширяется в юго-восточном направлении, в соответствии с направлением расширения
Кандалакшского грабена. Видимо, наблюдается взаимосвязь между направлением
расширения последнего и отодвиганием границы области растяжения, маркируемой
Пяозерским разрывом. Происходит повсеместное отодвигание этой границы почти
параллельно бортам грабена (с расширением к юго-востоку) с небольшим поворотом
по часовой стрелке, соответственно нарастающему раскрытию грабена. Сам блок Б
отодвигается к юго-западу, проскальзывая вдоль Ковдозерского разрыва, и также ис¬
пытывает незначительное вращение по часовой стрелке. При этом этот блок не явля¬
ется источником движения, а лишь подстраивается под общую схему происходящих
деформаций.
Исходя из подобной модели раздвигания границ блоков (отодвигание вдоль одной
границы и небольшой поворот другой), можно предположить наличие целого ряда
специфических морфоструктур, однако только одна, на наш взгляд, выражена доста¬
точно ярко. В.В. Шатский в свое время выделил ряд структур земной коры, формиру¬
ющихся в теле платформы на границе со складчатыми поясами в таких местах, где
граница платформы образует внутренний угол [12]. Это уходящие в тело платформы
трещины отрыва, или грабены, образовавшиеся при расклинивании, раздвигании бор¬
тов внутреннего угла платформы под воздействием складчатых поясов. Подобная же
картина расклинивания должна происходить и в случае неравномерного, нарастающего
к юго-востоку раздвигания бортов области растяжения (и соответствующего пассивно¬
го отодвигания блока Б). Напротив угла, образованного Ковдозерским и Пяозерским
разрывами, должна появиться трещина отрыва, обусловленная расклинивающим воз¬
действием раздвигающихся границ зоны растяжения и опускания, включающих Канда¬
лакшский грабен и Приморский блок Б. Как раз в этом месте и расположена депрессия
оз. Паанаярви - прямолинейный узкий и глубокий провал, являющийся геоморфологи¬
ческой аномалией для всего района и мало похожий на остальные озера. Депрессия,
безусловно, сильно обработана экзарацией, маскирующей ее тектонические границы,
однако ее неотектоническая предопределенность как трещины отрыва при расклини¬
вании кажется весьма вероятной. Что же касается других теоретически возможных
деформаций, в частности зияющих депрессий на границе поворачивающегося блока и
его ограничений, то подобные морфоструктуры в природе встречаются очень редко,
из-за способности даже жестких блоков к внутреннему изменению формы, что на
многочисленных примерах показано в [2].
Заключение
Анализ геоморфологических и структурно-тектоничесих особенностей территории
позволяет считать депрессию оз. Паанаярви трещиной отрыва (расклинивания), обра¬
зовавшейся в новейший тектонический этап при раздвигании границ зоны растяжения
земной коры, наиболее активную часть которой представляет собой Кандалакшский
грабен.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Зыков Д.С. Новейшая геодинамика Северо-Карельской зоны (Балтийский щит) // Тр. ТИН РАН. М:
ГЕОС, 2001. Вып. 543. 146 с.
2. Копп МЛ. Мобилистическая неотектоника платформ Юго-Восточной Европы // Тр. ТИН РАН. М.:
Наука, 2004. Вып. 552. 340 с.
3. Сыстра Ю.Й. Тектоника Карельского региона. Л.: Наука,' 1991. 176 с.
4. Геоморфология Карелии и Кольского полуострова / В.Г. Легкова, Б.Н. Можаев. Л.: Недра,
1977. 183 с.
5. Лукашов А.Д. Новейшая тектоника Карелии. Л.: Наука, 1976. 109 с.
6. Григорьева Л.В. О строении и развитии Северо-Карельской зоны карелид // Вопр. геологии и законо¬
мерности размещения полезных ископаемых Карелии. Петрозаводск: КНЦ АН СССР, 1966.
С. 137-147.
70
7. Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / Н.В. Шаров. Петроза¬
водск: КНЦ РАН, 2004. 353 с.
8. Спиридонов М.А., Девдариани Н.А., Калинин А.В. и др. Геология Белого моря // Сов. геология. 1980.
№ 4. С. 45-55.
9. Карта новейшей тектоники СССР и сопредельных территорий. М-б 1:5000000/Н.И. Николаев. Л.:
ВСЕГЕИ, 1980.
10. Карта геоморфолого-неотектонического районирования Нечерноземной зоны РСФСР (за исключе¬
нием горной части Урала, Зауралья и Калининградской области). М-б 1:1500000/В.И. Бабак. М.: Изд-
во МГУ, 1980.
11. Методы моделирования в структурной геологии. М.: Недра, 1988, 222 с.
12. Шатский Н.С. Большой Донбасс и система Вичита. Сравнительная тектоника древних платформ.
Ст. 2. М.: Наука, 1964. Т. 2. Избр. тр. С. 426-158.
Геологический институт РАН, Поступила в редакцию
ВНИИ Геофизика, 26.12.2005
Институт динамики геосфер РАН
GEOMORPHIC MANIFESTATION OF HORIZONTAL SPLIT MORPHOSTRUCTURES
IN NORTH KARELIA
D.S. ZYKOV, JU.K. SCHUKIN, V.G. SPUNGIN, A.I. IOFFE
Summary
Deep, long, and narrow depression of Lake Paanaiarvi represents the geomorphic anomaly for the North Karelia.
The depression is situated at the intersection of two large neotectonic faults bounding the block of the earth crust.
This block lies in the zone of influence of Kandalaksha graben. According to the position of Lake Paanaiarvi’s de¬
pression the latter may be interpreted as the split that was formed dew to drifting apart of the boundaries of the exten¬
sion zone around Kandalaksha graben.
УДК 551.435:631.459(470.321)
© 2007 г. Ю.С. КУЗНЕЦОВА, В.Р. БЕЛЯЕВ, М.В. МАРКЕЛОВ, Н.Н. ИВАНОВА
АНАЛИЗ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ НЕОДНОРОДНОСТИ
ЭРОЗИОННО-АККУМУЛЯТИВНЫХ ПРОЦЕССОВ
НА ПАХОТНОМ СКЛОНЕ (ЧАСТЬ I)1
Постановка проблемы
Эрозия почв представляет собой один из наиболее интенсивных экзогенных про¬
цессов на территориях равнин умеренного климатического пояса, что обусловливает
необходимость ее учета в фундаментальных исследованиях, как одного из ведущих со¬
ставляющих общей денудации суши. В то же время, с ней связан ряд негативных по¬
следствий для окружающей среды и экономики, как прямых (деградация плодородных
свойств почвы, снижение сельскохозяйственной продуктивности), так и косвенных
(заиление водоемов, отмирание малых рек, перенос и накопление загрязнителей).
С этими фактами связана безусловная актуальность прикладных исследований эрозии
почв, ставящих своими основными задачами ее прогноз, профилактику и разработку
противоэрозионных мероприятий. Во всех случаях, общим требованием к исследова¬
ниям процессов перераспределения почвы на сельскохозяйственных землях является
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 04-05-64215, 04-05-64660) и програм¬
мы поддержки ведущих научных школ России (проект НШ - 1443.2003.5).
71
возможность получения обоснованных количественных оценок их средних темпов, а
также пространственной и временной вариабельности.
К настоящему времени разработан целый ряд методов изучения опасности прояв¬
ления, темпов и последствий эрозионно-аккумулятивных процессов на пахотных скло¬
нах [1-5]. Наиболее распространенными из них являются методы замеров водороин
[1, 6-7] и почвенно-морфологический [8-10]. В последние годы все более широко при¬
меняется метод радиоактивной метки с использованием изотопа цезия-137 (n7Cs) [11-
15]. С конца 1960-х годов в США успешно разрабатывается эмпирическая модель для
расчета темпов плоскостного и мелкоструйчатого смыва почвы, основанная на ис¬
пользовании данных, полученных при экспериментах на стандартных стоковых пло¬
щадках - Универсальное уравнение эрозии почв (Universal Soil Loss Equation, USLE) и
его модификации [16, 17]. Работы сотрудников НИЛ эрозии почв и русловых процес¬
сов географического факультета МГУ под руководством Г.А. Ларионова позволили
адаптировать эту модель для использования в условиях России [3].
Каждый из перечисленных методов имеет как преимущества, так и существенные
ограничения. Временной диапазон получаемых оценок темпов перемещения материа¬
ла варьирует от одного снеготаяния или ливня (замеры водороин) до всего периода
сельскохозяйственного освоения (почвенно-морфологический метод). Поскольку пе¬
рераспределение почвы на обрабатываемых склонах происходит вследствие совмест¬
ного действия нескольких процессов - плоскостного и мелкоструйчатого смыва, линей¬
ной эрозии, дефляции, механического перемещения почвы пахотными орудиями - важ¬
но четко представлять возможности перечисленных выше методов выявить вклад
каждого из этих процессов. Кроме того, все методы характеризуются разной точностью
и возможностью пространственной экстраполяции полученных результатов [18].
Традиционно подавляющее большинство исследований эрозии почв на сельскохо¬
зяйственных землях проводится с использованием одного-двух методов. Использова¬
ние разными группами исследователей различных подходов при практическом отсут¬
ствии оценок их сопоставимости существенно осложняет сравнение и обобщение по¬
лучаемых результатов. Сравнительная оценка методов количественного определения
интенсивности различных эрозионно-аккумулятивных процессов в отношении точно¬
сти и диапазона возможного использования требует их совместного применения в од¬
ном исследовании [19]. Использование комплекса методов позволяет, наряду с опреде¬
лением средних значений, более обоснованно оценивать пространственную и времен¬
ную неоднородность перераспределения материала. К сожалению, примеры таких
работ относительно редки [20-25].
Основной задачей данной работы является исследование темпов и пространствен¬
но-временной неоднородности процессов перераспределения почвы на пахотном
склоне комплексом независимых методов. Работа проводилась в рамках более мас¬
штабного исследования эрозионно-аккумулятивных процессов на распаханных меж¬
дуречных склонах северной части Среднерусской возвышенности. Нами использова¬
лось четыре перечисленных выше метода: непосредственное измерение объемов эро¬
зии и аккумуляции (НИО), радиоцезиевый метод (РМ), почвенно-морфологический
метод (ПММ), эмпирико-математические расчетные модели (ЭММ).
Общая характеристика объекта исследований
Район исследований расположен на севере лесостепной зоны (центральная часть
Среднерусской возвышенности) в бассейне реки Зуши (рис. 1, А) в пределах опытно¬
полевого хозяйства (ОПХ) Новосильской зональной агролесомелиоративной опыт¬
ной станции (ЗАГЛОС) имени А.С. Козменко. Хозяйство занимает склоны и куполо¬
видные островные водоразделы юго-восточных отрогов так называемого Плавского
плато [26]. Максимальные абсолютные отметки в пределах ОПХ достигают 250-255 м,
превышение над местными базисами эрозии составляет 100-110 м, широко развита
овражно-балочная сеть (густота расчленения - 1.5 км/км2).
72
Рис. 1. Местоположение (А) и общая схема (Б) объекта исследований
1 - граница пашни, 2 - напашь, 3 - луг, 4 - граница и территория Бугровского сада, 5 - полевые дороги, 6 -
участки отбора образцов на содержание 137Cs, 7- почвенные разрезы, 8 - тальвег основной ложбины по та¬
хеометрической съемке 2004 г., 9 - приблизительные границы участков склона с различной продолжитель¬
ностью землепользования
Территория характеризуется умеренно континентальным климатом с устойчивой
холодной зимой и теплым летом. Среднегодовое количество осадков составляет око¬
ло 500 мм, в теплый период выпадает 72% осадков (максимум - в июле). В среднем за
год в период с мая по сентябрь бывает 10-13 дней со стокообразующими осадками
(более 10 мм) и 3 дня с ливнями (20-40 мм). Наиболее интенсивные ливни (более
40 мм) наблюдаются раз в 3-4 года, большая часть их выпадает в июне - июле. Устой¬
чивый снежный покров устанавливается в среднем в первую неделю декабря, сходит
снег обычно к 1 апреля. По данным наблюдений на территории ОПХ, средняя мощ¬
ность снежного покрова здесь равна 29 см, средняя глубина промерзания грунта -
82 см [27]. Коэффициент стока талых вод для серых лесных почв центральной лесо¬
степи в среднем составляет 0.70-0.93. Максимальный модуль весеннего стока равен
примерно 11 л/га/с (для экспериментального водосбора площадью 50 га), средний -
5 л/га/с. Максимальный модуль ливневого стока в 7-8 раз больше [28].
73
Объект исследований представляет собой междуречный склон южной экспозиции,
по основным морфологическим параметрам являющийся характерным для данной
территории [28]. Общая длина его от водораздела до бровки долины р. Зуши состав¬
ляет около 1200 м, длина исследованного участка - 800-850 м (рис. 1, Б), крутизна из¬
меняется от 1-1,5° в верхней части склона до 3^-° - в нижней. Поверхность склона
практически полностью распахана, за исключением наиболее крутой нижней прибро-
вочной части. Почвенный покров представлен серыми лесными почвами различной
степени смытости на лёссовидных суглинках. Поверхность склона осложнена нечетко
выраженными в рельефе ложбинами - постоянными формами линейной эрозии [29].
Как показал анализ имеющихся картографических материалов разных лет, по про¬
должительности землепользования исследованный склон весьма неоднороден (рис. 1, Б).
С большой степенью достоверности можно предположить, что верхняя приводораз¬
дельная часть (выше дороги, за пределами участка детального исследования) исполь¬
зуется в качестве пашни около 100 лет (на карте проявлений линейных размывов и
склонового смыва, составленной под руководством А.С. Козменко в 1912 г., ниже
этой дороги показано с. Глубки), средняя - 80 и 50 лет (периоды определены по распо¬
ложению д. Бугровка на топографических картах 1930-х и 1950-х гг.), самая нижняя -
40 лет (по верхней границе садов д. Бугровка на топографической карте 1958 г.). В
пределах нижней части склона внутри пашни сохраняются два нераспахиваемых
участка, соответствующих, вероятно, остаткам фундаментов разрушенных церквей
с. Глубки (рис. 1, Б).
Методы исследований и содержание проведенных работ
Метод непосредственного измерения объемов эрозии и аккумуляции (НИО) за¬
ключается в измерениях морфометрических параметров эрозионных врезов и аккуму¬
лятивных тел для вычисления объема водной эрозии и аккумуляции за одно эрозион¬
ное событие. Поперек склона (перпендикулярно линиям тока) закладывается серия
микронивелировочных профилей на равном расстоянии друг от друга [1, 6-7]. Вдоль
профилей замеряется ширина и глубина струйчатых размывов, а также размеры и
мощности аккумулятивных тел. Одновременно зарисовывается расположение эрози¬
онной сети и аккумулятивных тел на склоне. Темпы смыва и аккумуляции материала
вычисляются исходя из измеренных средних объемов эрозионных и аккумулятивных
микроформ рельефа, а также площади исследуемого участка склона и средней плот¬
ности пахотного горизонта. Проверки точности метода на основании сравнения с из¬
мерениями мутности воды в замыкающих створах склоновых водотоков показывают,
что ошибка обычно не превышает 20-25% в сторону занижения [7] и определяется,
главным образом, невозможностью замерить каждую борозду, учесть смыв, проходя¬
щий без образования четко выраженных линейных форм, и переотложение материа¬
ла в виде тонких слойков.
В пределах исследуемого склона нами было заложено 8 микронивелировочных
профилей приблизительно в 100 м друг от друга (рис. 2, А). Кроме этого, измерения
также были проведены вдоль нижней границы пашни, где наблюдается наибольшая
густота микроручейковой сети и имеются относительно крупные аккумулятивные ко¬
нуса (рис. 2, А). Дополнительно измерялись параметры всех визуально выявляемых
участков переотложения наносов на склоне. Исследованный участок склона соответ¬
ствует четырем микроводосборам с системами микроручейковой сети (рис. 2, А; табл. 1),
его общая площадь составляет 15.4 га.
Радиоцезиевый метод (РМ) подразумевает использование содержащегося в почве
радиоактивного изотопа цезия-137 (137Cs, период полураспада 30.2 года) в качестве ин¬
дикатора смыва и аккумуляции, а также для микростратиграфии аккумулятивных
толщ. Изотоп 137Cs является искусственным и выпадает на поверхность преимуще¬
ственно с атмосферными осадками. Попадая на поверхность, 137Cs быстро и химиче¬
ски устойчиво сорбируется глинистыми минералами тонких фракций почвенных ча-
74
1
2
3
W
4
— 1
Рис. 2. Эрозионная сеть и участки аккумуляции на исследуемом склоне после ливня в августе 2003 г. (А),
а также пояса различной результирующей величины смыва, полученные на основании непосредственных
измерений объемов эрозии и аккумуляции по нивелировочным профилям (Б)
1-4 - см. рис. 1,5- микронивелировочные профили, 6 - эрозионные борозды, 7- аккумулятивные тела,
8 - границы и номера склоновых микроводосборов (табл. 1), 9 - тальвег основной ложбины по тахеометри¬
ческой съемке 2004 г.,10- граница исследуемого участка склона
стиц и, в дальнейшем, перемещается только вместе с ними. Это свойство изотопа поз¬
воляет использовать его в качестве индикатора процессов перераспределения почвы и
наносов. Сравнивая удельный запас изотопа в исследуемой точке с фоновым запасом
на геоморфологически стабильном участке, характеризующем первоначальный уро¬
вень выпадения 137Cs из атмосферы (так называемым эталонным значением), можно
оценить интенсивность перераспределения почвы и направленность процесса. Метод
дает интегральную оценку перемещения материала, суммируя вклад таких процессов,
как плоскостной и мелкоструйчатый смыв, ветровая эрозия, механическое перемеще¬
ние почвы сельскохозяйственными орудиями [11, 14, 24]. Для перехода от относитель¬
ных величин изменения запаса изотопа в опробованных точках к количественным
оценкам средних темпов перераспределения почвы разработан целый ряд калибро¬
вочных зависимостей, в разной степени учитывающих особенности выпадения и по¬
следующего перемещения 137Cs [13, 30-31]. Особенности применения метода, его пре¬
имущества и ограничения, методика полевых и лабораторных работ детально рас¬
смотрены в ряде публикаций [11, 14-15, 31-33].
Отбор образцов на радиоцезиевый анализ производился в августе 2003 года, непо¬
средственно после того, как на склоне сформировалась сеть эрозионных борозд. Точ¬
ки отбора располагались перпендикулярно тальвегу основной эрозионной борозды,
приблизительно вдоль каждого нечетного микронивелировочного профиля (рис. 1, Б).
75
Таблица 1
Расчет внутрисклоновых различий темпов эрозии и аккумуляции по микроводосборам
основных систем эрозионных борозд, измеренных после ливня в августе 2003 г.
№ микроводо¬
сбора (рис. 2, А)
Расположение
Площадь микро¬
водосбора, га
Сумма длин
борозд, м
Объем борозд, м3
Масса
перемещенного
материала, т
Интенсивность
смыва по боро¬
здам, т/га
Внутрисклоновая
аккумуляция
(без шлейфов), т
Интенсивность
внутрисклоновой
аккумуляции, т/га
Интенсивность
выноса за пре¬
делы пашни, т/га
1
У дороги
7.4
4822
105.0
103.5
14.1
1.4
0.2
13.9
2
Центральный
4.2
2745
57.8
57
13.6
0.8
0.2
13.4
3
Дальний от дороги
1.5
976
23.2
23
15.9
1.1
0.8
15.1
4
Другие борозды
1.7
1276
34.5
34
20.3
0.5
0.3
20.0
На каждом опробованном профиле отбиралась группа из трех интегральных образ¬
цов: один из днища основной эрозионной борозды (за исключением самого верхнего про¬
филя), а оставшиеся два - с визуально незатронутых рассматриваемым эрозионным собы¬
тием участков (с микрогребней и из понижений между ними, оставшихся после боронова¬
ния поля). Отбор производился стальным цилиндрическим пробоотборником диаметром
8.2 см в один укол до глубины, превышающей мощность пахотного горизонта (30 см). В
точке, расположенной в пределах аккумулятивного шлейфа непосредственно выше напа¬
ши (АКК-2 - рис. 1, Б) дополнительно тем же пробоотборником отбирались слои 30-50 и
50-60 см, чтобы выявить возможное погребение части аккумулятивного горизонта на¬
носами. Кроме этого, из двух аккумулятивных тел (АКК-1 - в середине склона и АКК-2 -
на шлейфе, рис. 1, Б) отбирались отдельно только свежие наносы (с квадрата площадью
20 х 20 и 15 х 15 см соответственно), с целью определения возможных отличий концен¬
трации 137Cs от наблюдаемой в пахотном горизонте, что свидетельствовало бы о грану¬
лометрической избирательности эрозии и транспорте частиц различной крупности. По¬
слойные образцы отбирались из разреза 4-1, выбранного в качестве эталонного и рас¬
положенного на плоском водораздельном участке непосредственно выше исследуемого
склона (рис. 1, Б), до глубины 50 см через каждые 5 см (с квадрата площадью 20 х 20 см).
Измерения активности изотопа проводились в Институте глобального климата и гео¬
экологии РАН.
Необходимо отметить, что использованная в данном случае методика отбора инте¬
гральных образцов на пашне существенно отличается от применявшейся нами ранее в
ряде подобных исследований [15, 22-24, 33], когда в одном образце смешивался мате¬
риал, отобранный в два укола пробоотборника (один в понижении, другой в повыше¬
нии микрорельефа пашни), с целью получения осредненного значения и исключения
влияния локальной микровариабельности запасов 137Cs [14]. В настоящем исследова¬
нии мы пытались оценить с помощью радиоцезиевого метода не только средние тем¬
пы перераспределения почвы за весь период присутствия изотопа в окружающей сре¬
де, но и влияние конкретного эрозионного события. Поэтому важно было опреде¬
лить, существуют ли значимые различия запаса 137Cs между различными элементами
микрорельефа исследованного участка склона, которые позволили бы вычленить
вклад смыва почвы после недавнего ливня в суммарные объемы перераспределения
изотопа и, соответственно, почвы.
Почвенно-морфологический метод (ПММ) (или метод почвенно-геоморфологиче¬
ских профилей) основан на фиксации изменений мощности верхних генетических го¬
ризонтов почвы конкретного склона с помощью традиционных описаний разрезов,
расположенных вдоль линий тока [5, 9, 34]. Метод позволяет качественно и количе¬
ственно охарактеризовать суммарное воздействие всех процессов перемещения мате¬
риала на почвенный профиль за период агрикультурного освоения территории по¬
76
средством сравнения его строения в каждой точке в пределах исследуемого участка
склона с выбранным эталоном, расположенным на геоморфологически стабильном
участке. Величина смытого или намытого слоя определяется по разности между мощ¬
ностью верхних почвенных горизонтов эталона и разрезов на склоне [5-6, 9, 35].
Обычно для этого выбираются те несколько горизонтов, суммарная мощность кото¬
рых является наименее вариабельной для данного типа почвы [10, 36]. Поскольку для
серых лесных почв разными авторами предлагаются различные подходы к выбору
эталона, в данной работе использовались два варианта расчета - по сумме горизонтов
Апах + АЕ и Апах + АЕ + ЕВ. Зная среднюю плотность материала верхней части поч¬
венного профиля и продолжительность земледельческого освоения исследуемого
склона, можно перейти к среднегодовым темпам перемещения рыхлого материала.
Заложение и описание почвенных разрезов и скважин проводилось в августе 2004 г.
после уборки озимых и грубой зяблевой вспашки. При выборе положения почвенных
разрезов учитывался микрорельеф склона. Разрезы расположены с таким расчетом,
чтобы охарактеризовать, в первую очередь, микроводосбор основной ложбины, про¬
ходящей через весь исследуемый участок склона. Они закладывались как в тальвеге
ложбины, так и на рядом расположенных микроводоразделах (рис. 1, Б). Такое распо¬
ложение разрезов позволило провести расчеты темпов эрозии и аккумуляции не толь¬
ко в среднем для всего исследуемого участка склона, но и дифференцированно для его
основных геоморфологических элементов. Всего было описано 15 разрезов (из них 2
в дальнейшем рассмотрении не учитываются из-за антропогенной нарушенности суб¬
страта) и 11 скважин.
Эмпирико-математические эрозионные модели (ЭММ) основываются на опытных
данных, полученных, в основном, в результате экспериментальных наблюдений на
стоковых площадках. Большая их часть не имеет строгого физического обоснования,
но достаточно проста в применении и позволяет получить довольно близкие к реаль¬
ности величины поверхностной эрозии. В основании использованного нами подхода
лежат две модели (USLE для ливневого стока и ГГИ для снеготаяния), модифициро¬
ванные и совмещенные в программном пакете, разработанном сотрудниками НИЛ
эрозии почв и русловых процессов географического факультета МГУ под руковод¬
ством Г.А. Ларионова [3, 37].
Первая из моделей основана на универсальном уравнении эрозии почв (USLE), раз¬
работанном в США, и позволяет рассчитывать среднемноголетние темпы дождевого
смыва [16, 17]. Вторая, разработанная в Государственном гидрологическом институте
(ГГИ, Санкт-Петербург), дает возможность рассчитывать величины эрозии почв от
талого стока [3, 37, 38]. Зависимости, лежащие в основе моделей, получены опытным
путем и неоднократно проверены экспериментально. Смыв рассчитывается вдоль ли¬
ний тока, которые разбиваются на отрезки равной длины. Модели позволяют рассчи¬
тывать потенциальный средний смыв с поля для различных условий, а также оцени¬
вать внутрисклоновое распределение ареалов эрозии и аккумуляции на основании
данных об изменениях интенсивности смыва вдоль линий тока. Прямое вычисление
внутрисклоновой аккумуляции в использованной нами версии программного обеспе¬
чения невозможно.
Входными данными для расчетной программы являются эмпирические коэффици¬
енты факторов эрозии. Региональные диапазоны значений большинства из них (эро¬
зионный потенциал осадков, эрозионные индексы сельскохозяйственных культур) для
большей части сельскохозяйственно освоенной территории России имеются во входя¬
щей в состав программного пакета базе данных. Фактор рельефа определяется со¬
гласно морфометрическим характеристикам конкретного объекта. Характеристики
почвы частично получены нами при лабораторных анализах образцов, частично заим¬
ствованы из работы Г.П. Сурмача [8].
Расчеты производились для двух вариантов линий тока: 1) построенных по топогра¬
фической карте м-ба 1:25000 (наиболее крупного из имеющихся в наличии); 2) факти¬
чески наблюдавшихся (проведенных в соответствии с микрорельефом склона и ориен¬
77
тацией основных эрозионных борозд после ливня в августе 2003 г.). Использовались
два варианта севооборотов: 1) фактически применявшийся с 1986 г. (пар - 13.5%, про¬
пашные культуры - 7%, яровые - 27%, озимые - 23%, однолетние травы - 16%, зерно¬
бобовые - 13.5%); 2) один из наиболее характерных для исследуемой территории (34% -
многолетние травы, 10% - пар, по 14% - озимые, яровые, однолетние травы, пропаш¬
ные культуры).
Полученные оценки темпов перераспределения почвы на склоне
Метод непосредственного измерения объемов эрозии и аккумуляции. Проведен¬
ные нами работы позволили составить подробную схему сети эрозионных борозд и
морфологически выраженных участков переотложения рыхлого материала на иссле¬
дуемом склоне (рис. 2, А). В числе основных факторов, определявших пространствен¬
ную ориентацию борозд, можно назвать направление линий тока, микрорельеф (на¬
пример, крупная борозда в центральной части склона, заложившаяся по ложбине), ан¬
тропогенное вмешательство (направление боронования, приуроченность борозд к
дороге, дорожки - следы прогона скота). Внутрисклоновое переотложение выража¬
лось в накоплении материала в небольших аккумулятивных телах в центральной и
нижней части склона, перед нераспаханными участками, а также в аккумулятивных
шлейфах у подножия склона (рис. 2, А).
Проведенные по описанной выше методике расчеты показывают, что осредненный
по площади исследованного участка пашни смыв за один ливень составил 13.5 т/га,
внутрисклоновая аккумуляция - 0.9 т/га, а вынос рыхлого материала за пределы паш¬
ни 12.6 т/га. Таким образом, в ходе рассматриваемого эрозионного события большая
часть смытого материала (более 93%), “переваливая” через напашь, выносилась за
пределы поля. Суммарная площадь зон внутрисклонового переотложения наносов со¬
ставила чуть более 2% от общей площади исследуемого участка склона, а объем акку¬
мулированного в них материала - около 6.5% от объема эрозионных борозд.
Результаты измерений позволили также рассчитать изменения интенсивности смы¬
ва вниз по склону для зон, расположенных между линиями профилей (рис. 2, Б). Вели¬
чины смыва за один ливень изменяются вдоль склона от менее 2 т/га в верхней его ча¬
сти до более 50 т/га в нижней. Начиная примерно с середины склона, выделяется зона
с пониженными значениями интенсивности смыва. Это, вероятно, связано с достиже¬
нием склоновыми потоками предельной насыщенности наносами, временным прекра¬
щением их врезания и переотложением части наносов. Образующиеся при этом акку¬
мулятивные микроконусы вызывают блуждание потоков. Обращает на себя внима¬
ние, что начало этой зоны близко к участку склона, где основная система эрозионных
борозд после ливня в августе 2003 г. не совпадала с положением тальвега основной
ложбины по съемке 2004 г. (рис. 2). Во время ливня в тальвеге ложбины на этом
участке происходило довольно интенсивное переотложение наносов, поступавших с
вышележащей части склона. Кроме этого, направление боронования, проведенного
незадолго до ливня, было практически перпендикулярно к тальвегу ложбины. В ре¬
зультате сток с верхней части микроводосбора пошел вдоль направления боронования
по периферии образовавшегося аккумулятивного тела в соседний микроводосбор, и
лишь небольшая часть его несколько ниже по склону возвращалась в основную лож¬
бину (рис. 2, А). Ниже крутизна склона возрастает, и осветленный склоновый сток
опять начинает эрозионную работу: существенно увеличивается густота эрозионных
борозд, вновь растет рассчитанная интенсивность смыва почвы (рис. 2). Это происхо¬
дит даже несмотря на имеющиеся на склоне локальные препятствия стоку воды в виде
нераспахиваемых участков, расположенных предположительно на месте фундамен¬
тов бывших церквей, непосредственно вдоль которых склоновые потоки также акку¬
мулируют часть наносов, обтекая их (рис. 2).
Кроме представленных расчетов суммарного смыва с поля за рассматриваемое эро¬
зионное событие, произведена оценка внутрисклоновой дифференциации темпов эро¬
78
зии и аккумуляции по микроводосборам основных систем эрозионных борозд (рис. 2,
А; табл. 1). Из полученных результатов видно, что, наряду с продольной склону, на¬
блюдается также значительная дифференциация темпов смыва вдоль его простира¬
ния. Это связано с влиянием локальных факторов - особенностей микрорельефа и,
вероятно, направления обработки. Величина выноса материала поверхностными вод¬
ными потоками за пределы микроводосборов больше, чем за пределы склона и со¬
ставляет в среднем 15.6 т/га. Это связано с тем, что большая часть внутрисклоновой
аккумуляции (около 75%) осуществляется в виде накопления делювиальных шлей¬
фов, расположенных вдоль напаши уже за пределами микроводосборов эрозионных
борозд.
Радиоцезиевый метод. Район исследований расположен в зоне сильного чернобыльско¬
го загрязнения. Запасы “бомбового” цезия составляют порядка 2.5-3.0 кБк/м2, тогда как
величина чернобыльского загрязнения превышает 30 кБк/м2 [40]. Поскольку более
90% из общих запасов 137Cs на данной территории приходится на чернобыльское вы¬
падение, было принято решение пренебречь долей “бомбового” цезия, величина кото¬
рой находится в пределах ошибки метода (±10%). Соответственно, не учитывается и
вероятное перераспределение изотопа эрозионно-аккумулятивными процессами до
1986 г. Исходя из этого, период времени от начала выпадения до момента опробова¬
ния, учитываемый в расчетах по калибровочным зависимостям, принят равным 17 го¬
дам (1986-2003 гг.).
На основании изучения нескольких геоморфологически стабильных участков в
окрестностях исследованного склона, за опорное значение для расчетов темпов эрози¬
онно-аккумулятивных процессов была принята величина запаса 137Cs (37 944 Бк/м2) в
разрезе 4—1 (рис. 1, Б). При этом предполагается, что опорный разрез характеризует
выпадение радионуклида в пределах всего исследуемого участка склона. Анализ ме¬
теорологических данных показал, что в период с 26.04 (авария на Чернобыльской
АЭС) по 05.06.1986 на данной территории не наблюдалось стокообразующих (более
10 мм) осадков. Поскольку известно, что большая часть 137Cs чернобыльского проис¬
хождения выпала в течение первого месяца после аварии, это свидетельствует об от¬
сутствии влияния поверхностного стока на первоначальное распределение запаса изо¬
топа.
Сравнение измеренных величин концентрации изотопа в свежих наносах (59.5 и
71.3 Бк/кг) с диапазоном значений, полученных для интегральных образцов из пахот¬
ного горизонта (48.1-91.5 Бк/кг), показывает отсутствие значимых отличий. Это сви¬
детельствует о несущественном проявлении гранулометрической избирательности
эрозии (т. е. преимущественного выноса частиц более тонких фракций), по крайней
мере, во время наблюдавшегося нами ливня. Такой вывод представляется закономер¬
ным, учитывая тот факт, что большая часть массы аккумулированных наносов пред¬
ставляла собой так называемые гумусированные “окатыши” диаметром около 1 мм -
окатанные водным потоком почвенные агрегаты, состоящие из частиц различной раз¬
мерности. Хорошая сортировка материала наблюдается только в маломощных (пер¬
вые миллиметры, реже - 1-2 см) прослойках светло-серого тонкослоистого алеврита,
которые отлагаются на участках существенного снижения скоростей потоков и име¬
ют подчиненное значение в строении аккумулятивных тел. Таким образом, при пере¬
ходе от величин запаса 137Cs к количественным показателям темпов эрозионно-акку¬
мулятивных процессов нет необходимости учитывать их гранулометрическую избира¬
тельность.
При анализе рис. 3, на котором приведен график изменения запаса изотопа вдоль
основной эрозионной борозды по различным элементам микрорельефа склона, в
первую очередь обращают на себя внимание очень низкие значения запасов 137Cs на
верхнем профиле. Точки отбора проб здесь располагались достаточно близко к грун¬
товой дороге, положение которой, как свидетельствует топографическая карта 1958 года,
отличалось от современного. В пределах пахотных угодий колеи грунтовых дорог да¬
же в течение одного года могут неоднократно менять свое положение, “мигрируя” в
79
Рис. 3. Изменения вдоль склона запасов 137Cs (А) и вычисленных по пропорциональной (Б) и простой масс-
балансовой (В) калибровочным моделям среднегодовых темпов денудации с 1986 г.
Образцы: 1 - из тальвега основной эрозионной борозды, 2 -из микропонижений, 3 - из микрогребней; 4 -
запас изотопа в эталонном разрезе
некотором коридоре. По всей видимости, точки отбора совпали с таким коридором,
который впоследствии был выровнен в результате перепахивания. Низкие запасы
изотопа здесь связаны преимущественно с механической денудацией, а также выносом
грунта вдоль колеи дороги за пределы исследуемого участка склона (рис. 1, А). Поэтому
данные верхнего профиля не использовались в дальнейшем при расчетах средних тем¬
пов перераспределения почвы.
В нижней половине склона (начиная с нивелировочного профиля 5), как и ожида¬
лось, в тальвеге эрозионной борозды наблюдаются более низкие значения запаса
137Cs, чем на микроводоразделах. Это, видимо, отражает смыв почвы по борозде за
один ливень (рис. 3, А). Однако на нивелировочном профиле 3 запас 137Cs в борозде
превышает запас на визуально незатронутых смывом участках (рис. 3, А). Такая ано¬
малия связана со значительной удельной активностью l37Cs в отобранном образце.
Это может быть обусловлено более тонким механическим составом пахотного гори¬
зонта (137Cs преимущественно сорбируется частицами глинистой и алевритистой
фракций), или увеличенной мощностью почвенного слоя, содержащего изотоп, т. е.
присутствием погребенного в результате аккумуляции пахотного горизонта. На наш
взгляд, более обоснованным представляется второе объяснение. Вероятнее всего,
80
Таблица 2
Расчет среднегодовых темпов перераспределения почвы (т/га х год) радиоцезиевым методом
Нивели¬
ровочный
профиль
Расстояние
от разреза
4-1, м
Пропорциональная модель
Простая балансовая модель
микро¬
гребни
микропо¬
нижения
эрозионная
борозда
микро¬
гребни
микропо¬
нижения
эрозионная
борозда
1
195
87.2
103.0
105.8
133.6*
146.8
157.3
3
425
46.0
73.9
22.7
56.9
95.0
24.1
5
610
37.9
52.1
67.2
44.3
65.6
87.9
7
800
53.2
71.3
87.4
65.9
93.8
117.2
9
935
65.0
67.4
83.2
84.5
89.0
109.7
Среднее
50.5
66.2
65.1
62.9
85.9
84.7
* Результаты, расположенные в затемненных ячейках, в расчете среднего значения и в дальнейших рас¬
четах не учитываются (объяснение в тексте).
точка пробоотбора в эрозионной борозде на нивелировочном профиле 3 расположена
в зоне, характеризующейся чередованием эрозии (развитие эрозионных борозд в дни¬
ще ложбины) и аккумуляции (заполнение борозд материалом пахотного горизонта с
прилегающих микроводоразделов в результате смыва или механического сноса пахот¬
ными орудиями). В наиболее глубоких из ранее погребенных борозд мог сохраниться
материал пахотного горизонта, концентрация 137Cs в котором соответствует более
высоким значениям, наблюдавшимся вскоре после чернобыльской аварии.
Запас 137Cs на микрогребнях по всей длине склона превышает запас в микропони¬
жениях (рис. 3, А), где во время ливня, очевидно, также происходил смыв почвы. В
верхней части склона последствия этого процесса были выражены относительно сла¬
бо, но по мере продвижения к подножию склона его интенсивность увеличивалась. Об
этом свидетельствуют как полевые наблюдения, так и результаты радиоизотопного
анализа - запасы изотопа в микропонижениях в этом же направлении приближаются
к запасам в днище основной эрозионной борозды, отражая увеличение интенсивности
смыва.
Для перехода от относительных величин запаса 137Cs в точках опробования к сред¬
ним темпам перераспределения почвы нами были использованы наиболее широко
применяемые и относительно простые в отношении ввода данных калибровочные за¬
висимости - пропорциональная и простая масс-балансовая модели. Особенности, пре¬
имущества и ограничения обеих моделей достаточно подробно описаны в литературе
[13, 15 и др.]. Из результатов расчетов, приведенных в таблице 2, видно, что скорости
денудации поверхности, рассчитанные по простой масс-балансовой модели, во всех
точках превышают полученные по пропорциональной модели. Это закономерно, и
связано с тем, что первая учитывает уменьшение во времени концентрации изотопа в
пахотном горизонте эродируемой точки за счет подпашки не содержащего 137Cs мате¬
риала из нижележащего горизонта, тогда как в пропорциональной модели принимает¬
ся допущение о постоянстве во времени концентрации 137Cs в пахотном горизонте
[13].
Вниз по склону вдоль основной эрозионной борозды наблюдается чередование зон
с разной интенсивностью денудации (табл. 2). В то же время, на всех нивелировочных
профилях, кроме профиля 3, максимальные темпы характеризуют борозды, средние -
микропонижения между гребнями боронования, самые низкие - гребни. Предполо¬
жим, что разница между измеренными запасами изотопа в точках на микрогребнях с
одной стороны и в тальвеге эрозионной борозды и микропонижениях с другой сторо¬
ны прямо пропорциональна выносу материала из последних за один рассматриваемый
ливень. Тогда величина смыва за ливень для системы основной эрозионной борозды
(микроводосбор 2 на рис. 2, А) может быть оценена как 10.2 т/га (вынос материала из
4 Геоморфология, № 1
81
эрозионных борозд) плюс 8.6 т/га (вынос материала из микропонижений боронова¬
ния), т. е. 18.8 т/га в пересчете на всю площадь рассмотренного микроводосбора
(4.2 га). Конечно, приведенные величины имеют весьма приблизительный характер и
точность их оценить невозможно, поскольку они получены всего по 5 измерениям.
Однако очевидна потенциальная возможность применения 137Cs для количественной
оценки перераспределения почвы за одно эрозионное событие, что позволит расши¬
рить диапазон применения метода.
В целом, анализ распределения запасов изотопа в изученных образцах и результа¬
тов расчетов средних темпов эрозионно-аккумулятивных процессов за последние
17 лет по калибровочным моделям показывает очень значительные потери 137Cs и,
следовательно, почвы за относительно непродолжительное время. Это может быть
объяснено либо действительно имевшим место усилением интенсивности эрозионно¬
аккумулятивных процессов в этот период, либо погрешностями определения запаса
137Cs и темпов перераспределения почвы в исследованных точках, связанными с усло¬
виями отбора проб и использованием нестандартной методики. В частности, отбор
проб непосредственно после боронования при неуплотненной верхней части пахотно¬
го горизонта мог привести к занижению запаса 137Cs из-за временного увеличения
мощности содержащего изотоп слоя почвы до превышающей 30 см, в особенности на
микрогребнях. Кроме того, при отборе проб в один укол не исключено влияние ло¬
кальной микровариабельности запаса изотопа в пахотном горизонте, которая, в
первую очередь, зависит от степени увлажненности верхней части почвенного профи¬
ля во время проведения механической обработки.
Другим возможным источником ошибки является использование одной величины
эталонного запаса 137Cs при расчетах для всего склона. Поскольку чернобыльские вы¬
падения характеризовались значительной пространственной неравномерностью [14,
15, 39], нельзя исключить возможность существования значительного пространствен¬
ного тренда первоначального выпадения изотопа. Величина первоначального запаса
чернобыльского цезия должна возрастать на северо-запад, в сторону так называемого
“Плавского цезиевого пятна”. В этом случае для расчета темпов эрозионно-аккумуля¬
тивных процессов в нижней части исследуемого склона следовало бы брать более низ¬
кую величину эталонного запаса, чем полученную для разреза 4-1. При таком подхо¬
де рассчитанные по калибровочным моделям темпы смыва на большей части склона
оказались бы более низкими.
Нельзя исключить также возможность существенного влияния на характер перво¬
начального распределения запаса 137Cs в почве одного или нескольких значительных
эрозионных событий, которые могли иметь место в период между чернобыльской
аварией и первым перепахиванием поля летом-осенью 1986 г. Если это действительно
происходило, существенная часть запаса изотопа могла быть смыта вместе с тонким
поверхностным слоем почвы еще до перемешивания пахотного горизонта. В таком
случае калибровочные зависимости, предполагающие равномерное распределение
концентрации 137Cs в пахотном горизонте, дают завышенные величины средних тем¬
пов перераспределения почвы. Согласно имеющимся в нашем распоряжении метео¬
данным, достаточно интенсивные ливневые осадки наблюдались по всей северной ча¬
сти Орловской области в последней декаде августа 1986 г., наиболее сильный ливень
прошел 26.08.1986, когда выпало 25-35 мм осадков (метеостанции Мценск и Орел). В
случае, если исследуемое поле на тот момент было уже убрано, но еще не перепахано,
смыв почвы, и, соответственно, потери запаса 137Cs могли быть весьма значительными.
По нашему мнению, среднегодовые темпы деградации почвы, рассчитанные по ре¬
зультатам анализа проб, отобранных по нестандартной* методике, являются завышен¬
ными. Сравнение данных таблицы 2 с результатами приблизительной оценки смыва
за наблюдавшееся нами эрозионное событие (см. выше) показывает, что интенсивный
ливень с частотой повторяемости примерно раз в 3-4 года, выпавший на поле под бо¬
ронованным паром (т. е. при практически идеальных для развития смыва условиях)
произвел эрозионную работу, соответствующую лишь примерно 20-40% среднегодо-
82
вой денудации. Это выглядит маловероятным, особенно учитывая, что в последние го¬
ды, в условиях наблюдающегося снижения расходов воды и интенсивности смыва поч¬
вы в период снеготаяния, именно интенсивные ливни относительно редкой повторяе¬
мости играют основную роль в смыве почвы на исследуемой территории. В то же
время, различные запасы изотопа на разных элементах микрорельефа склона, по-ви¬
димому, действительно отражают величину потерь почвы за один наблюдавшийся на¬
ми ливень. В дальнейшем предполагается сравнить представленные результаты с ре¬
зультатами анализа образцов,5 отобранных на исследуемом склоне стандартным спо¬
собом (в два укола) на более благоприятном агрофоне (с уплотненной поверхности
пашни непосредственно после уборки озимых, до перепахивания), чтобы попытаться
выявить возможные источники ошибки измерений запаса изотопа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Заславский М.Н. Эрозиоведение. М.: Высш. шк., 1983. 320 с.
2. Loughran RJ. The measurement of soil erosion // Progress in Physical Geography. 1989. № 13. P. 216-233.
3. Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв. М.: Изд-во МГУ, 1993. 200 с.
4. Morgan R.P.C. Soil erosion and conservation. Second edition. Longman Malaysia Publishers, 1995. 198 p.
5. Литвин Л.Ф. География эрозии почв сельскохозяйственных земель России. М.: ИКЦ Академкнига,
2002. 255 с.
6. Соболев С.С. Защита почв от эрозии и повышение их плодородия. М.: Сельхозиздат, 1961. 232 с.
7. Швебс Г.И. Теоретические основы эрозиоведения. Киев-Одесса: Вища шк. Головное изд-во,
1981.222 с.
8. Сурмач Г.П. Почвенно-эрозионные исследования на Среднерусской возвышенности // Сельскохозяй¬
ственная эрозия и борьба с ней. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1956. С. 70-110.
9. Ларионов Г.А., Кирюхина З.П., Самодурова Л.С. Определение темпов смыва методом парных разре¬
зов // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1973. Вып. 3. С. 162-167.
10. Кирюхина З.П., Серкова Ю.В. Вариабельность морфометрических показателей подзолистых почв и
диагностика эродированности // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 2000. Вып. 12.
С. 63-70.
11. Walling D.E., Quine ТА. Calibration of caesium-137 measurements to provide quantitative erosion rate data I I
Land Degradation and Rehabilitation. 1990. № 2. P. 161-175.
12. Higgitt D.L. The development and application of caesium-137 measurements in soil erosion investigations //
Sediment and Water Quality in River Catchments. 1995. P. 287-304.
13. Walling D.E., He Q. Improved models for estimating soil erosion rates from caesium-137 measurements // Jour¬
nal of Environmental Quality. 1999. № 28. P. 611-622.
14. Голосов B.H. Использование радиоизотопов при исследовании эрозионно-аккумулятивных процес¬
сов // Геоморфология. 2000. № 2. С. 26-33.
15. Беляев В.Р., Маркелов М.В., Голосов В.Н. и др. Использование 137Cs для оценки современной агро-
генной трансформации почвенного покрова в районах чернобыльского загрязнения // Почвоведение.
2003. №7. С. 876-891.
16. Wishmeier W.H., Smith D.D. Predicting rainfall erosion losses from cropland east of Rocky Mountains. Agric.
Handbook № 282. Washington. 1965. 48 p.
17. Renard K.G., Meyer L.D., Meyer G.R. Predicting soil erosion by water - a guide to conservation planning with
revised universal soil loss equation (RUSLE). USDA. ARS. Washington. 1994.
18. Higgitt D.L. Soil erosion and soil problems // Progress in Physical Geography. 1991. № 15. P. 91-100.
19. Boardman Dearing J.A., Foster I.D.L. Soil erosion studies // Soil erosion on Agricultural Land. John Wiley &
Sons Ltd. 1990. P. 659-672.
20. Montgomery J.A., Busaca A.J., Frazier B.E., McCool D.K. Evaluating soil movement using cesium-137 and the
revised universal soil loss equation // Soil Science Society of America Journal. 1997. № 61. P. 571-579.
21. Turnage K.M., Lee S.Y., Foss J.E. et all. Comparison of soil erosion and deposition rates using radiocesium,
RUSLE and buried soils in dolines in East Tennessee // Environmental Geology. 1997. № 29. P. 1-10.
22. Иванова H.H., Голосов B.H., Маркелов M.B. Сопоставление методов оценки интенсивности эрозион¬
но-аккумулятивных процессов на обрабатываемых склонах // Почвоведение. 2000. № 7. С. 898-906.
23. Беляев Ю.Р., Беляев В.Р., Голосов В.Н., Маркелов М.В. Особенности трансформации рельефа мало¬
го освоенного водосбора северо-запада Русской равнины за период агрикультурного освоения // Гео¬
морфология. 2004. № 1. С. 50-63.
4*
83
24. Belyaev V.R., Golosov V.N., Ivanova N.N. et all. Human-accelerated soil redistribution within an intensively cul¬
tivated dry valley catchment in southern European Russia // Sediment Budgets I (Proceedings of symposium S1
held during the Seventh IAHS Scientific Assembly at Foz do Iguacu, Brazil, April 2005). IAHS Publ. № 291.
2005. P. 11-20.
25. Belyaev V.R., Wallbrink P.J., Golosov V.N. et all. A comparison of methods for evaluating soil redistribution in
the severely eroded Stavropol region, southern European Russia // Geomorphology. 2005. № 65. P. 173-193.
26. Зыков И.Г., Зайченко К.И. Почвенно-эрозионная карта землепользования Новосильской ЗАГЛОС
им. А.С. Козменко // Фитомелиорация Нечерноземья. Волгоград: ВНИАЛМИ, 1996. Вып. 1 (107).
С. 15-25.
27. План организационно-хозяйственного устройства опытного хозяйства Новосильской зональной агро¬
лесомелиоративной опытной станции им. А.С. Козменко. Орел: 1975. рукопись.
28. Арманд Д Л., Лидов В.П., Сету некая Л. Е., Хмелева Н.В. Физико-географическая характеристика Но-
восильского и Острогожского ключевых участков // Сельскохозяйственная эрозия и борьба с ней. М.-
Л.: Изд-во АН СССР. 1956. С. 38-107.
29. Арманд ДЛ. Антропогенные эрозионные процессы // Сельскохозяйственная эрозия и борьба с ней.
М.-Л.: Изд-во АН СССР. 1956. С. 7-^6.
30. Сидорчук А.Ю., Голосов В.Н. Калибровка моделей почвенной эрозии на основе изучения выпадаю¬
щих из атмосферы радиоизотопов // Почвоведение. 1993. № 7. С. 862-869.
31. Loughran R.J. The use of the environmental isotope caesium-137 for soil erosion and sedimentation studies //
Trend in Hydrology. 1994. № 1. P. 149-167.
32. Острова И.В., Силантьев A.H., Литвин Л.Ф. и др. Оценка интенсивности эрозионно-аккумулятив¬
ных процессов по содержанию в почве цезия-137 // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1990. № 5.
С. 79-85.
33. Panin A.V., Walling D.E., Golosov V.N. The role of soil erosion and fluvial processes in the post-fallout redistri¬
bution of Chernobyl-derived caesium-137: A case study of the Lapki catchment, Central Russia // Geomorpholo¬
gy. 2001. №40. P. 185-204.
34. Соболев C.C. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ни¬
ми. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1948. Т. 1. 306 с.
35. Шурикова В.И. Диагностика и классификация эродированных почв // Эродированные почвы и эф¬
фективность почвозащитных мероприятий. М.: ГИЗР, 1987. С. 88-95.
36. Сурмач Г.П. Рельефообразование, формирование лесостепи, современная эрозия и противоэрозион-
ные мероприятия. Волгоград: Нижн.-Волжск. кн. изд-во, 1992. 175 с.
37. Ларионов Г Л. Разномасштабная оценка и картографирование природной опасности эрозии почв //
Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 2000. Вып. 12. С. 49-62.
38. Бобровицкая Н.Н. Эмпирический метод расчета смыва со склонов // Сток наносов, его изучение и
географическое распределение. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. С. 202-211.
39. Атлас радиоактивного загрязнения Европейской части России, Белоруссии и Украины / Ю.А. Изра-
эль. М.: Росгидромет, Роскартография, 1998. 142 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 17.03.2006
EVALUATION OF SPATIAL AND TEMPORAL VARIABILITY
OF SOIL REDISTRIBUTION WITHIN AN ARABLE SLOPE (PART 1)
Ju.S. KUZNETSOVA, V.R. BELYAEV, M.V. MARKELOV, N.N. IVANOVA
Summary
Four independent techniques were applied for quantitative evaluation of soil redistribution rates within an arable
slope and their spatial-temporal variability over the agricultural period. Such a complex approach allows mutual con¬
trol and cross-validation of results, increasing their reliability. Sinuous pattern of the soil redistribution rate variation
along the slope is associated with the specifics of a runoff formation and rill development in the slope hollow bot¬
toms. Different temporal resolution of the techniques used has allowed making a rough estimation of contribution of
individual events into total soil losses.
84
УДК 551.435.162(470.23 + 470.25)
© 2007 г. К.В. МИХАЙЛОВ
О РАЗВИТИИ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ
НА СЕВЕРО-ЗАПАДЕ РУССКОЙ РАВНИНЫ
Овражная эрозия активно развивает¬
ся в условиях лесостепной и степной
зон, что нашло отражение на картах:
“Оценка эрозионной опасности релье¬
фа”, составленной ИГ АН СССР [1],
“Опасность овражной эрозии равнин¬
ных территорий России”, составленной
в МГУ [2], “Зоны овражной эрозии на
равнинах Восточной Европы”, состав¬
ленной в Казанском государственном
университете [3].
Северо-Запад Русской равнины тра¬
диционно рассматривается как “без-
овражная зона, или зона спорадическо¬
го оврагообразования (до 10 м/км2)” [3,
с. 5]; Е.Ф. Зорина и др. считают, что
степень опасности развития овражной
эрозии на Северо-Западе незначитель¬
на, и его территория отличается “практически полным отсутствием оврагов в настоя¬
щее время, невозможностью возникновения их в будущем в виду определенных при¬
родных условий, не способствующих оврагообразованию; ... где маловероятно обра¬
зование оврагов при антропогенном вмешательстве” [2, с. 67]. Здесь широко
распространены почти плоские заболоченные озерно-ледниковые равнины с абс. от¬
метками около 50 м, в которые врезаны многочисленные реки (абс. отм. уреза воды
~30 м). Таким образом, малая энергия рельефа, развитие мохового покрова под поло¬
гом хвойного леса, избыточное увлажнение не способствуют развитию овражной эро¬
зии. Кроме того, довольно густая гидрографическая сеть (0.7 км/км2) [4] приводит к
уменьшению длины склонов (не более 200 м). На коротких склонах по сравнению с
длинными, распространенными в степных и лесостепных районах, объем и концен¬
трация стока воды значительно меньше, что также не способствует развитию овраж¬
ной эрозии, пороговым значением для которой является интервал длины склонов
250-300 м [3].
По нашим исследованиям, которые проводились в пределах Лужско-Плюсской
озерно-ледниковой равнины (рис. 1), расположенной в подзоне южной тайги на юге
Ленинградской и севере Псковской областей, здесь активно развиваются процессы
оврагообразования в связи с антропогенным воздействием.
Особенность геологического строения территории - отсутствие мезозойского ком¬
плекса отложений. Коренные породы, выходящие на дневную поверхность - отложе¬
ния среднего девона (Dst) - представлены песками, песчаниками, пестроцветными
алевритами. Они перекрыты ледниковыми и озерно-ледниковыми отложениями вал¬
дайского оледенения, выделенными здесь как нижнекарельские (лужские) осадки (Qm).
Они представлены песками, супесями, суглинками и глинами с включениями обломоч¬
ного материала. Их мощность достигает 70 м, но местами уменьшается до 2-3 м. Озер¬
но-ледниковые отложения залегают почти горизонтально, а ледниковые, во многих
случаях, выполняют отрицательные формы доледникового рельефа.
Водоупорные горизонты, приуроченные как к четвертичным, так и к среднедевон¬
ским отложениям, способствуют формированию нескольких уровней залегания грун¬
Рис. 1. Географическое положение Лужско-Плюс¬
ской озерно-ледниковой равнины (7)
85
товых вод: на плоских понижениях во¬
дораздельной равнины - на глубине 0-
0.75 м (воды верховых болот); на при-
долинных хорошо дренированных
участках озерно-ледниковой водораз¬
дельной равнины - на глубине 1.7-2.7 м;
на склонах долин рек - на глубине от 0.8
в нижних частях до 1.75 м в верхних ча¬
стях склонов. В понижениях рельефа
часто встречаются выходы источников
с дебитом до 2 л/с [4].
Таким образом, перечисленные осо¬
бенности природных условий Лужско-
Плюсской озерно-ледниковой равнины
создают предпосылки для развития
овражных врезов. Однако образование
оврагов начинается в случае вмеша¬
тельства антропогенного фактора.
Из всех видов антропогенного воз¬
действия в пределах ландшафта Луж-
ско-Плюсской озерно-ледниковой рав¬
нины ведущую роль в развитии овраж¬
ной эрозии играют вырубка леса и
гидромелиорация.
Вырубка леса, часто несанкциониро¬
ванная, ведется не только на придолин-
ных участках водораздельной равнины,
но и на склонах речных долин. Однако
непосредственно к усилению эрозион¬
ных процессов она не приводит, но
вызывает заболачивание территории вследствие того, что атмосферная влага начина¬
ет в больших объемах аккумулироваться на поверхности, просачиваясь под моховой
покров. В результате на склоны долин она сбрасывается не по поверхности, а под по¬
верхностью, вызывая интенсивную подповерхностную эрозию. Как следствие, на
склоне образуются многочисленные провалы и просадки, которые, постепенно слива¬
ясь друг с другом, формируют промоину. Она, в свою очередь, начинает подвергаться
уже поверхностной линейной эрозии, усиление которой происходит в период весенне¬
го снеготаяния, что приводит к образованию оврага. Подтверждением того, что веду¬
щая роль в образовании оврагов в данных условиях принадлежит именно подповерх¬
ностной эрозии, является наличие четко выраженного суффозионно-эрозионного ти¬
па вершин овражных врезов [5].
При гидромелиорации сброс воды из дренажных канав, как правило, осуществляет¬
ся на верхние части склонов долин, а не в русла рек. Поэтому формирование овраж¬
ных вершин, возникающих на таких участках, идет по тому же суффозионно-эрозион-
ному типу.
Лужско-Плюсскую равнину прорезают в своих средних течениях две крупные реки -
Луга и Плюсса и их многочисленные притоки. Они сходны по гидрологическим харак¬
теристикам и морфологии долин. В качестве объекта исследования была избрана до¬
лина реки Луга на участке ее среднего течения (Среднее Полужье) и долины ее право-
бережных (Кемка, Ифенка) и левобережных (Островенка, Каменка) притоков, где
было заложено 6 ключевых участков (рис. 2).
В качестве примера рассмотрим ключевой участок № 3, где вершина оврага разви¬
вается по суффозионно-эрозионному типу. Овраг прорезает правый склон долины ре¬
ки Ифенка. Известно, что в конце XIX в. этого оврага не существовало, а данный уча¬
Рис. 2. Схема расположения ключевых участков в
Среднем Полужье
1 - ключевые участки, 2 - пойма, 3 - склоны долин,
4 - заболоченная озерно-ледниковая равнина, 5 - овраги
86
сток склона распахивался. Около
100 лет назад на водораздельной
равнине начали проводить мелио¬
ративные работы по осушению бо¬
лота. Искусственный сброс воды
осуществлялся по дренажной кана¬
ве, выведенной на верхнюю часть
склона. В результате образовался
овраг (рис. 3). В настоящее время
его длина составляет 116 м; за по¬
следние 6 лет овраг вырос на 13 м.
Продольный профиль оврага имеет
вид слабоволнистой кривой, но в
привершинной части прослежива¬
ются два уступа высотой 0.5 м и 1.4 м.
Вершина оврага имеет форму ниши:
в 2005 году ее объем составлял
1.6 м3, а в 2006 году - 3.6 м3. Таким
образом, за 1 год было вынесено
2.0 м3 материала. Поперечные про¬
фили оврага резко асимметричны.
Правый склон - обрывистый, ле¬
вый - более пологий. Ширина дни¬
ща по всей длине оврага ~3 м, а глу¬
бина вреза колеблется от 2 до 5 м.
Причиной резко выраженной асим¬
метрии склонов оврага являются
особенности геологического строе¬
ния участка. В правом склоне оврага
обнажаются девонские пески, обра¬
зуя почти вертикальную стенку. Они
подстилаются алевритами, которые
выходят на дне оврага и в нижней части его левого склона, но там они перекрыты море¬
ной. На левом склоне наблюдаются оползни. Значит овраг развивается на контакте де¬
вонских песков и морены, и это, видимо, определяет большую скорость развития эрози¬
онного процесса. Аналогично развиваются овраги и на других ключевых участках.
Таким образом, на Северо-Западе Русской равнины при определенных природных
условиях в сочетании с антропогенным воздействием возможно и осуществляется
оврагообразование. Здесь довольно многочисленны разновозрастные овраги, находя¬
щиеся на разных стадиях развития. Изучение исторических материалов позволит систе¬
матизировать овраги по возрасту, проследить динамику их развития, на основании чего
можно будет прогнозировать развитие процессов овражной эрозии в данном регионе.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Тимофеев Д.А., Былинская Л.Н. Карта оценки эрозионной опасности рельефа СССР // Закономерно¬
сти проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях (тез. докл.
IV Всесоюз. науч. конф.). М.: Изд-во МГУ, 1987. С. 24-25.
2. Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Оценка опасности оврагообразования // Геоморфо¬
логия. 2002. № 2. С. 60-67.
3. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия на равнинах Восточной Европы // Геоморфология. 1996. № 2.
С. 3-9.
4. Козлова ГЛ. Гидрологические и гидрогеологические условия в средней части бассейна реки Луги и
их изучение на учебном стационаре // Полевые физико-геогр. Исслед. в учебной географии. Л.: Изд.
ГО СССР, 1978 С. 42-53.
Топографическая Поперечные
схема оврага профили оврага
р. Ифенка /, м
Рис. 3. Овраг на правом склоне долины реки Ифенка
I—III - номера поперечных профилей
87
5. Любимов Б.П., Ковалев С.Н. О механизме формирования вершин овражных врезов в гумидной зоне //
Геоморфология. 2001. № 2. С. 66-72.
Санкт-Петербургский госуниверситет Поступила в редакцию
03.08.2006
GULLY EROSION IN THE NORTH-WEST PART OF THE EAST-EUROPEAN PLAIN
K.V. MIKHAILOV
Summary
The north-west part of the East-European Plain, is considered traditionally as the zone without gullies. Neverthe¬
less, under certain natural conditions the human intervention may cause the development of gully erosion here. The
gully situated in the valley of the Ifenka River on the south of Leningradskaya region is described as an example.
УДК 551.4.075-* 551.8(234.81)
© 2007 г. C.A. СЫЧЕВА
ПОГРЕБЕННЫЙ МИКУЛИНСКО-ВАЛДАЙСКИЙ РЕЛЬЕФ
И РАЗВИТИЕ МЕЖДУРЕЧИЙ СРЕДНЕРУССКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ
В ПОЗДНЕМ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНЕ1
Введение
В толщах четвертичных и более древних отложений платформенных равнин мож¬
но наблюдать разновозрастные формы палеорельефа [1-7 и др.]. Погребенные балки,
ложбины, овраги, фрагменты склонов, речных долин и другие палеоврезы являются
сохранившимися от разрушения свидетелями былых эпох рельефообразования. Ре¬
конструкция их развития позволяет восстановить картину полного геоморфологиче¬
ского цикла: от наибольшего расчленения междуречий путем заложения врезов до их по¬
гребения и выравнивания поверхности, происходившего на фоне главного 100000-летне¬
го ритма плейстоцена. Чаще сохраняются элементы палеорельефа, формировавшиеся
во время последнего завершенного климатического ритма “микулинское межледни-
ковье-валдайское ледниковье”. Цель данной статьи - на основании результатов изу¬
чения погребенных эрозионных врезов и заполняющих их коррелятных отложений
проследить историю развития междуречий в микулинско-валдайском климато-эрози¬
онном цикле.
Сложности реконструкции рельефа междуречий
Одними из наиболее важных объектов для палеоландшафтных реконструкций яв¬
ляются отложения крупных депрессионных форм - рек, озер, болот, погребенных до¬
лин ледникового выпахивания [7-10 и др.]. В перигляциальной зоне информативны
почвенно-лёссовые толщи, развитые на плакорах, древних аллювиальных равнинах и
пологих склонах [11-13]. Основная черта рельефа междуречий возвышенных равнин
заключается в том, что сохраняются лишь отрицательные формы и только в том слу¬
чае, если в последующем они становятся зонами аккумуляции. На водоразделах воз¬
вышенных равнин четвертичные разрезы - неполные - представлены только лёссо¬
выми горизонтами, формировавшимися в разные ледниковые ритмы и не разделен¬
ными погребенными почвами. Палеопочвы сохраняются только в палеоврезах - уце¬
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 03-05-65203).
88
левших от разрушения погребенных формах древнего рельефа: балках, ложбинах, ло¬
щинах, а также в склоновых шлейфах. Отложения, заполняющие депрессии, образованы
за счет разрушения почв и пород водоразделов и склонов [14—17], т. е. являются корре-
лятными им осадками. История развития платформенных равнин в плейстоцене, таким
образом, может быть реконструирована на основании изучения коррелятных отложе¬
ний, накопившихся в разновозрастных палеоврезах в результате денудации межбалоч¬
ных водоразделов. И если история формирования речных долин в четвертичное время
уже давно изучается [7, 8, 10, 18, 19 и др.], то найдется не так уж много работ, касаю¬
щихся проблем развития овражно-балочной сети и, следовательно, эволюции их меж¬
дуречий в плейстоцене [4, 5, 20-24].
Существование разновозрастных поверхностей выравнивания и циклов развития
эрозионного рельефа - широко известные факты, неоднократно описываемые как
геологами, так и геоморфологами [15, 16, 25, 26]. Но, как правило, эти проблемы рас¬
сматриваются для более крупных и отдаленных геологических эпох, чем поздний
плейстоцен [15, 16]. А.С. Козменко выделил в плейстоцене три эрозионных цикла, а в
каждом из них 3 стадии развития рельефа: 1) размыва - углубление первичных прото¬
ков, 2) бокового размыва и смыва - выполаживание откосов первичного протока
(удаление грунта), 3) наплыва - заполнение первичных протоков (последний цикл не¬
полный) [27]. Им и рядом других исследователей была выявлена связь развития эрози¬
онного рельефа с климатическими изменениями в ритме “оледенение-межледнико¬
вье” [20, 27-31]. Однако датирование разновозрастных поверхностей, погребенных в
четвертичных отложениях, ранее было практически невозможным из-за отсутствия
детальных стратиграфических схем строения данных отложений. Достижения палео¬
географии и четвертичной геологии последнего двадцатилетия позволили подойти к
решению этой проблемы [11-13, 32, 33 и др.]. Не менее важным оказалось выявление
причинной связи стадий развития рельефа с изменениями климата в межледниково¬
ледниковом цикле, обусловленной гляциоэвстатическими и неотектоническими по¬
движками земной коры, колебаниями уровня Мирового Океана и др. [7, 8, 34-37 и др.].
Отправной точкой в решении вопросов истории развития палеоформ и плакоров
является датирование поверхности погребенной формы, то есть определение возраста
фазы относительной стабильности последней (фиксация поверхности) - ее существо¬
вания на дневной поверхности достаточно длительное время в состоянии динамиче¬
ского равновесия [15]. Ведущей характеристикой в данном случае выступает межлед¬
никовая или интерстадиальная ископаемая почва, развитая на древней поверхности [5,
38]. Палеопедологами разработаны четкие физиономические (морфотипические)
критерии мезинского лёссово-почвенного комплекса (ЛПК) и брянской палеопочвы -
основных стратиграфических реперов лёссовых толщ последнего завершенного рит¬
ма “межледниковье-оледенение”, позволяющие уверенно их диагносцировать [33, 39-
41]. Эти почвы и являются определяющими для датирования сохранивших от разру¬
шения фрагментов позднеплейстоценового рельефа.
Мезинский педокомплекс Русской равнины сформирован в микулинское межледни¬
ковье (салынская почва), ранневалдайское похолодание (севский лёсс) и интерстади¬
альное потепление (крутицкая почва) [12, 33]. Однако столь простая схема стратигра¬
фии и, в частности, эволюции мезинского ЛПК, не объясняла сложную историю фор¬
мирования микулинско-валдайских субаэральных отложений Русской равнины.
Строение разрезов Приднестровья, Восточной и Центральной Европы, Новосибир¬
ского плато и других районов, особенно возвышенностей и предгорий, также не укла¬
дывается в предложенную схему [42^14 и др.]. Общим оставалось наличие лесной, ча¬
сто резко дифференцированной почвы в основании позднеплейстоценовой толщи и
одной-двух черноземовидных луговых почв, разделенных лёссовидными, делювиаль¬
ными или солифлюкциоными суглинками (супесями).
Позднеплейстоценовые почвы хорошо распознаваемы не только в опорных разре¬
зах, где они представлены наиболее ярко, но и в локальных условиях, в случае их ча¬
стичной денудации и более сложной развертки в депрессиях [5, 41]. В настоящий мо¬
89
мент стало возможным проследить позднеплейстоценовые почвы, развитые на раз¬
ных элементах рельефа от плакора до днищ балок и террас. Такие реконструкции,
несомненно, более достоверно можно выполнить, изучая палеоформы в карьерах, где
древние поверхности прослеживаются на большой протяженности. Там же возможно
определить степень наследования современным эрозионным циклом микулинского.
Литературные источники о погребенном микулинском рельефе
Автором собраны данные о микулинско-валдайском рельефе по Среднерусской
возвышенности и прилегающим территориям - рисунки или краткие описания палео¬
форм, дополненные данными геологических исследований.
Косвенные свидетельства о погребенном микулинско-валдайском рельефе Придес-
нинской возвышенности можно найти в ранних работах А.А. Величко и Т.Д. Морозо¬
вой [45, 46]. В пределах лощин, реконструируемых по микулинской почве, древняя по¬
верхность имела уклоны 5-6°. Вблизи долинного склона авторами отмечается “рас¬
щепление” палеопочвы на несколько уровней. У с. Хотылево на глубине 5-6 м
залегают параллельно друг другу два горизонта ископаемой почвы, разделенные сла¬
богумусированным лёссовидным суглинком мощностью 0.7-0.8 м. Еще более сильное
“расщепление” микулинской почвы отмечено в обрыве правого склона долины Десны
у с. Кормань. Здесь развиты три палеопочвы, залегающие с интервалом 0.3-0.6 м, ко¬
торые выше по рельефу сближаются. По-видимому, в этом разрезе вскрыта микулин-
ская погребенная ложбина.
На склонах крупных балочных систем межледниковая палеопочва сильно эродиро¬
вана. На левом борту современной балки Мосолов ров под толщей валдайских су¬
песей, мощность которых увеличивается вниз по склону от 0.4 до 5.0 м, обнаружены
следы микулинской почвы, фиксирующие древний балочный склон крутизной около
35°. На этом склоне почва полностью переотложена. На бровке склона, где отмечает¬
ся перегиб к плато, сохранилась часть профиля микулинской почвы in situ. Современ¬
ная балка не наследует микулинскую палеоформу. В карьере Крейдяной майдан под
семиметровой толщей валдайских лёссов сохранился только горизонт Bt микулинской
почвы мощностью 0.8-1.0 м. При продвижении выработки карьера в глубь водоразде¬
ла на 4-5 м над иллювиальным горизонтом палеопочвы появляются линзы и прослой¬
ки сильно гумусированного педолита. Выше по древнему склону вскрывается полный
профиль микулинской почвы.
В овраге Привалок (стоянка Тимоновка) реконструированы два поперечных про¬
филя одной и той же формы микулинского рельефа, вероятно ложбины [47]. В попе¬
речном срезе, расположенном ближе к долине реки, межледниковая почва в днище
балки размыта. Выше по рельефу, однако, она сохранилась. В валдайскую эпоху бал¬
ка была заполнена делювиально-солифлюкционными отложениями. Современный
овраг прорезает днище микулинской балки до мезозойских песков. Он глубже мику¬
линского палеовреза, но это вовсе не свидетельствует, как пишет А.А. Величко,
о меньшей энергии рельефа (т. е. о его меньшей степени расчлененности) в микулин-
ское время по сравнению с современным. Вероятнее предположить, что реконструи¬
рованный фрагмент микулинской балки находился дальше от борта долины, чем в на¬
стоящий период. Московское (предмикулинское) ложе долины Десны было пере-
углублено по сравнению с современным на 20 м - такова мощность погребенного
аллювия, определенная А.А. Величко [45]. По данным спорово-пыльцевого анализа
верхняя часть погребенного аллювиального комплекса могла формироваться в мику-
линское межледниковье [36,48], т. е., он начал свое развитие в позднемосковское вре¬
мя и завершил в микулинское межледниковье.
В страторайоне Мезин реконструирован древний погребенный (микулинский)
склон, более пологий, чем современный [49]. Микулинская поверхность осложнена,
по крайней мере, двумя врезами. В их днищах залегают линзы песка (вероятно, балоч¬
ный аллювий) или супеси с галькой (базальный горизонт). В зависимости от размеров
90
форм и их положения на разных элементах мезорельефа меняется строение салын-
ских (микулинских) почв, образуя палеокатену. В более глубоком врезе развиты тор¬
фянистые почвы, которые выше по рельефу сменяются лесными. Над микулинскими
палеоврезами наблюдается расщепление горизонта А1 мезинского комплекса на два-
три гумусовых горизонта. Это отражает не только дискретное заполнение древней де¬
прессии, но и фазы стабилизации рельефа и формирования почв ранневалдайских ин-
терстадиалов, то есть сложцую историю крутицкой почвы. Мы предполагаем следую¬
щий ход коэволюции палеорельефа и почв. Формирование полого склона в конце
московского оледенения было осложнено заложением двух линейных депрессий. В их
днищах накапливались пески и супеси с галькой (базальный горизонт), образованные
за счет переотложения московской морены, выходившей на поверхность выше по
склону. В следующую стадию первичной агрегации произошло частичное заполнение
одной из форм делювиально-солифлюкционными супесями. Затем наступил длитель¬
ный период стабилизации поверхности, в течение которого сформировалась микулин-
ская палеопочва. Вторая депрессия - небольшая озерная котловина - прошла еще бо¬
лее сложную эволюцию. В ее днище на зеленовато-бурой озерно-болотной супеси, пе¬
реходящей в органогенный суглинок (сапропель), развит погребенный торфяник.
Характер спорово-пыльцевого спектра позволил считать его микулинским, и, следо¬
вательно, сопоставить время формирования лесной почвы, фациально замещающей
торфяник на более автоморфных позициях, с микулинским межледниковьем, то есть
хронологически связать с ним нижнюю часть мезинского комплекса (салынскую поч¬
ву) [49]. Т.Д. Морозова описывает древнюю структуру поверхности почвенного по¬
крова как западинный микрорельеф [33]. Вероятнее всего, она отражает поперечные
профили микулинских линейных депрессий, что подтверждается наличием базальных
горизонтов, нахождением балочного аллювия в днищах и отложений озерков и тор¬
фяников в мочажинах.
По результатам изучения отложений мустьерской стоянки Бетово (Брянская обл.),
расположенной на правом долинном склоне р. Десны (западные отроги Среднерус¬
ской возвышенности), можно уверенно реконструировать погребенный микулинский
палеосклон [50]. Он обнаруживается благодаря сохранившемуся на нем фрагменту
профиля легко узнаваемой микулинской текстурно дифференцированной почвы. Вто¬
ричное врезание долины произошло уже в ранневалдайское ледниковье: новый врез
был заполнен педоседиментом, образованным из переотложенного мелкозема мику¬
линской почвы с прослойками сеноманских песков, а также гумусированного материала
почв ранневюрмских интерстадиалов. К ним и относится культурный слой стоянки. В
валдайские стадиалы микулинская форма была заполнена слоистыми делювиально-со¬
лифлюкционными супесями. Описанное выше строение отложений характерно для
подножий склонов, днищ и конусов выноса балок, где процессы денудации и аккумуля¬
ции сменяли друг друга, не прерываясь стабилизацией и развитием почв, в отличие от
верховий эрозионной сети. Заполнение палеоформы было наиболее интенсивным в
раннем вюрме, когда накопился культурный слой. Сходное строение имеет изученный
нами разрез Калач (см. ниже).
Опорный разрез Лихвин (Тульской обл.) расположен на северо-западных отрогах
Среднерусской возвышенности [32]. На рисунке в работе Л.А. Гугалинской [39] изоб¬
ражен расчлененный палеорельеф, представленный микулинскими депрессиями, уна¬
следованными от глубоких врезов в морене и почти полностью агрегированными. По
склону меняется строение сложной микулинской почвы в терминологии автора (ме¬
зинского ЛПК) от профиля А1лёсс-А1-А1А2-А2В-В1-В1 в депрессиях до профиля:
А1-В1 - на склонах. Брянская палеопочва появляется только на наиболее сниженной
поверхности. В днище наиболее глубокой депрессии развиты слоистые супеси и су¬
глинки, вероятно, балочный аллювий. В этой депрессии нет микулинской почвы
in situ. По-видимому, это низовья активной эрозионной формы - микулинской балки.
Она частично заполнялась и в ранневалдайское время, а в брянский интерстадиал су¬
ществовала как замкнутая мелкая депрессия - степное блюдце с оглеенной карбонат¬
91
ной почвой. В менее глубоких понижениях, где микулинская почва развита на супесча¬
ной толще, выделяются два горизонта Bt, нижний из которых более оглеен. Мощ¬
ность сложной микулинской почвы колеблется от 0.5 м на микроводоразделах до 1.1—
1.5 м в понижениях.
Все описанные разрезы (деснинские и окские) приречные, расположены на при до¬
линных склонах, удаленных от реки не больше, чем 1.0-1.5 км. Они приурочены к
склонам восточной или северной экспозиции, для которых характерна повышенная
аккумуляция мелкозема в последующую валдайскую перигляциальную эпоху. Этой
закономерностью - наращиванием перигляциальных отложенией на затененных
склонах - вполне объясняется повышенная мощность лессов II и III (по А.А. Величко,
[45]), развитых на правобережье Десны. В ранневалдайский этап здесь была меньшая
аккумуляция или даже преобладал транзит мелкозема, накопление последнего проис¬
ходило в микулинских депрессиях - долинах рек и в днищах крупных балок, что при¬
водило к захоронению межледниковых почв.
В балке Голубица и овраге Будайчик (центр Курской обл.), приуроченных к бассей¬
ну реки Рогозны, изучены отложения в эрозионных депрессиях московского и мику-
линско-ранневалдайского возраста [3]. Разрезы вскрывают строение водораздельных
плато вне пределов речных долин. По данным буровых работ А.И. Скомороховым
установлено наличие древней балочной сети, не совпадающей с современной. Наибо¬
лее древние слои покровной толщи слагают обычно центральные части плато, а мо¬
лодые отложения прислонены к ним, формируя относительно пониженные, придо-
линные участки водоразделов, обнажаясь в нижних частях оврагов и балок. Разрез в
овраге Будайчик, расположенный в более сниженной части водораздела, вскрыл три
лёссовых и три гумусовых слоя, относящихся к валдайскому ледниковью и его меж-
стадиалам.
Шкурлатовский страторайон находится на левом берегу Дона у г. Павловск Воро¬
нежской области [48]. В геоморфологическом отношении он относится к Калачскому
району Среднерусской возвышенности. Шкурлатовские (микулинские) слои располо¬
жены в погребенном состоянии в переуглублениях под поймой р. Таврило. Они зале¬
гают на древних духовских слоях (московский перигляциальный аллювий р. Дон) и
представляют собой пойменные отложения водотока низкого порядка, который
сформировался в московское позднеледниковье как левый приток Дона, прорезав его
террасу. Этот водоток существовал и в микулинское межледниковье, затем он был
выполнен осадками в ранне- и средневалдайское время и полностью погребен под пе-
ригляциальным аллювием Дона в позднем валдае.
Микулинско-валдайские палеоформы, изученные автором
На протяжении многих лет нами проводятся систематические исследования погре¬
бенных позднеплейстоценовых эрозионных палеоформ в действующих карьерах, рас¬
положенных на Среднерусской возвышенности и прилегающих территориях (рис. 1).
Для многих из них получены серии разрезов, позволяющие реконструировать фраг¬
менты продольных профилей линейных депрессий [4, 5, 38, 41 и др.]. Разрезы можно
разместить в условном долинно-балочном бассейне согласно их геоморфологическо¬
му положению (рис. 2).
В Михайловском карьере (запад Курской области) московско-валдайские палео¬
формы впервые описаны В.И. Галицким [2], который считал их происхождение водно¬
ледниковым. Здесь нами описаны три эрозионные палеоформы: лощина и две балки.
Неглубокая лощина (верховье микулинской балки) изучена в двух поперечных се¬
чениях [41]. Дневную поверхность палеоформы фиксирует межледниковая микулин¬
ская текстурно-дифференцированная лесная почва. Она сформировалась в две стадии
почвообразования, разделенные “вспышкой” эрозии, во время которой заложился
донный овраг. Перестройка лощины в более выположенную форму - ложбину - при¬
ходится на конец межледниковья - начало валдайского оледенения. Ложбина суще-
92
35'
40е
Рис. 1. Разрезы с микулинско-валдайскими палеоформами
Карьеры: 1 - Михайловский (разрез Железногорск), 2 - Александровский, 3 - Монастырский, 4 - Лебедин¬
ский, 5 - Калач, 6 - ус. Монастырщина, 7 - Фатьяновка. Возвышенности: I - Среднерусская, II - Калачская,
III - Придеснинская; IV - Окско-Донская равнина. Пунктиром обозначены границы Среднерусской и Ка-
лачской возвышенностей
ствовала в ранне- и средневалдайское время (о чем свидетельствуют три интерстади¬
альные разновозрастные катены) и была практически заполнена к началу брянского
потепления. Эта палеоформа проявляется только в структуре почвенного покрова, но
не наследуется современным рельефом.
В балке с крутыми склонами микулинская почва сильно эродирована и сохранилась
только в днище. Развитая уже на практически ровной поверхности брянская дерново¬
мерзлотная оглеенная почва завершает этап существования этой палеоформы, в со¬
временном рельефе она не выражена.
Склон другой, более крупной балки диагностируется благодаря сохранившемуся
иллювиально-глинистому горизонту микулинской почвы. Микулинская палеобалка
наследуется в современном рельефе ложбиной, тальвег которой смещен относитель¬
но древнего днища.
В Александровском карьере (центр Курской области) вскрыта древняя эрозионная
сеть - палеобалка с несколькими отвершками [38, 51]. Разрез является наиболее пол¬
ным для микулинского и ранне- и средневалдайских интервалов перигляциальной зо¬
ны Русской равнины (мощность осадков этого времени составляет около 10 м). Дан¬
ная форма изучалась нами на протяжении более чем 10 лет (1986-1990 гг., 1999-2005 гг.).
Восстановление несколько поперечных разрезов позволило провести площадные ре¬
конструкции рельефа на стадии развития межледниковой - микулинской, а также ран¬
невалдайских: кукуевской и стрелецкой (древнее 54 тыс. лет), средневалдайских: алек¬
сандровской (древнее 40 тыс. лет) и брянской (33140 ± 230 л.н.) палеопочв. Балка про¬
шла длительный путь развития от московского перигляциального оврага (делля) до
крупного асимметричного суходола. В микулинское межледниковье на склонах и в
93
Водораздел
Водораздел
Придолинный
склон
Долина
Река
Долина
J^A1
Рис. 2. Расположение изученных разрезов в пределах условного долинно-балочного бассейна
1 - границы элементов рельефа, 2 - расположение профилей и год опробования
днище формы была развита катена - геохимическое сочетание дерново-подзолистых
почв на склонах и серых лесных оглеенных почв в днище. В межледниковье активные
рельефообразующие процессы подавлялись почвообразованием и только в днище
балки периодически возобновлялись эрозионные процессы, приводившие к образова¬
нию донных оврагов и их дальнейшему заполнению. При переходе от микулинского
межледниковья к валдайскому оледенению в результате нестабильных экологических
условий (частых засух, сильных пожаров и послепожарных ливней, промерзания грун¬
та) активизировалась плоскостная эрозия. Вначале днище балки заилилось переотло-
женным материалом гумусово-аккумулятивного горизонта микулинской почвы, на¬
дежно защитив палеокатены, фиксирующие древнюю поверхность от дальнейшего
разрушения. Затем балка продолжила заполняться продуктами разрушения склоно¬
вых и водораздельных почв (до перегиба балочных и прибалочных склонов). На пер¬
вых этапах агрегации (в конце межледниковья) преобладающее развитие получили
флювиальные (эрозионно-аккумулятивные) и склоновые (делювиальные) процессы,
затем подключились мерзлотные (солифлюкционные) и в завершении определенную
роль сыграли эоловые процессы. В ранневалдайское время балка эволюционировала
в лощину, затем ложбину. Конусами выноса отвершков она была расчленена на не¬
сколько замкнутых депрессий (западин). Эти формы сохранились благодаря развитию
94
кукуевской и стрелецкой палеопочв, отражающих значительное замедление рельефо¬
образующих процессов. В первый средневалдайский интерстадиал (александровский)
западины слились с другими замкнутыми формами, образованными в верховьях сосед¬
них балок, также заполненных осадками. Прежняя сложно разветвленная балочная
система, глубоко внедрявшаяся на междуречье, перестала существовать. На месте ее
верховья в брянский мегаинтерстадиал сформировалось мелкое, но обширное степное
блюдце, которое было окончательно захоронено в позднем валдае. В настоящее вре¬
мя, несмотря на свои внушительные размеры (глубина от бровки до днища 5-8 м, ши¬
рина на уровне бровок 70-100 м) микулинская палеобалка в рельефе не выражена.
В структуре современного почвенного покрова отражаются ее отдельные фрагменты -
там, где они в силу последующей денудации в поздневалдайско-голоценовый эрозион¬
ный цикл приблизились к дневной поверхности. За счет дополнительного увлажнения
осадков, залегающих над палеоформами (горизонты А1 и Bt палеопочв обладают бо¬
лее тяжелым гранулометрическим составом, чем вмещающие лёссовидные суглинки),
формируются пятна лугово-черноземных почв среди преобладающих типичных и вы¬
щелоченных черноземов.
Монастырский карьер расположен в 40 км южнее предыдущего. Здесь сохранились
московские перигляциальные овраги и прибровочная часть микулинского палеоскло¬
на, вероятно, крупной циркообразной балки. Древняя поверхность фиксируется тек¬
стурно-дифференцированной почвой с мощным осветленным горизонтом А2 и иллю¬
виально-глинистым Bt. Ниже по склону над ней появляются почвы ранне- и средне¬
валдайских интерстадиалов.
В Лебединском карьере (Белгородская область) нами изучена погребенная москов-
ско-микулинская эрозионная сеть, включающая две ложбины, две лощины, овраг и
балку, унаследованную от малой реки и наследуемую (со смещением тальвега) голо¬
ценовой балкой [4]. Образованные и функционировавшие только в оледенение палео¬
формы отражают особенности развития рельефа перигляциальной зоны в условиях
холодного аридного климата. Их наиболее близкими аналогами являются овраги и
другие формы рельефа тундровой и арктической зон [37, 52, 53]. Они имеют асиммет¬
ричное строение и не содержат межледниковых погребенных почв и грубослоистого
пролювия, отражающего овражную фазу развития в условиях умеренного климата.
По их днищу развит маломощный базальный горизонт. Толща, выполняющая пери-
гляциальный палеоовраг, представлена слоистым палевым лессовидным суглинком
(московские делювиально-солифлюкционные отложения), полно развитые ископае¬
мые почвы в ней отсутствуют.
Палеоформы, образовавшиеся в конце оледенения и в начале межледниковья, от¬
ражают особенности рельефообразования в условиях не только перигляциального, но
и умеренного климата. В днищах нижней части продольного профиля таких форм раз¬
вит грубослоистый пролювий. В верховьях микулинской эрозионной сети - в выработан¬
ных днищах ложбин и лощин - накапливались отложения, коррелятные денудированным
с межбалочных плакоров. Вначале, при большой силе потока это был преимущественно
крупнообломочный материал с включением меловой гальки и фрагментов разрушенных
более древних среднеплейстоценовых почв; затем - слоистый переотложенный мате¬
риал днепровско-московских лёссов. В заполняющей толще или в выработанных дни¬
щах (облекающая толща) форм, существовавших в межледниковье, обязательно при¬
сутствуют межледниковые почвы in situ. Палеоформы отличаются сложным строением,
их морфологический облик - суходолы с двухъярусными асимметричными бортами и
плоскими днищами, несущими следы многократной донной эрозии.
Наиболее крупная из изученных палеоформ - балка - прошла развитие в москов¬
ское позднеледниковье от перигляциальной речки до суходола, затем функционирова¬
ла как устойчивая балочная система в условиях более аридного климата в начале ми¬
кулинского межледниковья и более гумидного в его второй половине, затем была ча¬
стично заполнена и стала ложбиной в валдайское ледниковье. Она со смещением
наследуется крупной балкой в поздневалдайско-голоценовом эрозионном цикле (но-
95
Рис. 3. Палеосклон погребенной микулинской балки в карьере у г. Калач (Воронежская область)
Горизонты: 1 - А1 и АВ современного чернозема, 2 - А1 позднеплейстоценовых палеопочв, 3 - Bt мику¬
линской палеопочвы, 4 - Bg александровской палеопочвы; 5 - лёсс; 6 - ранневалдайские слоистые делюви¬
ально-аллювиальные балочные отложения. Стрелками показаны места опробования
вая балка расположена параллельно). Одна из изученных палеолощин формирова¬
лась вначале как овраг (в перигляциальных условиях московского позднеледниковья),
а после значительной агрегации эволюционировала в лощину в микулинское межлед¬
никовье. В результате сильного пожара в конце межледниковья лощина вновь запол¬
нилась осадками и, вероятно, в брянский мегаинтерстадиал превратилась в ложбину.
В поздневалдайское время она была полностью погребена. Вторая из изученных па¬
леолощин претерпела сходные стадии развития, исключая стадию глубокого перигля-
циального оврага. Она неоднократно заполнялась солифлюкционными и делювиаль¬
ными отложениями и была погребена в позднем валдае. В отличие от других малых
эрозионных форм эта палеолощина, в силу близкого залегания к дневной поверхно¬
сти, наследуется в современном микрорельефе и в почвенном покрове в виде ареала
темно-серых лесных почв на фоне типичных черноземов. Палеоложбина начала раз¬
виваться как овраг в начале микулинского межледниковья, который был частично за¬
полнен продуктами овражной (в низовьях) и склоновой эрозии и превратился в лож¬
бину, выраженную в микулинском и ранневалдайском рельефе.
В карьере Калач Воронежской области описан склон погребенной микулинской
балки, изученный в двух разрезах, обнаженных в стенках карьера в 1971 и 1975 гг.
(рис. 3). Древняя поверхность фиксируется микулинской палеопочвой. Последняя бы¬
ла сильно эродирована и сохранилась наиболее полно на бровке балки. Даже в днище
сохранилась только нижняя часть профиля. Сама балка заполнена ранневалдайским
педолитоседиментом - продуктом разрушения и переотложения горизонтов микулин¬
ской почвы. Над днищем балки развиты две погребенные средневалдайские почвы:
александровская и брянская.
В карьере Монастырщина (Тульская область) описан фрагмент микулинского ба¬
лочного склона, начиная от бровки балки [44]. Он прослеживается по остаткам гори¬
зонта Bt лесной микулинской почвы, лучше сохранившихся в нижней части. В ранне-
и средневалдайские стадиалы солифлюкционными процессами был уничтожен мезин-
96
Рис. 4. Погребенная микулинская малая речная долина в разрезе Фатьяновка
Горизонты: 1 - гумусовый межледниковых и интерстадиальных палеопочв, 2 - Bt микулинской почвы; 3 -
уровень оглеения (поздневалдайская - трубчевская палеопочва); 4 - лёссовидная супесь; суглинки: 5 - лёс¬
совидные, 6 - солифлюкционно-делювиально-аллювиальные, 7 - слоистые делювиальные; 8 - аллювиаль¬
ные пески; 9 - суглинистые линзы в аллювии; 10- морена. Стрелками показаны места опробования
ский лёссово-почвенный комплекс (как микулинская, так ранневалдайские почвы) на
возвышенной части склона. В средневалдайские интерстадиалы склоновые процессы за¬
медлились, и на частично выровненном склоне микулинской балки сформировались иско¬
паемые почвы: монастырская (29100 ± 340 л.н.), а позднее брянская (24400 ± 700 л.н.).
Склон, унаследованный от микулинского, продолжал существовать и в брянский ин-
терстадиал. Это подтверждается палеокатеной - сочетанием почв по пологому скло¬
ну: дерново-карбонатных, мерзлотно-карбонатных с солифлюкционными складками
и дерново-карбонатных оглеенных. Балка полностью погребена поздневалдайским
лёссом.
В 1972 г. в разрезе Фатьяновка (Рязанская область) В.П. Ударцевым (совместно
с автором) восстановлен поперечный профиль микулинской малой реки - притока Оки
(рис. 4). Микулинская почва в условиях поймы расщепляется на два-три самостоятель¬
ных уровня, которые на склоне объединяются в один. Дерново-аллювиальная (1 ста¬
дия), дерново-подзолистая (2 и 3 стадия) палеопочвы отражают этапы стабилизации
поверхности поймы малой реки. Еще выше по склону к ним присоединяется чернозе¬
мовидная Крутицкая почва, образуя мезинский ЛПК, широко развитый на пологих до¬
линно-балочных склонах Окско-Донской равнины и Днепровской низменности. Па¬
леоводоток возник в конце московского позднеледниковья - в начале микулинского
межледниковья и был погребен в конце одного из ранневалдайских интерстадиалов. В
брянское время он уже не был выражен в рельефе - брянская почва развита на прак¬
тически ровной поверхности.
Обсуждение результатов исследования
Правобережье Десны сформировалось в четвертичную эпоху [45], ее придолинные
склоны восточной экспозиции покрыты мощным чехлом поздневалдайских лёссов.
На склонах левобережья Десны (западной экспозиции) и на западных отрогах Придес-
нинской возвышенности лёссы не столь развиты, на междуречье Десны и Судости они
и вовсе отсутствуют. Здесь на поверхность выходят московские флювиогляциальные
пески и супеси. Подобный характер распространения позднеплейстоценовых отложе¬
ний может быть объяснен различным воздействием солифлюкционных и эрозионных
97
Низовье балочной системы
(1-2 км от долины)
Микулинская откопанная балка
Верховье балочной системы
(около 10 км от долины)
Микулинская погребенная балка (А)
Голоценовая ложбина (Б)
Водораздел
Балочный
склон
ffmmwmmm
Балочный
склон
Водораздел
Днище
Тальвег 1 —►Тальвег 2
Тальвег 1 —►Тальвег 2
1
ЛУ
2
3
4
\У
Рис. 5. Откопанные и погребенные микулинские балки
Поверхности: 1 - позднемосковская; микулинско-валдайская: 2 - погребенная, 3 - реконструированная;
4 - брянская; 5 - голоценовая.
Уел. обозначения см. рис. 4
процессов на склоны разной ориентации [37]. На прогреваемых склонах южной и за¬
падной экспозиции в перигляциальной лесостепи преобладали денудационные процес¬
сы, не позволявшие накапливаться мелкозему [54, 55]. На затененных склонах север¬
ной и восточной экспозиций превалировала аккумуляция делювиально-солифлюкци-
онных суглинков.
Те же закономерности характерны и для Среднерусской возвышенности. На инсо-
лируемых склонах (южной и западной экспозиций) мощность четвертичных отложе¬
ний минимальна или они отсутствуют [20, 55], к гребню сниженных водоразделов их
мощность нарастает. Вниз по затененному склону водораздела мощность четвертич¬
ного покрова увеличивается и достигает максимума 15-20 м у бровок балок. Вверх по
балкам асимметрия процессов ослабевает и уже практически отсутствует в их верши¬
нах (лощинах и ложбинах). Погребенные полностью или частично (откопанные) эро¬
зионные формы ориентированы субпараллельно основным балкам, наибольшая мощ¬
ность четвертичных отложений в палеоформах достигает 10-15 м.
Значительное увеличение мощности отмечается в ложбинах в верховьях эрозион¬
ной сети и на седловинах в вершинах сопряженных ложбин, относящихся к различным
балочным системам. А.С. Козменко считал, что современная эрозионная сеть не от¬
капывала рельеф предшествующего (московско-микулинского) этапа [27], соглаша¬
ясь с Р.С. Ильиным, который писал, что она лишь частично наследовала современный
рельеф, как правило, создавая свой, новый [56, с. 207].
Приведенный литературный и собственный материал свидетельствует о широком
развитии откопанных и погребенных форм микулинского флювиального палеорелье¬
фа - от малых рек до ложбин и оврагов, развитых в тальвегах палеобалок, и об уча¬
стии в их эволюции различных рельефообразующих процессов. Откопанные формы
создаются в тех случаях, когда современные (поздневалдайско-голоценовые) балки
частично наследуют микулинские (рис. 5). Тогда в разрезах эрозионной сети на боль¬
ших расстояниях прослеживаются, казалось бы, непрерывные горизонты палеопочв,
которые к водоразделам постепенно выклиниваются й исчезают. В погребенных бал¬
ках, вскрытых в карьерах, хорошо видно, как веер разновозрастных почв, развитых
над днищем палеовреза, объединяется на склонах, почвы разных фаз микулинского
межледниковья сливаются в один профиль текстурно-дифференцированной почвы.
К бортам палеобалки микулинская почва постепенно утрачивает верхнюю часть про¬
филя, а затем и вовсе исчезает, так как выше прибалочных склонов она была разру-
98
Рис. 6. Последовательность заполнения балок и выравнивания рельефа
1 - нижняя граница иллювиально-глинистого горизонта микулинской почвы, косвенно отражающая мику-
линскую порверхность; поверхности: 2 - денудированная микулинская, 3 - микулинско-валдайская погре¬
бенная; 4 - направление сноса (цифрами показаны денудационно-аккумулятивные подстадии).
Остальные уел. обозначения см. рис. 4
шена в ранневалдайский стадиал. Механизм активизации эрозии в конце межледнико¬
вья в результате сильных пожаров был описан ранее [37].
Переотложенный материал почвенных горизонтов заполняет балку, залегая инвер¬
сионно по отношению к ненарушенному профилю почвы, отражая последователь¬
ность сноса и аккумуляции (рис. 6). Вначале сносился материал горизонта А1 и днище
балки заиливалось (подстадия 1 сноса и аккумуляция). На склонах и водоразделах об¬
нажался легко эродируемый элювиальный горизонт микулинской почвы. В результа¬
те усиления плоскостной эрозии на склонах, овражной - в верховьях балки, а аллюви¬
альной седиментации - в ее днище - происходило накопление материала горизонтов
А1 и А2, A2Bt, которые формировали слоистый педолитоседимент - балочные аллю¬
виально-делювиальные отложения (подстадия 2). В дальнейшем при участии соли-
флюкции в перемещение вовлекался материал наиболее устойчивого к разрушению
иллювиально-глинистого горизонта Bt (подстадия 3) и даже материнской породы ми¬
кулинской почвы - московского лёсса (подстадия 4) и подстилающих пород (подста¬
дия 5). В две последние денудационно-аккумулятивные под стадии активную роль иг¬
рали эоловые процессы, так как на водоразделах и склонах обнажались легко разве¬
ваемые днепровско-московские лёссы. Продукты их переотложения вместе с
перемещенным материалом нижних подгоризонтов Bt микулинской почвы служили
материнской породой для ранневалдайских почв.
Почвы ранневалдайских интерстадиалов - кукуевская и стрелецкая - над днищем
балки представлены наиболее полно, на пологих склонах они сливаются и образуют
единый профиль крутицкой почвы. После завершения относительно теплого ранне¬
валдайского времени следовала мощная волна похолодания - стадиал, разделяющий
ранний и средний валдай. В это время получает развитие многолетняя мерзлота, сле¬
ды которой в виде крупных псевдоморфоз наиболее полно сохранились в Алексан¬
дровском карьере (они разбивают стрелецкую почву).
При переходе к средневалдайскому потеплению импульс развития получают про¬
цессы врезания, но не столь интенсивный, как перед межледниковьем. В это время за¬
кладывается ложе I надпойменной террасы (ее высокого уровня). На склонах в значи¬
тельной степени агрегированных в ранневалдайское время микулинских форм возникает
сеть первичных оврагов - предалександровских деллей, которые быстро заполняются
лёссоподобными отложениями. Поверхность плакоров в результате срезания межбалоч¬
ных водоразделов и заполнения депрессий еще больше нивелируется. На уже выров¬
ненной поверхности формируются средневалдайские почвы: александровская и слож¬
ная брянская. И хотя они развиты более широко, но все же отсутствуют на высоких
частях склонов и на водоразделах, что свидетельствует о существовании на междуре¬
99
чьях замкнутых понижений (западин, блюдец) над бывшими днищами микулинских
крупных балок, где эти почвы сохранились от уничтожения.
Как показывают исследования погребенных балок, чем больше глубина вреза, тем
более полно и детальнее отражена эволюция не только самой палеоформы, но и исто¬
рия междуречий (рис. 7). На пологих склонах и в неглубоких ложбинах почвенно-ли-
тологические записи накладываются друг на друга, при этом многие из них утрачива¬
ются и с трудом поддаются расшифровке. Там, где глубины палеоврезов и мощности
заполнений значительны, появляются новые стратиграфические горизонты в виде ин¬
терстадиальных почв, криогенных деформаций, разнообразных микрофаций делю¬
вия, аллювия, пролювия, солифлюксия и других отложений, отсутствующих не только
на водоразделах, но и на большей части склонов. Благодаря этому изучение отложе¬
ний в палеобалках (особенно в их верхних и средних звеньях) позволяет в деталях вос¬
становить последовательность преобразований форм, происходящую под влиянием
движений земной коры на фоне климатического цикла “межледниковье-оледенение”
и, тем самым, реконструировать эволюцию не только эрозионной сети, но и историю
развития междуречий, впоследствии в значительной степени денудированных.
В эволюции погребенных палеоформ и, следовательно, междуречий, можно выде¬
лить прогрессивную и регрессивную ветви развития, разделенные фазой стабилиза¬
ции и формирования межледниковых почв. Прогрессивная ветвь включает две основ¬
ные стадии. Во-первых, интенсивное врезание в конце предшествующего московского
оледенения. Об этом свидетельствуют сверхглубокие погребенные врезы под мику-
линским аллювием II надпойменных террас. Они дали импульс сильнейшему расчле¬
нению междуречий (заложению эрозионной сети). Во-вторых, сглаживание откосов,
частичное заполнение форм и формирование шлейфов у подножий долинных скло¬
нов. В итоге в московское позднеледниковье (к началу микулинского межледниковья)
формируется разветвленная эрозионная сеть, представленная сложными балочными
системами с двухъярусными асимметричными бортами. Они глубоко внедряются в
междуречья, создавая узкие плакоры и разбивая их на обособленные увалы. В мику-
линское межледниковье получает развитие и третья фаза - относительной стабилиза¬
ции форм или динамического равновесия (стадия фиксации рельефа междуречий поч¬
венным и растительным покровами). Активная эрозия ограничивается крутыми бор¬
тами и днищами речных долин и балок, донные овраги формируют широкие плоские
днища. Возможен также некоторый рост форм в верховьях.
Регрессивная ветвь также включает несколько стадий. 4 стадия - основное заполне¬
ние балок, начавшееся в конце межледниковья и активно протекавшее в начале валдай¬
ского ледниковья, вызвавшее отмирание верховий, превращение сложных балочных си¬
стем в более простые линейные формы. Междуречья становятся менее расчлененными,
приобретают вид более выровненных поверхностей; увеличивается протяженность их
склонов. 5 стадия - расчленение линейных форм на ряд замкнутых западин и несколь¬
ко импульсов их агрегации в ранне- и средневалдайские стадиалы за счет неоднократ¬
ного срезания гребней и денудации склонов. Это очень важная стадия в эволюции
междуречий, в ходе которой они становятся плоскими, осложненными неглубокими
западинами и обширными блюдцами на месте сочленения верховий соседних уже по¬
чти полностью заполненных осадками балок. Возможны подстадии врезания в начале ин-
терстадиалов, но не столь интенсивные, как первичные, а также подстадии стабилизации
форм в ранне- и средневалдайские интерстадиалы, сопровождающиеся формированием
палеопочв. 6 - погребение форм, формирование плоских междуречий и длинных поло¬
гих склонов в максимум валдайского оледенения. ,
Этап максимального врезания (расчленения водоразделов) приходится на заключи¬
тельную фазу московского позднеледниковья. В это время закладываются основные
эрозионные формы, у которых, однако, были разные пути эволюции. Одни заполни¬
лись московским солифлюксием и в микулинское межледниковье уже не были выра¬
жены в рельефе, другие - продолжали существовать, как менее глубокие балки или
лощины. В начале микулинского межледниковья эрозионная сеть продолжала расти,
100
Рис. 7. Полнота и детальность строения почв и отложений в зависимости от мощности позднеплейстоценового покрова и глубины палеоврезов
Горизонты: 1 - А1 современных (голоценовых) почв, 2 - А1 брянской палеопочвы, i-Al мезинского комплекса и его составляющих почв: микулинских и валдайских
(кукуевской, стрелецкой, александровской), 4 -Bt, 5 - Bg, 6 -А2; 7 - поздневалдайская почва; - лёсс; 9 - делювиально-солифлюкционные отложения
осваивая водоразделы. Разумеется, формирование эрозионной сети сопровождалось
аккумуляцией коррелятных отложений в ее днищах, которая, однако, не компенсиро¬
вала масштабов врезания. Улучшение биоклиматических условий в межледниковье и
особенно повышение гумидности способствовало закреплению склонов и днищ эрози¬
онных форм растительностью и развитию почвенных катен. Рельефообразующие
процессы значительно снизили скорости и проявлялись локально и эпизодически. Во
вторую половину микулинского межледниковья эрозия в основном ограничивалась
днищами палеоформ. Донные овраги, как правило, сохранились в верховьях балок,
где они впоследствии были заполнены оглеенным суглинком или педолитоседимента-
ми, образованными из разрушенных горизонтов микулинской почвы.
Нами выделено не менее трех крупных этапов усиления денудации склонов и среза¬
ния межбалочных водоразделов за счет солифлюкционных и эрозионных процессов.
Первый - в конце микулинского межледниковья и в первый ранневалдайский стадиал,
что отразилось в накоплении педолитоседимента в палеобалках и его аналога - внут-
римезинского лёсса - на склонах. Второй - в стадиал, разделяющий ранний и средний
валдай (доалександровский), зафиксированный более широким развитием средневал¬
дайских почв и накоплением лёссов в депрессиях. И третий - поздневалдайский (по-
слебрянский), проявившийся в наращивании мощности лёссов на склонах и в депрес¬
сиях. В эти интервалы происходило разрушение гребней межбалочных водоразделов,
удлинение и выравнивание долинно-балочного склона.
В максимум оледенения возвышенные плато имели плоский выровненный рельеф.
Балки были большей частью агрегированы, превратились ложбины или цепочки за¬
падин [5, 38]. В это время задается наибольшая гравитационная энергия рельефа, чему
способствует регрессия Мирового океана, достигавшая в максимум оледенения 113—
118 м (по новым данным до 130 м) [34 и др.]. Таким образом, создалась крайне не¬
устойчивая геоморфологическая ситуация, когда небольшое потепление и увеличение
осадков вызывало в системе “водораздел - склон - речная долина - море (океан)”
мощную ответную реакцию. Усилению эффекта неустойчивости способствовало пе¬
риодическое развитие многолетней мерзлоты. На водоразделах, пологих склонах и
террасах накапливался большой объем воды в твердом виде (в льдистых породах, тер¬
мокарстовых западинах, псевдоморфозах), который при потеплении способствовал
катастрофическому размыву и формированию переуглубленных врезов. На водораз¬
делах и склонах формировались делли (термоовраги), соединявшие западины и блюд¬
ца. В результате в конце валдайского оледенения вновь началось интенсивное расчле¬
нение водоразделов. Но эти процессы относятся уже к новому поз дневал дайско-голо-
ценовому эрозионному циклу.
Выводы
1. На Среднерусской возвышенности и в прилегающих районах сохранилось немало
следов погребенной и частично откопанной микулинской эрозионной сети. Эти палео¬
формы разнообразны: от донных промоин и погребенных оврагов до крупных балоч¬
ных систем и фрагментов речных долин. Вместе они образуют микулинско-валдай-
ский палеорельеф.
2. В депрессионных палеоформах строение отложений гораздо более полное, чем в
разрезах плакоров, террас и склонов, что делает их изучение перспективным для ре¬
шения вопросов не только их собственной эволюции, но и истории развития междуре¬
чий.
3. Эрозионный геоморфологический цикл протекает на фоне изменяющегося кли¬
мата в главном 100000-летнем ритме плейстоцена “межледниковье-оледенение” со
смещением на фазу и начинается с заключительной фазы ледниковья, а заканчивает¬
ся в максимум следующего оледенения.
4. Заложение новой эрозионной сети происходило в каждое позднеледниковье. Это
приводило к тому, что плакоры в начале межледниковья были наиболее расчленены.
102
В межледниковье и в интерстадиалы гравитационно неустойчивый рельеф фиксиро¬
вался растительным и почвенным покровами. Выравнивание междуречий в последую¬
щее оледенение происходило за счет срезания прогреваемых склонов и водоразделов,
заполнения депрессий и наращивания затененных склонов. В максимум оледенения
обширные плакоры имели плоскую поверхность с отдельными западинами и блюдца¬
ми.
5. В каждый новый эрозионный цикл, разворачивавшийся на фоне климатического
ритма “межледниковье-оледенение”, формировалась своя эрозионная сеть, которая,
пройдя несколько стадий развития, заполнялась осадками и отмирала. В следующий
эрозионный цикл ее элементы могли иметь три пути развития: 1) разрушались, 2) со¬
хранялись в погребенном виде, 3) наследовались вновь создаваемой эрозионной сетью
(частично откапывались). Чем выше ранг эрозионной формы, тем больше у нее было
шансов сохраниться в рельефе и наследоваться в следующем климато-эрозионном
цикле.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Антонов С.И., Болысов С.Ю., Мысливец В.И. Криогенные реликты в рельефе и рыхлых отложениях
бассейна Средней Протвы //Геоморфология. 1992. № 1. С. 37-49.
2. Галицкий В.И. О древних погребенных формах рельефа на северо-восточном борту Днепро-Донец¬
кой впадины // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1962. № 6. С. 79-80.
3. Заррина Е.П., Краснов И.И., Скоморохов А.И., Спиридонова Е.А. Стратиграфия и палинология лёс¬
совидных пород центра Среднерусской возвышенности // Палинология плейстоцена и голоцена. Л.:
Изд-во ЛГУ, 1981. С. 13-32.
4. Сычева С.А. Московско-валдайский погребенный рельеф придолинных междуречий Среднерусской
возвышенности // Геоморфология. 2003. № 3. С. 72-91.
5. Сычева С.А. Эволюционный анализ плейстоценовых погребенных малых эрозионных форм // Гео¬
морфология. 1996. № 3. С. 27-38.
6. Шанцер Е.В. Некоторые новые данные по стратиграфии четвертичных отложений Среднего Повол¬
жья в связи с вопросом о погребенных почвах в делювиальных шлейфах // Тр. ком. по изуч. четвер-
тич. периода. 1935. Т. IV. Вып. 2. С. 37-60.
7. Возраст и генезис переуглублений на шельфах и история речных долин. М.: Наука, 1984. 216 с.
8. Горецкий Г.И. Аллювиальная летопись великого пра-Дона. М.: Наука, 1970. 492 с.
9. Обедиентова Г.В. Эрозионные циклы и формирование долины Волги. М.: Наука, 1977. 240 с.
10. Шанцер Е.В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания закономерно¬
стей строения и формирования аллювиальных свит // Тр. Ин-та геол. наук. 1951. Вып. 135.
№ 55. 275 с.
11. Веклич М.Ф. Палеоэтапность и стратотипы почвенных формаций верхнего кайнозоя. Киев: Наук,
думка, 1982. 202 с.
12. Величко А.А., Грибченко Ю.Н., Губонина З.П. и др. Основные черты строения лёссово-почвенной
формации // Лёссово-почвенная формация Восточно-Европейской равнины. Палеогеография и стра¬
тиграфия. М.: ИГРАН, 1997. С. 5-24.
13. Судакова Н.Г., Антонов С.И., Болиховская Н.С. и др. Новейшие отложения и палеогеография Ок¬
ско-Донской древнеледниковой зоны. Смоленск: Маджента, 2004. 119 с.
14. Ласточкин А.Н. Рельеф земной поверхности. Л.: Недра, 1991. 340 с.
15. Марков К.К. Основные проблемы геоморфологии. М.: ОГИЗ, 1948. 342 с.
16. Тимофеев Д.А. Поверхности выравнивания суши. М.: Наука, 1979. 270 с.
17. Уфимцев Г.Ф. О понятии “коррелятные отложения” // Геоморфология. 1985. № 2. С. 27-33.
18. Васильев Ю.М. Отложения перигляциальной зоны Восточной Европы. М.: Наука, 1980. 172 с.
19. Грищенко М.Н. Плейстоцен и голоцен бассейна Верхнего Дона. М.: Наука, 1976. 228 с.
20. Сурмач Г.П. Рельефообразование, формирование лесостепи, современная эрозия и противоэрозион-
ные мероприятия. Волгоград: Ниж.-Волж. кн. изд-во, 1992. 175 с.
21. Скоморохов А.И. К развитию форм овражно-балочного рельефа // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1981.
№5. С. 114-121.
22. Скоморохов А.И. Флювиальный процесс и динамика балочных систем // Геоморфология. 1991. № 2.
С. 16-24.
103
23. Хруцкий С.В., Косцова Э.В. Формирование рельефа под влиянием изменений климата в перигляци-
альных условиях (на примере центральночерноземных областей) // Геоморфология. 1981. № 3.
С.92-96.
24. Хруцкий С.В. Проблемы формирования балок в связи с изменением климата плейстоцена // Геомор¬
фология. 1985. № 1. С. 17-21.
25. Дэвис У. Геоморфологические очерки. М.: Изд-во иностр. лит., 1962. 455 с.
26. Пенк В. Морфологический анализ. М.: Географгиз, 1961. 359 с.
27. Козменко А.С. Борьба с эрозией почвы на сельскохозяйственных угодьях. М.: Сельхозиздат,
1963. 208 с.
28. Асеев А.А. Влияние климатических ритмов четвертичного периода на развитие эрозионной сети //
Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1963. № 1. С. 8-14.
29. Дедков А.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Поволжье. Казань: Изд-во
КазГУ, 1970. 255 с.
30. Мозжерин В.И. О соотношении денудационного выравнивания и долинообразования в перигляциаль-
ном и умеренном климатах // Тез. докл. Всесоюзн. совещ. “Климатический фактор рельефообразова-
ния”. Казань: Изд-во КазГУ, 1978. С. 20-22.
31. Равский Э.И. Осадконакопление и климаты Внутренней Азии в антропогене. М.: Наука, 1972. 335 с.
32. Болиховская Н.С. Эволюция лёссово-почвенной формации Северной Евразии. М.: Изд-во МГУ,
1995. 270 с.
33. Морозова Т.Д. Развитие почвенного покрова Европы в позднем плейстоцене. М.: Наука, 1981. 282 с.
34. Былинский Е.Н. Влияние гляциоизостазии на развитие рельефа Земли: Автореф. дис. ... докт. геогр.
наук. М.: ИГ АН СССР, 1988. 46 с.
35. Васильев Ю.М. Осадконакопление и морфогенез в перигляциальной зоне межледниковье + леднико¬
вье // Тез. докл. Всесоюзн. совещ. “Климатический фактор рельефообразования”. Казань: Изд-во
КазГУ, 1978. С. 16-18.
36. Грину к М.П., Постоленко Г Л. Врез рек, накопление и фациальный состав аллювия в связи с ритмич¬
ными изменениями климата в позднем кайнозое // Изв. ВГО. 1982. Т. 114. Вып. 3. С. 215-220.
37. Дедков А.П., Мозжерин В.Н., Ступишин А.В., Трофимов А.М. Климатическая геоморфология дену¬
дационных равнин. Казань: Изд-во КазГУ, 1977. 224 с.
38. Сычева С.А. Эволюция балочной системы в климатическом ритме “оледенение-межледниковье” //
Геоморфология. 1997. № 2. С. 100-111.
39. Гугалинская Л Л. Почвообразование и криогенез центра Русской равнины в позднем плейстоцене.
Пущино: Изд. НЦБИ, 1982. 204 с.
40. Глушанкова Н.И. Плейстоценовый педогенез и палеогеография ископаемых почв Русской равнины:
Автореф. дис. ... докт. геогр. Наук. М.: МГУ, 1994. 60 с.
41. Сычева С.А. Эволюционный анализ позднеплейстоценовых катен и геосистем (на примере разреза
Железногорск). М.: Изд. ИГ РАН, 1993. 87 с.
42. Зыкина В.С., Волков И.А., Дергачева ММ. Верхнечетвертичные отложения и ископаемые почвы Но¬
восибирского Приобья. М.: Наука, 1981. 204 с.
43. Иванова И.К., Любин В.П., Праслов Н.Д. Геология палеолита Восточной Европы (ископаемый чело¬
век и следы его деятельности как элементы стратиграфии) // Бюл. по изуч. четвертич. периода. 1989.
№ 58. С. 49-57.
44. Сычева С.А. Реконструкция этапов развития микулинского палеосклона (бассейн Верхнего Дона) //
Геоморфология. 2002. № 4. С. 111-120.
45. Величко А.А. Геологический возраст верхнего палеолита центрального района Русской равнины. М.:
Изд-во АН СССР, 1961. 296 с.
46. Величко А.А., Морозова Т.Д. Микулинская ископаемая почва, ее особенности и стратиграфическое
значение // Антропоген Русской равнины и его стратиграфические компоненты. М.: Изд-во АН
СССР, 1963. С. 101-146.
47. Величко А.А., Грехова Л.В., Губонина З.П. Среда обитания первобытного человека тимоновских сто¬
янок. М.: Наука, 1977. 143 с.
48. Шевырев Л.Т., Алексеев Л.И., Спиридонова Е.А. Палеогеография и биоценоз микулинского времени
юго-востока Русской равнины // Нов. м-лы по палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. Уфа:
Башк. кн. изд-во, 1986. С. 29-37.
49. Величко А.А., Губонина З.П., Морозова Т.Д. О возрасте перигляциальных лёссов ископаемых почв
по данным изучения озерно-болотных отложений у с. Мезин // Докл. АН СССР (ДАН СССР). 1964.
Т. 150. № з. с. 23-37.
50. Тарасов Л.М. Мустьерская стоянка Бетово и его природное окружение // Палеоэкология древнего че¬
ловека. М.: Наука, 1977. С. 18-31.
104
51. Сычева С.А., Гунова В.С. Результаты изучения позднеплейстоценового лёссово-почвенного комплек¬
са в погребенной балочной системе Средне-Русской возвышенности // Бюл. Комис. по изуч. четвер-
тич. периода. М.: ГЕОС, 2004. № 65. С. 86-101.
52. Воскресенский К.С. Современные рельефообразующие процессы на равнинах Севера России. М.:
Изд-во МГУ, 2001. 263 с.
53. Косов Б.Ф. Заметки об овражной эрозии в тундре, лесной зоне, лесостепи и в пустыне // Вопр. эрозии
и стока. М.: Изд-во МГУ, 1962. С. 191-208.
54. Бабанов Ю.В. Асимметрия рельефа: причины и следствия. Казань: Изд. Каз. пед. ин-та, 1979. 97 с.
55. Скоморохов А.И. Структура чехла субаэральных отложений внеледниковой зоны (на примере бас¬
сейна Сейма) // Пограничные горизонты неогена и антропогена КМА и Верхнего Дона. Воронеж:
Изд-во ВГУ, 1982. С. 101-107.
56. Ильин Р.С. Происхождение лёссов. М.: Наука, 1978. 235 с.
Ин-т географии РАН Поступила в редакцию
20.12.2005
BURIED MIKULINО-VALDAI RELIEF AND WATERSHEDS EVOLUTION
OF THE MIDDLE-RUSSIAN HIGHLAND DURING THE LATE PLEISTOCENE
S.A. SYCHEVA
S ummary
The analysis of the correlative deposits in the Mikulino-Valdai balkas pushes forward the problem of watershed
evolution in the Late Pleistocene. The previous geomorphologic stage began with the genesis of overdeepened basins
of the II (above the flood-plain) terrace and with the formation of the new drainage network on the watersheds. Dur¬
ing the Mikulino interglacial relief of the watersheds was in a state of dynamic balance (the stabilisation stage). At
the end of the interglacial the sheet wash became active, alternating with the solifluction in the first cold stage. The
balkas were filled with pedosediments, turned to dells and hollows, and disintegrated into chain of shallow depres¬
sions. In the Early and Middle Valdai epoch balka’s watersheds were repeatedly cut, their surfaces being planed.
During the maximum of glaciation watersheds stayed flat with large superimposed pading. At the end of the Valdai
epoch the drainage network was readjust once more and deep incised valleys reappeared.
105
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№1
январь-март
2007
Юбилеи
ЕКАТЕРИНА ФЕДОРОВНА ЗОРИНА - ИССЛЕДОВАТЕЛЬ ОВРАГОВ
И ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ
5 апреля 2007 года научная общественность
будет отмечать юбилей Екатерины Федоровны
Зориной - доктора географических наук, члена-
корреспондента Академии проблем водохозяй¬
ственных наук, члена Межвузовского научно¬
координационного совета по проблеме эрозион¬
ных, русловых и устьевых процессов при МГУ,
ведущего научного сотрудника Географическо¬
го факультета МГУ.
После окончания кафедры гидрологии суши
Географического факультета МГУ по специаль¬
ности “гидрология” Е.Ф. Зорина более 10 лет ра¬
ботала в отделе водных путей Центрального
НИИ экономики и эксплуатации водного транс¬
порта, пройдя путь от инженера до старшего науч¬
ного сотрудника. Ее научная деятельность была
связана с изучением транспортирования водно¬
грунтовой смеси речными землесосами. Результа¬
ты исследований послужили основой для создания
одной из первых систем автоматического управ¬
ления работы землесосами. В 1965 г. по этой тематике она успешно защитила диссерта¬
цию на соискание ученой степени кандидата технических наук, руководителем которой
был Н.И. Маккавеев, сыгравший большую роль в ее дальнейшей научной деятельности.
В 1969 г. по приглашению Н.И. Маккавеева Екатерина Федоровна возвращается на
Географический факультет МГУ в качестве старшего научного сотрудника Научно-
исследовательской лаборатории эрозии почв и русловых процессов. Здесь под руко¬
водством Б.Ф. Косова она занимается исследованиями оврагообразовательного про¬
цесса, разработкой методов расчета параметров оврагов на разных стадиях их развития,
натурными исследованиями распространения и развития овражной эрозии в различных
природных зонах. С 1983 г. она возглавляет это научное направление, продолжая разви¬
вать разработки Н.И. Маккавеева и Б.Ф. Косова и внося новые идеи и подходы в изуче¬
ние овражной эрозии. При этом она использует результаты своих работ по транспорту
грунта в трубопроводах земснарядов для выявления физических закономерностей фор¬
мирования и развития оврагов. Именно благодаря этому, Е.Ф. Зорина в последние годы
предложила оригинальную формулу транспортирующей способности потоков, которая
положена в основу моделей прогноза овражной эрозии и еще не оцененной в должной
мере специалистами, занимающимися эрозионно-аккумулятивной деятельностью рус¬
ловых потоков в целом.
Е.Ф. Зориной сформулировано понятие “потенциала овражной эрозии”, как коли¬
чественного выражения потенциальных возможностей территории по возникновению
106
и развитию оврагов. Ею разработана модель, содержащая алгоритм расчета “потен¬
циала” по комплексу природных показателей. На основании экспериментальных и на¬
турных исследований предложена характеристика стадийности развития оврагов, а
также обоснованы особенности распределения расходов воды по порядкам потоков в
овражно-балочных системах. В последнее время Екатерина Федоровна большое вни¬
мание уделяет вопросам изучения влияния овражной эрозии на экологию урбанизиро¬
ванных территорий, разработке принципов оценки опасности оврагообразования в го¬
родах, а также возможности использования овражно-балочных систем в качестве ре¬
креационных зон и природных заповедников.
В 2002 г. Е.Ф. Зорина защитила докторскую диссертацию по теме “Овражная эро¬
зия: закономерности и потенциал развития”. Результаты исследований были исполь¬
зованы проектными и научно-исследовательскими организациями. Составленные на
основании проведенных под руководством Е.Ф. Зориной исследований карты опасно¬
сти развития линейной эрозии и ее прогноза вошли в состав материалов, подготовлен¬
ных в рамках ГНТП “Экологическая безопасность России” и “Экология России”,
“Экологический атлас России”, “Атлас природных и техногенных опасностей и рис¬
ков чрезвычайных ситуаций в Российской Федерации”, которые в ближайшее время
будут изданы в виде “Национального атласа России”.
Е.Ф. Зорина - крупнейший в России специалист по овражной эрозии, методам ее
исследования и прогнозирования в различных природно-антропогенных условиях. Ее
книга “Овражная эрозия: закономерности и потенциал развития” была удостоена пре¬
мии Ученого совета Географического факультета МГУ.
Свои знания и опыт Е.Ф. Зорина передает студентам и аспирантам, читая курс лек¬
ций на кафедре эрозии почв факультета почвоведения МГУ и осуществляя руковод¬
ство кандидатскими диссертациями. Е.Ф. Зорина - один из наиболее активных авто¬
ров журнала “Геоморфология”.
Коллеги, ученики и друзья Екатерины Федоровны поздравляют ее с юбилеем, от
всего сердца желают творческого долголетия, бодрости духа, доброго здоровья, бла¬
гополучия и радости на долгие-долгие годы.
Коллектив НИЛ Эрозии почв и русловых
процессов им. Н.И. Маккавеева МГУ,
Редколлегия журнала “Геоморфология”
107
Леониду Леонидовичу Розанову - 70 лет!
topi
t
20 февраля 2007 года исполняется семьдесят лет Леониду Леонидовичу Розанову,
старшему научному сотруднику Института географии РАН, доктору географических
наук, геоморфологу, географу, геоэкологу, при¬
знанному специалисту в области школьной гео¬
графии.
Он родился в Москве в семье служащих.
Окончил в 1959 г. Московский государственный
педагогический институт им. В.И. Ленина по
специальности “География и биология”, прора¬
ботал два года учителем географии в одной из
школ Москвы.
Экспедиционная работа началась с 1960 года
в полевых отрядах Института географии РАН.
В 1961 г. по рекомендации Юрия Александрови¬
ча Мещерякова был принят в Научно-исследо¬
вательскую лабораторию геологических крите¬
риев оценки перспектив нефтегазоносности
(в настоящее время ВНИИзарубежгеология)
для работы в должности старшего техника, а за¬
тем младшего научного сотрудника (с 1962 г.) в
геолого-геоморфологических экспедициях на
Европейском севере России.
По прошествии шести полевых сезонов в де¬
кабре 1966 г. поступил в очную аспирантуру Отдела геоморфологии Института гео¬
графии АН СССР. С самого начала обучения в аспирантуре у Юрия Александровича
Мещерякова был привлечен к коллективной работе - созданию “Карты современных
вертикальных движений земной коры Восточной Европы” м-ба 1: 2500000 (1973). В
последующем он участвовал в создании “Геоморфологической карты СССР” м-ба
1:2500000(1987).
В 1970 г. Л.Л. Розанов защитил кандидатскую диссертацию на тему “Методика
структурно-геоморфологического изучения речных долин (на примере северо-восто¬
ка Русской равнины)”.
Л.Л. Розанов - автор геотехноморфологии - научного направления в географии, а
также концепции геотехнопространства (географического технопространства), тео¬
ретических основ изучения технолитоморфогенной трансформации окружающей сре¬
ды. Основные положения этого направления вошли в защищенную им в 1998 г. док¬
торскую диссертацию “Технолитоморфная трансформация окружающей среды”, в
которой раскрыто новое научное представление об особом морфогенетическом про¬
цессе преобразований и новообразований морфообъектов земной поверхности и сла¬
гающего их вещества — геотехноморфогенезе, обобщены и систематизированы техно-
морфологические воздействия на земную поверхность.
В течение 25 полевых сезонов Леонид Леонидович проводил экспедиционные ис¬
следования на европейском Севере и Юге России, а также на Украине, в Грузии, Азер¬
байджане, Казахстане, Таджикистане, на побережьях Баренцева, Белого, Черного,
Каспийского, Аральского морей, результаты которых опубликованы в 180 научных
трудах, в том числе шести книгах.
Кроме того, интересы ученого охватывают такое актуальное направление, как со¬
вершенствование и модернизация среднего географического образования. Он один из
разработчиков государственного стандарта среднего образования по географии
(2004). Опубликованные им в 2005-2006 гг. концептуальная основа школьной геогра¬
фии, концепция модернизации школьных учебников по географии, программы про¬
фильного обучения в средней школе (10-11 классы) по элективным курсам “Геоэколо¬
108
гия” и “Введение в общую географию”, учебное пособие “Геоэкология” для профиль¬
ных классов общеобразовательных учреждений, книга для учителя “Геоэкология” - это
определенный вклад в интеграцию географической науки и школьного образования.
Леонид Леонидович - эксперт конкурсов проектных и исследовательских работ
школьников по географии и геоэкологии, активно работал в Федеральном эксперт¬
ном совете по общему образованию (секция география) Министерства науки и обра¬
зования РФ, им прорецензирован ряд научных и учебных публикаций.
Л.Л. Розанов отличается преданностью науке, которой он посвятил свою жизнь -
географии, серьезным и основательным подходом к любому делу, за которое он бе¬
рется. Он верный товарищ и надежный спутник в дальних экспедициях и ближних по¬
ходах.
Леонид Леонидович полон новых идей и планов. Коллеги, поздравляя юбиляра, же¬
лают ему крепкого здоровья и творческих успехов в его научной деятельности.
Коллектив Лаборатории геоморфологии ИГРАН,
Редколлегия журнала “Геоморфология”
109
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ l
январь-март
2007
ВНИМАНИЮ АВТОРОВ
Уважаемые авторы! В связи с рекомендациями, принятыми на совещании у вице-
президента РАН академика Н.А. Плата с главными редакторами журналов РАН от
22 июня 2005 г., автору (авторам) при сдаче новой статьи в редакцию необходимо за¬
ключить ДОГОВОР о передаче авторского права на издание статьи.
Текст ДОГОВОРА размещен на сайте Издательства “Наука” www.naukaran.ru или
его можно получить в редакции по адресу 1-й Хвостов пер., 13.
ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
Геоморфология - единственный в нашей стране специальный журнал, посвященный изучению релье¬
фа Земли и формирующих его процессов. В нем публикуются научные статьи и заметки по вопросам гео¬
морфологии суши, берегов и дна морей, палеогеоморфологии, статьи, посвященные результатам исполь¬
зования материалов геоморфологических исследований в народном хозяйстве и применению новых мето¬
дов в геоморфологии. Статьи по неотектонике и палеогеографии принимаются лишь в том случае, если
рассматриваемые в них вопросы имеют непосредственное отношение к геоморфологии. Дискуссии при¬
ветствуются, но лишь не носящие личного характера и имеющие общенаучный интерес. Журнал не печа¬
тает мнение одного автора о квалификации другого, а лишь замечания по его работе, имеющие чисто на¬
учное значение. В журнале публикуются также рецензии на новые научные работы по перечисленным
вопросам и хроникально-информационные сообщения о состоявшихся научных съездах, конференциях,
совещаниях.
Статьи, представляемые в журнал, должны излагать существенные, законченные и еще не опублико¬
ванные результаты научных исследований. Редакция просит авторов при подготовке статей руководство¬
ваться изложенными ниже правилами. Статьи, оформленные не по правилам, будут возвращаться авто¬
рам без рассмотрения по существу.
1. Вся статья (таблицы, примечания, заголовки, иностранные вставки, список литературы, подрису¬
ночные подписи, резюме, сноски) набирается на компьютере - шрифт 14 через 1.5 интервала с полями:
верхнее - 3 см, нижнее - 2 см, левое - 3 см, правое - 1.5 см. Большие статьи желательно дробить на разде¬
лы с подзаголовками (необходимо четко обозначить соподчинение подзаголовков между собой). Руко¬
пись представляется в двух экземплярах.
2. Объем статей, включая список литературы и подрисуночные подписи, не должен превышать: для
работ, имеющих общее значение - 18 стр. текста; для научных сообщений, посвященных частным вопро¬
сам, и работ по методике научных исследований - 12 стр.
В конце статьи на отдельных страницах в следующем порядке прилагаются: 1) список литературы; 2)
краткое резюме на русском и английском языках объемом не более 10 строк, отражающее основную
идею и выводы автора; 3) таблицы (каждая на отдельной странице); 4) подрисуночные подписи; 5) рисун¬
ки (каждый на отдельной странице).
Нумерация страниц должна быть сплошной, включая список литературы, резюме, таблицы и подрису¬
ночные подписи.
3. Список литературы с порядковыми номерами дается не в алфавитном порядке, а по упоминанию в
тексте, независимо от языка, на котором дана работа. В него включаются только работы, на которые
имеются ссылки в тексте статьи. В ссылке на работу, помечаемой в тексте, дается в квадратных скобках
только порядковый номер работы и, если необходимо (в случае приведения цитаты в тексте) - страница.
Библиографическая справка дается по следующей форме:
110
I. Книги и статьи из сборников.
Аристархова Л.Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа. М.: Изд-во МГУ,
1979. 152 с.
Уровень, берега и дно океанов / Клиге Р.К., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А. и др. М.: Наука, 1978. 191 с.
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Медленные гидротермические движения почвенно-грунтовых масс на
склонах (крип) // Методы полевых геоморфологических экспериментов в СССР. М.: Наука, 1986. С. 77-90.
II. Статьи из журналов.
Федоров В.В. Морфоскульптура гайотов хребта Наска // Геоморфология. 1985. № 3. С. 62-69.
Боков В.А., Клюкин А.А. Влияние гидротермических движений на развитие склонов флишевого низ-
когорья Крыма// Изв. ВГО. 1987. Т. 119. Вып. 1. С. 53-57.
III. Авторефераты диссертаций.
Гласко М.П. Соотношение блоковых морфоструктур и современных движений равнинно-платфор¬
менных территорий: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии РАН, 1984. 26 с.
Просьба строго придерживаться этой формы, обращая особое внимание на знаки препинания между
словами.
4. Единицы физических величин даются по системе СИ.
5. В десятичных дробях употребляется только запятая, но не точка: 0,35.
6. Нумерация сносок дается не постраничная, а сквозная цифровая.
7. Рисунки (штриховые и полутоновые, не более Ъ-А рис.), представляются в электронном виде в двух
экземплярах, отдельно от рукописи и ни в коем случае не приклеиваются к ее страницам. Все рисунки,
схемы, графики, карты должны быть четко выполнены в размере, обеспечивающем ясность понимания
всех деталей. Фотографии - на глянцевой бумаге в двух экземплярах (ксерокопии фотографий не прини¬
маются!). Надписи на рисунках следует, по возможности, заменять цифровыми или буквенными обозна¬
чениями, объясняемыми в тексте статьи или в подписях к рисункам. На обороте рисунка указывается его
порядковый номер. Ссылки на рисунки и таблицы даются в тексте статьи, а их местоположение (по пер¬
вому упоминанию) указывается на левом поле.
8. Все элементы формул должны быть размечены! Следует различать прописные и строчные буквы,
когда они одинаковы по начертанию и отличаются только размерами. Прописные буквы подчеркивают¬
ся двумя черточками снизу, строчные - двумя черточками сверху. Необходимо тщательно выписывать
похожие между собой буквы, а также делать различие между буквой О и нулем (0), для чего последний
подчеркивается квадратной скобкой снизу. Индексы и показатели степеней помещаются строго ниже или
выше тех символов, к которым они относятся, их положение показывается круглой скобкой вниз или
вверх; штрихи четко отделяются от единицы, а единица - от запятой. Греческие буквы подчеркиваются
красным карандашом, латинские - знаком курсива (волнистой линией).
9. Никакие сокращения слов в тексте, кроме общепринятых сокращений метрических мер, механичес¬
ких, тепловых, магнитных и прочих единиц измерений, и т.д., и т.п., и пр., не допускаются.
В конце статьи автор указывает полностью: фамилию, имя и отчество; место работы; домашний и
служебный адреса, номера телефонов и адрес электронной почты.
В редакцию должны поступить обязательно: 2 экземпляра текста статьи, рисунков и фотографий +
+ дискета с текстом и дискета с файлами штриховых и тоновых рисунков, а также заполненный и
подписанный автором ДОГОВОР1 о передаче авторского права на издание статьи.
Редакция сообщает, что наборный экземпляр рукописи является окончательным текстом и в последу¬
ющем никакая правка не допускается, корректура авторам не рассылается.
1 Текст Договора размещен на сайте Издательства “Наука” www.naukaran.ru или его можно получить в
редакции по адресу 1-й Хвостов пер., 13
111
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В. Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Сдано в набор 10.11.2006 Подписано к печати 28.12.2006 Формат бумаги 70xl00Vi6
Офсетная печать Усл.печ.л. 9,1 Усл.кр.-отт. 2,5 тыс. Уч.-изд.л. 10,5 Бум.л. 3,5
Тираж 265 экз. Зак. 2021
Учредители: Российская академия наук, Институт географии РАН
Адрес редакции: 119017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Издатель:Академиздатцентр “Наука”,
117997 Москва, Профсоюзная ул., 90
Оригинал-макет подготовлен МАИК “Наука/Интерпериодика”
Отпечатано в ППП “Типография “Наука”, 121099 Москва, Шубинский пер., 6
Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2007, № 1