Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2002

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
АПРЕЛЬ-ИЮНЬ
JV® 2 - 2002
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Тимофеев Д.А. От Дэвиса до наших дней: чему учит история геоморфологии	 3
Гусаров А.В. Тенденции изменения эрозии и стока взвешенных наносов в Северной Америке во
второй половине XX столетия	 9
Дискуссии
Бадюкова Е.Н. Геоморфологические и литологические признаки существования "пластовых" потоков
в Северном Прикаспии в позднехвалынское время	 27
Гарцман Б.И., Карасев М.С. О принципах регионального анализа русловых процессов малых и
средних рек и их антропогенной динамики	 42
Геоморфология и народное хозяйство
Кутузов Т.В. Вертикальные русловые деформации и их учет при проектировании подводных пе -
реходов коммуникаций	 52
Методика научных исследований
Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Оценка опасности оврагообразования	 60
Кошкарев А.В., Мерзлякова И.А., Чеснокова И.В. Географические информационные системы в
эколого-геоморфологических приложениях	 68
Ласточкин А.Н., Попов С.В. Результаты и методика геоморфологическиого картографирования
подледно-подводного рельефа впадины Ламберта и ее обрамления (Восточная Антарктида)		80
Научные сообщения
Агатова А.Р., Хьюл В. Ван, Мистрюков А.А. Динамика ледника Софийского (Юго-Восточный
Алтай): последний ледниковый максимум - 20 век	 92
Беляев В.Р. Особенности оврагообразования в разных природных условиях	 105
Потери науки
Александр Иванович Скоморохов (1927-2001)	 111
© Российская академия наук,
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 2002 г.

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
APRIL-JUNE
* 2 - 2002
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Timofeyev D.A. From Davis through nowadays: what the history of geomorphology is teaching us	 3
Gusarov A.V. Trends in erosion rates and suspended sediment yield in North America during the second half
of the XX century	,	 9
Discussions
Badukova E.N. Geomorphologic and depositional indicators of Late Khvalynian "bedded" flows in the
Northern Pricaspian	 27
Gartsman B.I., Karasev M.S. Principles of regional analysis of channel processes in the small and middle -
size rivers and their man-induced dynamics	 42
Geomorphology and economy
Kutuzov T.V. Vertical channels deformations and their accountability in the submerged communication
crossing design	 52
Methods of research
Zorina E.F., Nikol'skaya I.I., Prokhorova S.D. Evaluation of gully hazard	 60
Koshkarev A.V., Merzlyakova I.A., Chesnokova I.V. GIS in the ecological-geomorphologic applications....	68
Lastochkin A.N., Popov S.V. Technique and results of geomorphologic mapping of submarine-subglacial
relief of Lambert basin and its frame (Eastern Antarctica)	 80
Short communications
Agatova A.R., Hule V.Van, Mistrykov A.A. Dynamics of Sophiysky glacier (South-Eastern Altay): the late
glacial maximum - XX century	   92
Beliaev V.R. Characteristics of gully formation at the different natural settings		 105
Obituary
Alexander Ivanovich Skomorokhov (1927-2001)	 Ill
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
2002
УДК 551.4.011
© 2002 г. Д.А. ТИМОФЕЕВ
ОТ ДЭВИСА ДО НАШИХ ДНЕЙ: ЧЕМУ УЧИТ ИСТОРИЯ
ГЕОМОРФОЛОГИИ1
Геоморфология оформилась как самостоятельная наука в 80-х годах XIX в., т.е.
—120 лет тому назад. В это время была предложена обобщающая концепция, объяс¬
няющая особенности рельефа земной поверхности, сформулированы методы и постав¬
лены задачи науки, определены направления исследований происхождения и истории
развития неровностей поверхности Земли.
В становлении геоморфологии как одной из наук о Земле огромную роль сыграл
В.М. Дэвис, хотя сам он не употреблял слово "геоморфология" и, как это ни странно,
не написал учебника геоморфологии. Конечно, учение Дэвиса возникло не на пустом
месте и не случайно. До него многие естествоиспытатели в разных странах занимались
описанием и объяснением форм земной поверхности. В их числе были и непосредст¬
венные учителя Дэвиса - геологи, изучавшие тогда совсем неизвестный "дикий" Запад
США. Но именно Дэвису Провидением была оказана честь создания новой науки, с
чем он блестяще справился. То, что геоморфология с самого своего рождения и до сих
пор является наукой объяснительной, эволюционно-генетической, то, что в ней сна¬
чала была создана общая теория, а затем и до наших дней идет работа по описанию,
типизированию, классификации объектов и процессов морфогенеза, несомненная за¬
слуга В.М. Дэвиса.
В последующей истории науки о рельефе не раз делались попытки разрушить
гегемонию дэвисовской дедуктивной теоретической модели циклического развития
рельефа и предложить альтернативную общую теорию. Схему географических циклов
Дэвиса и его модель "структура - процесс - стадия" критиковали и при его долгой
жизни, и после его кончины. Но все поползновения на создание иной, заменяющей
дэвисовскую общей теории рельефообразования не увенчались успехом. Инициаторы
пересмотра идей Дэвиса часто объявляли, что они избавились от ига устаревших схем,
опираясь на новые факты, которыми не располагал Дэвис, на новые методики и ме¬
тодологии научных исследований, на новые запросы общества. И они, конечно, внесли
много нового и ценного в научную геоморфологическую мысль, но по существу не вы¬
ходили, да и не могли, не должны были выходить за рамки эволюционно-генетического
объяснения рельефа земной поверхности. В самом деле они лишь развивали, уточняли
основополагающие идеи Дэвиса. Это относится и к В. Пенку, которого часто проти¬
вопоставляют Дэвису, что не соответствует истине. В действительности В. Пенк
считал своим учителем В.М. Дэвиса и утверждал, что он лишь развивает и углубляет
его теорию. Чтобы в этом убедиться, достаточно внимательно ознакомиться с
перепиской этих двух великих ученых, приведенной в книге Р. Чорли и др. [1].
Не смогли разрушить схему Дэвиса и, главное, предложить взамен равноценную
общую теорию ни французские, ни немецкие, тогда молодые ученые середины XX в., 11 Текст доклада на 2-х сократических чтениях по географии. Плес, 2001.
3

предложившие климатическую (климато-генетическую) парадигму (Ж. Трикар,
А. Шоллей, А. Кайё, X. Мортенсен, Ю. Бюдель). Не вышел за рамки циклов Дэвиса
и "гондванский взгляд" Л. Кинга. Концепции морфоструктуры и морфоскульптуры
И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова или геоморфологических формаций Н.А. Фло-
ренсова также достаточно хорошо согласуются со схемой морфогенеза В.М. Дэвиса и,
точнее, вытекают из нее.
Итак, заложенная в начале теоретическая основа геоморфологии остается таковой
на протяжении всей 120-летней истории науки. Не будем рассуждать, хорошо это или
плохо. Так случилось, точнее, так должно было случиться. В этом и преимущество
нашей науки и ее слабость. В этом состоит внутренний стимул к развитию геомор¬
фологии - каждому хочется превзойти Дэвиса.
Завершая вводное слово о роли В.М. Дэвиса в создании основ теории и методо¬
логии геоморфологии, следует отметить два существенных обстоятельства. Обычно
критики идей Дэвиса концентрируются на теории географических циклов, утверждая,
что схема циклов слишком дедуктивная и ее трудно применять к анализу генезиса и
истории развития рельефа конкретных территорий. На самом деле В.М. Дэвис пред¬
ложил эту схему на основе конкретных фактов о сосуществовании в рельефе Аппала¬
чей, Великих равнин и Запада Северной Америки серии выровненных поверхностей
(названных им пенепленами), разделенных зонами уступов. Трудности же приложения
теоретической схемы циклов конечно же имеются, так как строение земной поверх¬
ности более сложное, чем предполагает любая общая теория. Как показал наш опыт
анализа геоморфологической истории южной аридной Монголии, горно-равнинный
рельеф этой области сохраняет в своем облике и в толщах коррелятных осадков
свидетельства нескольких циклов эрозии, нескольких фаз расчленения в разных кли¬
матических палеоусловиях [2]. Не всегда удается легко определить, какой конкретно
комплекс форм рельефа относится к тому или иному циклу, тем более к какой из его
стадий. Впрочем, судьба теории циклов Дэвиса - это судьба любой общей теории. Не
следует забывать также, что Дэвис прежде всего был преподавателем и должен был в
своих лекциях найти возможность объяснить студентам, каким образом формируется
тот или иной рельеф теоретически, в некоторых идеальных условиях. Дедуктивный
подход для этой цели наиболее подходящий.
Второе обстоятельство, на которое обычно мало обращают внимания, это другая
модель (формула), предложенная Дэвисом. Как сейчас бы сказали, он разработал фак¬
торную модель морфогенеза: структура - процесс - стадия. Каждый член этой триады
дал развитие основным направлениям геоморфологии. Из анализа структуры (имеется
в виду геологическая структура региона) оформились структурная геоморфология и
морфотектоника, из процесса - динамическая и климатическая, из стадии - история
развития рельефа, его хронология и палеогеоморфология.
Анализ истории геоморфологии показал, что в ней можно выделить несколько
этапов, каждый из которых различался интересами и задачами, методами и подходами
[3-6]. Выделяя этапы, мы имеем в виду изменения в приоритетных интересах геомор¬
фологических исследований. Геоморфологи ставили перед собой новые задачи и с тем
или иным успехом решали их. В этом проявилось общее правило научного познания
мира: чем больше мы узнаем о нем, тем больше вопросов он (мир) нам задает. Во¬
истину прав был Сократ, говоривший: "Я знаю лишь то, что я ничего не знаю".
Новые задачи вызывались разными причинами. Это и появление новых фактов,
требующих объяснения, и новых методов и технологий, в том числе, например, разра¬
ботка принципов системного анализа во второй половине XX в., и новые требования
практики, и, наконец, индивидуальные особенности тех или иных ученых. Как показы¬
вает анализ глав коллективной международной монографии, в которой собраны статьи
по истории геоморфологии в 53 странах [7], всюду изменения интересов происходили
примерно одинаково и одновременно (в том числе и в так называемых закрытых
странах). Это свидетельствует о том, что развитие региональной (национальной) науки
подчиняется общему ходу развития теории и практики познания, внутренней логике
4

познания разных сторон объекта исследований - рельефа земной поверхности, а имен¬
но его морфологии, происхождения, возраста, динамики. Все это выразилось в том,
что с появлением новой задачи, новой парадигмы старые задачи не снимались с по¬
вестки дня, но к ним добавлялись новые и тем самым сфера деятельности геомор¬
фологии расширялась и углублялась.
В истории науки о рельефе земной поверхности с конца XIX в. выделяется пять
этапов. Здесь мы не рассматриваем додэвисовскую предысторию нашей науки, отсы¬
лая читателя к соответствующим работам [8-10].
Первый этап оформления геоморфологии как самостоятельной науки охватывает
последние два десятилетия XIX в. и три - четыре десятилетия XX в. В этот период
были сформулированы основы теории, разработана методология, определены объект и
предмет науки и очерчено место геоморфологии в круге наук о Земле. Этот первый
("эволюционно-генетический") этап прошел под эгидой работ В.М. Дэвиса и В. Пенка
и вызванной их идеями критики. Главная задача, которая решалась в это время - по¬
знание генезиса и истории развития рельефа.
Геоморфология преподавалась главным образом на географических факультетах
университетов, в том числе и В.М. Дэвисом, однако понималась и понимается до сих
пор как наука комплексная геолого-географическая. Сам Дэвис считал, что его задача
"научить геологов географическому методу", т.е. познанию рельефа земной поверх¬
ности, помочь выяснению строения и эволюции земной коры. Таким образом, основа¬
тель нашей науки ставил перед геоморфологией геологическую задачу. И в дальней¬
шем эта задача оставалась одной из ведущих. Так, и В. Пенк, и Л. Кинг, и И.П. Гера¬
симов, и Н.А. Флоренсов считали, что изучение земного рельефа геоморфологичес¬
кими методами необходимо в основном для познания недр. В течение первого этапа
истории геоморфологии такая постановка задачи вполне себя оправдывала, в том
числе и при поисках полезных ископаемых. Но позднее выяснилось, что геоморфология
попала в некую методологическую ловушку. Дело в том, что геологические дис¬
циплины и методы бурно развивались, особенно историческая геология, стратиграфия,
тектоника, динамическая геология, геофизика. Широко использовавшийся на первых
порах геоморфологический (географический, по В.М. Дэвису) метод к середине XX в.
стал второстепенным, дополнительным, даже необязательным. И если в конце XIX в.
геологи изучение региональных особенностей начинали с анализа рельефа, то в
последующем, а порой и до сих пор мы видим обратную картину: региональные гео¬
морфологические характеристики обычно начинаются с анализа данных по страти¬
графии, литологии, тектоники, а особенности геоморфологического строения и истории
рельефа объясняются при помощи геологических данных.
Это сказалось и на терминологии: обилие в геоморфологическом словаре чисто гео¬
логических, особенно тектонических терминов неоспоримо. Принципы многих геомор¬
фологических классификаций также геологические. Достаточно взглянуть на легенды
общих геоморфологических карт, особенно аналитических, чтобы убедиться в примате
геологической составляющей. Цвет - главный выразитель картографической инфор¬
мации на многих геоморфологических картах, отдан этой геологической составляющей
(например, морфоструктуре). Характеристики же самого рельефа - его морфология,
генезис, возраст, обычно показываются системой дополнительных обозначений.
Направленность "классической" дэвисовско-пенковской геоморфологии на решение
геологических задач противоречила и сложившейся в большинстве стран системе об¬
разования. Геоморфологии обучались в основном на географических факультетах уни¬
верситетов, а работать геоморфологи были вынуждены в геологических службах. О
различиях в направлениях геоморфологических исследований, в том числе и связанных
с местом получения специального образования, писал американский геолог Р. Расселл.
Он даже предложил разделить науку о рельефе на две части: географическую, кото¬
рая должна заниматься изучением географического распространения форм рельефа в
современных ландшафтах [11], и геологическую, изучающую внутреннее строение,
происхождение и историю развития рельефа [12]. Можно не соглашаться с этой
5

"американской" оценкой задач геоморфологии, но она отражает "брожение умов", про¬
явившееся в середине прошедшего столетия, которое некоторыми учеными даже было
объявлено кризисом в теории и методах геоморфологии [10].
Естественно, такое положение не устраивало некоторых геоморфологов, особенно
геоморфологов-географов. Эволюционно-историческая геоморфология, базировавшая¬
ся на примате геологической составляющей морфогенеза и мало занимавшаяся проб¬
лемами роли рельефа в природном и антропогенном ландшафте, должна была усту¬
пить первенство в исследованиях географических (ландшафтных) взаимосвязей между
рельефом, рельефообразующими процессами и климатом, растительностью, почвами,
деятельностью человека.
Эволюционно-генетическое направление, однако, не сдавало своих позиций и офор¬
милось в систему исследований, получивших название "денудационной хронологии".
Основными объектами изучения стали поверхности выравнивания и террасы в речных
долинах и на морских побережьях. Усилия британских, немецких, российских геомор¬
фологов в этом направлении дали возможность как для глобальных и межрегиональ¬
ных корреляций выровненных поверхностей и террас и установления основ геомор¬
фологической хронологии, так и для выяснения механизмов формирования поверхнос¬
тей выравнивания (пенепленов, педипленов, педиментов, полигенетических поверх¬
ностей) в разных тектонических и климатических условиях. Одним из важных обоб¬
щений стала концепция о геоморфологическом этапе развития рельефа Земли [13].
Все же неудовлетворенность геологическим приматом в геоморфологии и недос¬
таточным вниманием к вопросам географической - экзогенной составляющей морфо¬
генеза продолжала оставаться. Так, Ю.А. Мещеряков [14] в 1967 г., анализируя исто¬
рию советской геоморфологии, подчеркивал, что перспективы развития нашей науки
заключается в углублении исследований традиционных, эволюционно-генетических, в
частности палеогеоморфологических, и в усилении изучения современных, главным
образом экзогенных природных и антропогенных процессов. Автор называл это перс¬
пективное направление кинематикой рельефа. Позднее оно получило название "мор¬
фодинамическое направление".
В 40-х и особенно в 50-60-х годах XX столетия были сформулированы основы
теории и методологии географической геоморфологии, известной под названием "кли¬
матическая геоморфология" (А. Шоллей, Ж. Трикар, П. Биро, А. Кайё, Ж. Дрэш),
или "климато-генетической геоморфологии" у немецких авторов (Ю. Бюдель, X. Мор-
тенсен и др.). В СССР ярким сторонником географического направления в геоморфо¬
логии был И.С. Щукин.
Климато-геоморфологический подход к рельефу и морфогенезу, ставший ведущим в
середине прошедшего столетия в большинстве "геоморфологически образованных"
стран, особенно европейских, позволил вскрыть новые стороны рельефообразования, в
том числе и его генезиса, и эволюции. Были выяснены основные черты геоморфоло¬
гической (климато-геоморфологической) зональности (Ж. Трикар и А. Кайё, М.Б. Гор-
нунг и Д.А. Тимофеев, А.П. Дедков, Ю. Бюдель, X. Меншинг, X. Мортенсен,
X. Блюме и др.). Но надо отметить, что корни климатической геоморфологии находят¬
ся в работах географов конца XIX в. (В.В. Докучаев, С. Пассарге, А. Пенк) и, в част¬
ности, в климатических типах циклов эрозии В.М. Дэвиса. Заслугой исследователей
середины XX в. является не столько провозглашение новой теории и новых подходов,
как они порой заявляли, сколько то, что геоморфология стала более комплексной, бо¬
лее географической.
В это же время (середина прошлого столетия) начались исследования рельефа и
процессов рельефообразования количественными методами, появились первые работы
по физическому и математическому моделированию морфологической структуры зем¬
ной поверхности. Толчком к развитию этого необходимого направления была работа
Р. Хортона [15] о строении русловых систем. Позднее этот подход с различным успе¬
хом применялся для моделирования эволюции склонов, морских берегов, морфологии
речных русел, эолового песчаного рельефа. Надо сказать, однако, что первый опыт
6

физического моделирования был предложен гораздо ранее В. Пенком в его
знаменитом "Морфологическом анализе" - дифференциальный метод изучения релье¬
фа, в частности склонов.
В 60-70-х годах XX в. с внедрением в геоморфологию принципов теории систем
количественные методы получили теоретическую основу для широких обобщений.
Примером могут служить работы по анализу количественных данных о твердом и
растворенном речном стоке, которые дали возможность оценить интенсивность совре¬
менной денудации в глобальном и крупнорегиональном масштабах [16, 17]. Но в
основном количественный подход применялся и применяется для изучения интенсив¬
ности отдельных рельефообразующих процессов, как эндогенных (составление карт
современных движений земной коры), так и экзогенных. Надо сказать, что таких
данных пока еще очень мало и на их основании трудно проводить межрегиональные
сопоставления и определять корреляционные зависимости между процессами и мор¬
фологией земной поверхности. Стационарные исследования хода и интенсивности
рельефообразующих процессов до сих пор проводятся лишь в редкой сети пунктов
наблюдений и не имеют достаточной длительности.
Начиная с 60-70-х годов XX в. в мировой геоморфологии, как и в других науках о
Земле, усилился интерес к динамике рельефообразующих процессов и самого рельефа.
В структурной геоморфологии и морфотектонике это было связано с появлением
теории новой глобальной тектоники - тектоники литосферных плит. Новая геодина-
мическая модель эволюции Земли заставила и геоморфологию, в первую очередь пла¬
нетарную и межрегиональную, пересмотреть причинно-следственные связи между гео¬
динамикой литосферы и эволюцией рельефа дна океанов и материков. Конечно, это
стало возможным после получения новых данных о строении рельефа океанского дна и
широкого развития методов дешифрирования материалов космических съемок. В на¬
шей стране начало таких морфодинамических геоморфологических построений в пер¬
вую очередь связано е работами И.П. Герасимова, суммированными в одной из его по¬
следних монографий [18]. Другая возможность получения новой информации о геоди¬
намике литосферы и ее поверхности появилась с развитием морфометрических иссле¬
дований и измерений соотношения вершинной и базисной поверхностей [19]. Эти ис¬
следования активизировали геологическое направление в современной геоморфологии.
Одним из направлений в объединении традиционных эволюционно-генетических и
новых морфогеодинамических исследований может стать изучение геоморфологичес¬
ких режимов [20, 21], в котором сочетается история эволюции земной коры и ее
поверхности с динамикой земных недр и рельефа, в том числе и современных эндо- и
экзогенных перемещений масс.
Морфодинамическая парадигма стала ведущей и в экзогенной геоморфологии в
последней четверти XX столетия [5]. Естественным продолжением этих морфодинами¬
ческих исследований становится экологическая геоморфология [22] как реакция на
общую экологизацию естествознания. Оба эти направления - морфодинамическое и
экологическое - остаются главными и сейчас, хотя обобщающих монографических
трудов до сих пор еще не создано.
Итак, геоморфология за свою более чем вековую историю прошла многоэтапный
путь развития. Анализируя историю нашей науки, можно сделать несколько выводов,
извлечь несколько уроков.
Первый урок заключается в том, что наука развивается от простого (описание
объекта) к сложному, к постановке сложных, комплексных и все увеличивающихся в
числе решаемых задач. В геоморфологии это выражалось в том, что познание объекта
изучения - рельефа земной поверхности и процессов его эволюции, динамики и
функционирования, закономерно требовало разностороннего анализа все большего чис¬
ла фактов, частных и общих аспектов как самого рельефа, так и внешних по от¬
ношению к нему факторов. Организационно это обусловило возникновение и развитие
все большего количества направлений в геоморфологии (структурная, историческая
климатическая, динамическая, антропогенная, экологическая, эстетическая и другие
7

геоморфологии). При этом появление новых задач и парадигм не означало, что пре¬
дыдущие проблемы уходили в прошлое и становились ненужными. Поле деятельности,
сфера интересов и возможности нашей науки все время расширяются, внедряясь в
смежные, а порой и отдаленные области познания окружающего мира и самих себя.
Урок второй. Идеи и теории претерпевают взлет, когда все большее число ученых
начинает заниматься решением той или иной проблемы. Позже наступает спад инте¬
реса, что выражается в уменьшении числа публикаций на данную тему. Но обычно
этот спад не означает полного забвения данной темы, задачи, метода. Просто они ста¬
новятся "одними из", так как появляются новые задачи и новые идеи. Примеров этого
история геоморфологии дает много. Укажу лишь на один - проблему поверхнос¬
тей выравнивания. Эта проблема была поставлена в самом начале оформления нашей
науки В.М. Дэвисом и его учителями-предшественниками. У нас в России на эту проб¬
лему впервые обратил внимание И.Д. Черский, объясняя происхождение плоскогор¬
ного рельефа Восточной Сибири. Но настоящий бум проблема поверхностей выравни¬
вания пережила в 50-70-х годах XX в. в связи с работами по денудационной хроноло¬
гии. В последней же трети ушедшего столетия эта тема стала "рядовой", в какой-то
степени обыденной при региональных исследованиях, но отнюдь не главной, не
модной.
Подсчеты показывают, что при 100-120-летнем возрасте геоморфологии она пе¬
режила 4-5 этапов смен научных тематических приоритетов. В среднем на один этап
приходится по 25-30 лет (от 15 до 50).
Урок третий. Границы государств, даже закрытых, не препятствуют распростра¬
нению научных идей и знаний. Примечательно, что этапы смен парадигм в геоморфо¬
логии во всем мире проходили синхронно. Это интересная тема для геоморфологичес¬
кого науковедения, но можно с уверенностью утверждать, что идеи, особенно пра¬
вильные, обладают способностью к глобальному распространению. В этом, в частнос¬
ти, убеждает внимательный анализ статей в уже упоминавшейся монографии, издан¬
ной Международной ассоциацией геоморфологов [7].
Четвертый урок. Предложенная в начале общая теория, если, конечно, она доста¬
точно глубоко и логично объясняет изучаемый объект, может длительное время оста¬
ваться основой всех последующих исследований и новых концепций. В геоморфологии
такой теорией является генетико-эволюционная теория географических (геоморфоло¬
гических) циклов В.М. Дэвиса. До сих пор эта теория (это учение) не опровергнута и
лишь углубляется и расширяет сферы своего применения.
В заключение необходимо сказать, что, вероятно, ряд высказанных выше положе¬
ний может вызвать возражения. Многое из написанного в этой статье имеет субъек¬
тивный характер. Однако автор стремился привлечь внимание коллег к изучению
истории науки о рельефе, к некоторым общим закономерностям этой истории, к ве¬
ликому сожалению еще пока полностью не написанной.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Chorley R.J., Beckinsale R.P., Dunn A.J. The History of the Study of Landforms. V. 2. The Life and Work of
William Morris Davis. London: Methner a. Co LTD, 1973. 874 p.
2.	Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Аридный цикл в пустыне Гоби // Геоморфология. 1997. № 1. С. 25-38.
3.	Тимофеев ДА. Старые и новые пути развития геоморфологии //Геоморфология. 1981. № 4. С. 31-43.
4.	Тимофеев ДА., Борсук О.А., Уфимцев Г.Ф. Геоморфология вчера, сегодня и завтра // Геоморфология.
1999. № 4. С. 3-9.
5.	Дедков А.П., Тимофеев ДА. Зарубежная геоморфология во второй половине XX в. // Геоморфология.
1992. № 1. С. 3-12.
6.	Дедков А.П. Геоморфология на пороге нового века: пройденные этапы и современные тенденции //
Геоморфология. 2001. № 1. С. 3-9.
7.	The Evolution of Geomorphology. Chichester: 1993. 539 p.
8.	Николаев Н.И. История развития основных представлений в геоморфологии // Очерки по истории
геологических знаний. М.: Изд-во АН СССР, 1958. Вып. 6. С. 3-96.
8

9.	Chorley R.J., Dunn A.J., Beckinsale R.P. The History of the Study of Landforms. V. 1. Geomorphology before
Davis. London: Methner a. Co LTD, 1964. 678 p.
10.	Марков K.K. Основные проблемы геоморфологии. M.: Географгиз, 1948. 343 с.
11.	Russell R.J. Geological geomorphology //Bull. Geol. Soc. Amer. 1958. № 1. P. 234—241.
12.	Russell R.J. Geographical geomorphology // Ann. Assoc. Amer. Geographers. 1949. № 1. P. 36-43.
13.	Герасимов И.П., Мещеряков ЮЛ. Геоморфологический этап в истории Земли // Изв. АН СССР. Сер.
геогр. 1964. № 6. С. 3-12.
14.	Мещеряков ЮЛ. Изучение рельефа земной поверхности и развитие геоморфологии // Развитие наук о
Земле в СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1967. С. 338-353.
15.	Horton R.E. Erosional development of streams and their drainage basins // Bull. Geol. Soc. Amer. 1945. V. 56.
№ 2. P. 275-370.
16.	GorbelJ. L'erosion terrestre, etude quantitative//Ann. Geogr. 1964. № 398. P. 24—37.
17.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во КазГУ, 1984. 264 с.
18.	Герасимов И.П. Проблемы глобальной геоморфологии. М.: Наука, 1986. 207 с.
19.	Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука, Сиб.
отд-ние, 1991. 169 с.
20.	Бротулеев В.Bad., Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Геоморфологические режимы//Геоморфология. 2000.
№ 4. С. 3-10.
21.	Бротулеев В.Bad. Современные экзогеодинамические режимы Русской равнины // Геоморфология. 2000.
№ 4. С. 11-23.
22.	Тимофеев Д.А. Экологическая геоморфология: объект, цели и задачи // Геоморфология. 1991. № 1.
С. 43-48.
Ин-т географии РАН	Поступила в редакцию
07.12.2001
FROM DAVIS THROUGH NOWADAYS: WHAT THE HISTORY OF GEOMORPHOLOGY
IS TEACHING US
D.A. TIMOFEYEV
Sum m a г у
The analysis of the history of geomorphology let one to draw four lessons: 1) the increasing multiplicity of goals is
the manifestation of general line in science development: from simple to complex; 2) during its 120 years’ life
geomorphology has got through 4—5 changes of its priorities; 3) state boundaries do not inhibit the spread of concepts
and knowledge, and the paradigm changes in all countries had been taking place simultaneously; 4) initial theory may
hold good as the base for later ones.
УДК 551.4.042:551.311(7)
© 2002 г. A.B. ГУСАРОВ
ТЕНДЕНЦИИ ИЗМЕНЕНИЯ ЭРОЗИИ И СТОКА
ВЗВЕШЕННЫХ НАНОСОВ В СЕВЕРНОЙ АМЕРИКЕ
ВО ВТОРОЙ ПОЛОВИНЕ XX СТОЛЕТИЯ1
По интенсивности эрозии, характеризуемой модулями стока взвешенных наносов
(далее СВН) малых рек как объективного и интегрального показателя эрозионной ак¬
тивности, в Северной Америке выделяются (по материалам [1, 2]) следующие ре¬
гионы: 1) приокеанические, северные окраины континента с преобладающими моду¬
лями СВН не более 5-20 т/км2 • год; 2) восточная часть лесного пояса (зоны тайги и
широколиственных лесов): преобладающие модули СВН - до 50-100 т/км2 • год, в Ап¬
палачах - до 100-150 т/км2 • год и более; 3) западная (горная) часть лесного пояса:
модули СВН - от 100-200 т/км2 • год, в предгорных речных бассейнах до 1000 (Бе¬
1	Работа выполнена при финансовой поддержке фонда УРФИ (проект № 015.08.01.07).
9

реговые хребты Кордильер), 2000 и более (горы юга штата Аляска) т/км2 • год;
4) юго-восток Северной Америки с ландшафтами субтропических лесов (Береговая
равнина): модули СВН - до 100-150 т/км2 • год, на землях, освоенных под хлопок, - до
500; 5) лесостепи Канады и США - знаменитые американские прерии - почти пол¬
ностью распаханные: модули СВН - до 500 т/км2 • год; 6) семиаридный и аридный юго-
запад Северной Америки (Большой бассейн, Большие пустыни, Мексиканское нагорье
и др.): модули СВН не превосходят, как правило, 20-100 т/км2 • год, а на более
увлажненном и хорошо агрикультурно освоенном побережье Тихого океана (Ка¬
лифорния, США) - до 3000-4000 т/км2 • год; 7) Центральная Америка и Антильские
острова: модули наносов изменяются от 100-500 т/км2 • год в естественных гилейных
ландшафтах до нескольких тысяч т/км2 • год в обезлесенных горных бассейнах. На за¬
болоченных равнинах, все еще покрытых густыми тропическими лесами (равнины
п-ова Юкатан, Гондураса, Белиза, Никарагуа и Панамы), речной сток наносов сокра¬
щается до 20-50 т/км2 • год.
Для определения современных тенденций изменения эрозии на континенте собраны
и статистически обработаны результаты многолетних наблюдений за стоком взве¬
шенных наносов. Вся доступная для анализа информация относится к территории
США2 и Канады3. Многолетние ряды СВН, хотя и разнятся между собой по про¬
должительности и степени прерывистости наблюдений (рис. 1), все же пригодны и
представительны при сопоставлении их с динамикой водного стока для установления
общего характера тенденций изменения эрозии в этом регионе Земли за последние
полвека. Выводы же о направленности изменения эрозии в Центральной Америке и на
островах Карибского бассейна, по которым отсутствовала информация о динамике
СВН, сделаны с учетом тенденций изменения факторов, контролирующих ход эро¬
зионных процессов - главным образом антропогенного.
Соединенные Штаты Америки
Вторая половина XX столетия была отмечена преобладающей, не везде явно выра¬
женной, тенденцией увеличения стока воды в речных бассейнах восточной части США
(табл. 1). Это увеличений водности в столь хорошо земледельчески освоенном регио¬
не континента не могло не сказаться на увеличении эродирующей силы стоковых
вод4, усилении скоростей как русловой, так и бассейновой эрозии. Такую направлен¬
ность эрозии показывает динамика СВН (рис. 2). В отдельных штатах страны (Южная
Дакота, Айова, Висконсин и др.) темпы усиления эрозии (увеличения СВН) заметно
превышали темпы увеличения водности. Одна из причин тому - синхронная динамика
хозяйственного освоения территории. Еще с начала европейской колонизации скорости
эрозии возросли на равнинах востока США более чем в 10 раз, и потери слоя почв в
ряде штатов за последние 200 лет составили от 10 до 25 см [3]. Особенно заметно этот
процесс проявился в Аппалачских горах и в их восточном предгорье (Пидмонт). Не¬
когда этот край был покрыт густыми лесами и цветущими лугами. За последние сто¬
летия его растительность была сведена и территория стала представлять собой рас¬
паханные холмы с редкими фрагментами лесов. Здесь, по образному выражению
А. Боли [4], впереди фермера шел лесоруб. Ныне эту часть лесного пояса только
условно можно назвать лесной. Несмотря на то, что с начала колонизации прошло
немало десятилетий и уже неоднократно менялись технологии обработки пахот¬
ных земель и применялись меры по борьбе с размывом почв, тем не менее во многих
штатах страны проблема сохранения земель от эрозии еще не решена.
2	Результаты исследований СВН приведены на Интернет-сайте Геологической службы США
(http:/www.usgs gov).
3	По материалам Национального института водных исследований (НИВИ), Канада (http:www.
cciw. са).
4	В районе Великих озер и Аппалачах в период 1945/46-1984/85 гг. отмечался особенно ощутимый
положительный тренд зимних осадков.
10

Рис. 1. Географическое распределение и продолжительность рядов наблюдений за СВН, использованных в
настоящей работе
1 - непрерывный ряд СВН, 2 - отсутствие данных, 3 - предположительный период наблюдений, при -
вязанный к году издания публикации, содержащей сведения о СВН (с указанием продолжительности периода
наблюдений), 4 - предположительный период наблюдений, привязанный к году издания публикации,
содержащей сведения о СВН (без указания продолжительности периода наблюдений)
11

Освоение земель продолжалось на протяжении последних десятилетий. Так, за период
с 1950 по 1980 г. доля посевов кукурузы, слабо сдерживающих эрозию, в севообороте
страны возросла почти на 70% (!): штаты Айова, Иллинойс, Индиана, Огайо,
Небраска, Миннесота, Мичиган, Висконсин, Южная Дакота и др. сконцентрировали
более 80% общеамериканской уборочной площади этой культуры [5]. Каким же об¬
разом могло повлиять это расширение на скорость эрозии? По расчетам [6], на каждый
1% увеличения площади, засеянной кукурузой, средняя концентрация взвешенного в
речной воде материала увеличивается в среднем на 0.42% (зависимость установлена
по бассейну р. Айова в шт. Айова). Следовательно, только с 1950 по 1980 г. сток
наносов в бассейнах многих рек "кукурузного пояса" должен был возрасти на 30%, не
считая гидроклиматической составляющей этого увеличения. Показательны в этой
связи результаты эксперимента, проведенного на одном из полевых стационаров в том
же штате Айова, где потери почв за год под многолетними травами составили
6 т/км2, при чередовании посевов трав и кукурузы - 540 т/км2, под посевами кукурузы
на зерно - 1880 т/км2 [7]. Сопоставимые оценки дали опыты, проведенные в более
влажных районах страны [8].
В целом ряде штатов (Миссисипи, Теннеси, Кентукки и др.) сокращение посевов
кукурузы (с 95 тыс. км2 1929 г. до 30 тыс. км2 в 1982 г.) происходило параллельно
увеличению площадей под другими, не менее эрозионно опасными культурами - сои
(с 5000 до 100 000 км2 соответственно) и пшеницы [9]. Скорости эрозии при куль¬
тивации последней (пшеничный пар), к примеру, в среднем в 5-6 раз превышают
таковые на полях, засеянных люцерной, и почти в 30 раз - скорости на естественных
пастбищах [10]. В условиях холмистого рельефа с лёссовидными почвогрунтами раз¬
мыв пастбищ приобретает порой катастрофический характер. Еще в 1950-х годах
западная часть штата Теннеси славилась своими прекрасными пастбищами и куль-
v	Таблица 1
Тенденции изменения стока воды в бассейнах некоторых рек востока США за 1940-1988 гг.
(по материалам Геологической службы США)
Река/Пункт
Штат США
F, км2
L, %
р2р,
Т
Ci/C2
Миссисинева/Марион
Индиана
1766
8.5
0.98

38.3/35.0
Уобаш/Монт-Кармел
Иллинойс
74165
13.8
1.01
+
44.3/30.4
Г ринбиер/Бакейе
Зап. Вирджиния
1399
80.0
1.09
+
19.3/22.3
Литлл/Грейсантон
Вирджиния
777
46.0
0.95
-
27.3/30.4
Михеррин/Лоренсвилл
Вирджиния
1430
72.0
1.10
+
36.3/42.3
Флат/Б агама
Сев. Каролина
386
71.0
1.00
0
32.0/50.5
Линчес/Эффингом
Южн. Каролина
2668
54.0
1.14
+
35.4/29.9
Брод/Карлайлс
Южн. Каролина
7226
60.0
1.05
+
26.1/26.6
Хатчи/Боливар
Теннеси
3833
60.9
1.11
+
37.3/42.5
Симмарон/Геркинс
Оклахома
46237
2.9
1.08
+
17.3/9.0
Биг Блак/Бовейна
Миссисипи
7283
52.0
1.19
+
42.3/51.2
Эмейт/Денхем-Спрингс
Луизиана
3315
59.1
1.15
+
31.2/40.4
Чаттуга/Клэйтон
Джорджия
536
96.1
1.13
+
25.7/27.0
Саттила/У эйкросс
Джорджия
3108
83.3
1.27
+
64.5/45.0
Сакарнучи/Ливингстон
Алабама
1572
70.0
1.13
+
38.6/45.3
Санта-Фэ/Уортингтон
Флорида
1489
60.6
1.06
+
68.3/45.7
Еллоу/Миллингон
Флорида
1616
75.7
0.99
-
32.8/34.6
Очлоккони/Хавана
Флорида
2953
51.8
1.22
+
62.3/51.6
Примечание. F - площадь бассейна, L - лесистость бассейна, P2Pi - соотношение норм стока воды за
периоды 1965-1988/1940-1964 гг., Т - тенденции стока воды: - нисходящая; + восходящая; 0 - ста¬
ционарная, С i /С2 - коэффициенты межгодовой вариации стока воды за периоды 1940-1964/1965-
1988 гг. (%).
12

Рис. 2. Тенденции изменения стока воды (СВ, фут3/с) и стока взвешенных наносов (СВН, тыс. т/год) в бас¬
сейнах некоторых рек северо-востока США (по материалам Геологической службы США)
Ряды по СВН: А - р. Маоми/У отервилл (шт. Огайо), Б-р. Кайохога/Индепенденс (шт. Огайо), В - р. Мин-
несота/Манкейто (шт. Миннесота), Г - р. Уайт-Ривер/Окома (шт. Юж. Дакота).
1 - СВ, 2 - СВН, 3 - тенденция СВ, 4 - тенденция СВН
13

турными лугами. Ныне они почти всюду распаханы и в большинстве графств еже¬
годный смыв почв составляет 1000-50 000 т/км2 [11]. Расширение посевов культурной
растительности сопровождалось зачастую сведением растительности лесной, что осо¬
бенно ярко проявилось в ряде южных штатов5 и на востоке США. Все это - прямой
путь к усилению почвенно-овражной эрозии в достаточно короткий интервал времени.
Так, сток взвешенных наносов р. Перл/Богалуза (шт. Луизиана) увеличился только с
1968-1979 по 1983-1989 гг. в 2.2 раза (соответственно с 806 до 1753 тыс. тонн (по
материалам Геологической службы США)). Синхронно увеличению мутности в реках
отмечалось и увеличение скоростей осадконакопления в озерах: в чаше оз. Пепин (до¬
лина Нижней Миссисипи), к примеру, скорость осаждения взвесей за период с 1954
по 1977 г. возросла с 2.0 до 2.5 см/год [13], а в оз. Пеория (шт. Иллинойс) с на¬
чала века по 1970-е годы - более чем в 2 раза [14]. С усилением антропогенной
нагрузки на природные и природно-антропогенные ландшафты возросла экстре¬
мальность проявления эрозионных процессов и, следовательно, стока наносов в реках
(рис. 3).
Суммарно по США потери почвогрунтов с лесных территорий без учета акку¬
муляции оцениваются в 783 млн. т/год [15]. Это более чем вдвое меньше, чем с паш¬
ни. Если рассматривать потери почв с единицы площади, то средние годовые скорости
потери почв с пахотных земель оцениваются, по данным Л. Ли [16], в 1087 т/км2 • год,
а потери же в лесах - 346 т/км2 • год и зачастую менее того.
К 1980-м годам эрозия почв, причинившая к этому моменту значительный ущерб
хозяйству страны, в корне изменила отношение к масштабам проведения противо-
эрозионных мероприятий со стороны властей. В 1985 г. Конгресс США принял новую
природоохранную программу, согласно которой эродированные земли, подлежащие
"консервации", оцениваются в целом по стране в 2.8 млн. км2 [17]. Создание почво¬
защитного покрова только на площади 180 тыс. км2 сильно эродированных земель за
годы действия этой программы (1986-2000 гг.) должно было предотвратить потерю
более 7 млн. тонн (в среднем 2.6 т/км2 • год) почвенного материала [18]. Однако вся
трудность реализации проекта заключается в том, что фермеры отказываются от
проведения противоэрозионных мероприятий, поскольку их отдача ощущается только
спустя 10-15 лет, что для мелкого фермера и особенно арендатора является сроком
слишком продолжительным. В результате этого потери почв продолжаются, особенно
в "соево-кукурузном поясе", где в среднем модуль эрозии (не модуль СВН!) достигает
3000-5000 т/км2 • год. Тем не менее в ряде штатов, где федеральная антиэрозионная
программа имеет дополнительное субсидирование из местных бюджетов, уже есть
ощутимый положительный эффект от нее. В штате Иллинойс, например, за период с
1982 по 1987 г. скорость эрозии почв сократилась с 0.11 до 0.085 см/год (на 22.7%), что
определенно явилось следствием комплекса работ, проводимых еще с 1970-х годов.
В частности, технология оставления на поле растительных остатков урожая, если на
следующий год это поле не планируется под пашню, снижает эрозию почв на 95%
[19]. Заметим, что 1980-1985 гг. в этом штате были самыми многоснежными за все
минувшее столетие [20], и последовавшая в 1990-х годах тенденция снижения мощ¬
ности снежного покрова должна была только усилить суммарный позитивный эффект
проводимых здесь противоэрозионных работ.
В бассейнах рек, зарегулированных системой водохранилищ, уменьшение стока на¬
носов нередко может создать иллюзию успешной борьбы с механической денудацией.
Наглядный пример - бассейн р. Делавер, где с 1960-х годов наблюдалось отчетливое
сокращение речных наносов, при том что водный сток здесь возрастал (рис. 4А). На
регулирующую СВН роль водохранилищ в верховье реки указывает, видимо, попе-
риодное соотношение коэффициентов межгодовой вариации стоков наносов и стока
воды (рис. 4Б): если небольшое сокращение этого коэффициента в стоке воды можно
5	В бассейне низовья р. Миссисипи лесопокрытая площадь с 1933 по 1971 г. сократилась в 1.5-2 раза
[12].
14

Рис. 3. Попериодные корреляции и направленность изменения норм стока воды (СВ, фут3) и стока
взвешенных наносов (СВН, тыс. т/год)
А - в бассейнах р. Раппаханнок/Ремингтон (шт. Вирджиния, США), Б-р. Потомак/Поинт-оф-Рокс
(по СВН) / Ханкок (по СВ) (шт. Мериленд, США) (по материалам Геологической службы США), а -
коэффициент аппроксимации связи СВ и СВН; 1 - норма СВ, 2 - норма СВН
15

объяснить главным образом как общим увеличением водности в бассейне реки6, так и
искусственным его регулированием, то достаточно резкое (почти на 20%) сокращение
межгодовой неравномерности стока наносов - исключительно антропогенным влия¬
нием (плотинное его контролирование). На это четко указывают и возросшие пока¬
затели зависимости СВН от СВ (коэффициенты корреляции). Однако эта динамика
все же не проясняет направленности изменения эрозии (не стока наносов!). Можно
лишь предположить, что задержка в водохранилищах значительной массы продуктов
эрозии была синхронна усилению последней в бассейне реки. Тому благоприятст¬
вовали, во-первых, отмеченное выше увеличение водности в регионе и, во-вторых,
антропогенный фактор - рост плотности сельского населения и особенности его рас¬
селения7 . А ведь именно такая эрозионная тенденция была характерна для бассейнов,
смежных с бассейном р. Делавер: сток наносов, например, в р. Юниата/Ньюпорт
(шт. Пенсильвания) с 1952-1970 по 1971-1990 гг. возрос почти на 6% (с 226 до
240 тыс. т/год), а в р. Скулкилл/Маньянк (шт. Пенсильвания) - более чем на 56%
(с 256 тыс. т/год в период 1954 (после зарегулирования) - 1970 гг. до 400 тыс. т/год в
1971-1985 гг.). Вместе с тем эффект противоэрозионной деятельности, но уже в более
длительной ретроспективе, здесь, безусловно, имел место: в одном из водохранилищ в
бассейне р. Делавер - Юнион-Лейк на р. Морис - скорость седиментации, опре¬
деленная [22] по распределению изотопа 137 Cs в осадках, в последние десятилетия за¬
метно сократилась в сравнении со всем периодом эксплуатации водоема с 1868 г. (со¬
ответственно 0.6-1.0 и 2.6 мм/год).
На горно-предгорном западе США тенденции изменения эрозии, судя по динамике
СВН, были в целом иными, чем на востоке страны. Причины тому - как динамика
водности (табл. 2), так и эффективная деятельность человека, направленная на борь¬
бу с эрозией (рис. 5). При этом уменьшающая эрозию динамика стока воды далеко не
всегда выражается через тренд уменьшения. В слабо освоенном таежном бассейне
р. Анимас (шт. Нью-Мексико), например, увеличение водности (данные по стоку воды
по смежному бассейну) сопровождалось значительным сокращением межгодовой
(а возможно, и внутригодовой) вариации величин последней, ставшим, очевидно, при¬
чиной сокращения стока наносов и его межгодовой (внутригодовой?) неравномерности
(табл. 3). Меньший коэффициент корреляции между годовыми СВ и СВН - пока¬
затель, наиболее характерный для значительно облесенных и слабо освоенных бас¬
сейнов областей гумидного климата [23].
В другом случае в бассейне р. Грин-Ривер с полупустынными и достаточно хорошо
освоенными ландшафтами незначительное увеличение водного стока сопровождалось,
напротив, увеличением его межгодовой неравномерности. Сток же наносов при такой
динамике был существенно сокращен (при слабом изменении корреляции между СВ и
СВН) (табл. 3). В сравнении с бассейном р. Анимас влияние антропогенноо фактора и
его эффективность в бассейне р. Грин-Ривер вполне очевидны. В последнее время в
США все большее распространение получают новые способы обработки полей,
вводится минимальная вспашка, которая, в противовес традиционной технологии
(контурное вспахивание, террасирование склонов и др.), более продуктивна ("нулевая"
вспашка - с захватом не более 25% пашни) и менее провоцирует эрозию [2].
В конце 1980-х годов Министерство сельского хозяйства США не без гордости
заявило о том, что только за 2 года - с 1986 по 1987 г. - потери почв от эрозии на
пахотных землях в стране, по причине перевода 162 тыс. км2 их площади (11% всей
пашни США) под пастбища и леса, уменьшились на 460 млн. тонн [24]. Насколько нам
известно, это крупнейшее сокращение скоростей эрозии, когда-либо имевшее место в
мировой практике в столь короткие сроки (модуль сокращения в среднем по терри-
6	Увеличение влажности климата в бассейне реки (для гумидных зон умеренного пояса) приближает
гидрологический режим в ней к типично приморскому с сравнительно более равномерным внутри- и
межгодовым стоком воды.
7	Застройка малых городов шла с 1970-х годов весьма хаотично, без всякого регулирования [21].
16

Рис. 4. Динамика кумулят стока воды (СВ, млрд. фут3/год) и стока взвешенных наносов (СВН, млн. т/год)
(А) и попериодное соотношение годовых стоков (Б) в бассейне р. Делавер/Трентон; СВН (тыс.т/год) (по
материалам Геологической службы США)
а - коэффициент аппроксимации связи СВ и СВН; С св/Ссвн - коэффициент межгодовой вариации СВ
(СВН)
тории США за эти 2 года составил 49 т/км2). В 1983 г. почвозащитные мероприятия
здесь проводились на 567 тыс. км2 (6% площади США), что означало их расширение в
3.5 раза по сравнению с началом 1970>х годов [25]. И результаты этой противо-
эрозионной кампании были, как мы видим, весьма эффективны: если в конце 1960-х
годов терялось гумусового слоя на полях США ежегодно около 3 млрд, тонн [26], то к
1982 г. - уже 2.6 млрд, тонн [27]. Приведенные цифры, хотя достаточно грубы, все же
общую тенденцию показывают. Вопрос в другом: за счет каких территорий в
17

Таблица 2
Тенденции изменения стока воды в бассейнах некоторых рек северо-запада США за 1940-1988 гг.
(по материалам Геологической службы США)
Река/Пункт
Штат США
F, км2
L, %
Р1/Р2
Т
с,/с2
Кликитат/Питт
Вашингтон
3359
77.0
1.00
0
30.0/30.3
Коллвил/Кеттль
»
2608
89.0
1.12
-
31.9/48.7
Чехалис/Гранд Монд
»
2318
80.0
1.01
-
23.9/27.0
Сок/Сок
»
1849
79.0
1.01
-
18.2/21.2
Скайкомиш/Голд Бар
»
1386
85.0
1.01
-
20.7/21.5
Сван/Бигфок
Монтана
1738
89.8
0.94
+
23.1/18.3
Салмон/Салмон
Айдахо
9738
40.0
0.96
+
20.0/27.0
Селвей/Лоуиллид
»
4947
95.0
1.02
-
20.2/27.8
Лохса/Лоуэлл
»
3056
100.00
1.01
-
21.3/27.3
Йо/Колдер
»
2668
95.0
1.00
0
25.0/29.0
Бойсе/Гвин Спрингс
»
2150
75.0
0.97
+
23.6/35.6
Мойе/Истпорт
»
1476
100.00
1.08
-
28.8/32.0
Сатсоп/Сатсоп
Вайоминг
774
93.0
0.97
+
18.4/22.6
Силвис/Берн
Орегон
2419
68.6
0.85
+
46.8/67.6
Мелхиор/Дрюсей
»
2357
29.4
0.88
+
45.1/57.0
Рогу/Проспект
»
808
96.6
1.05
-
19.5/26.3
Уматилла/Михам
»
339
68.7
1.00
0
20.4/31.0
Примечание. Р1/Р2 - соотношение норм стока воды за периоды 1940-1964/1965-1988 гг.
Остальные обозначения см. в табл. 1.
Таблица 3
Тенденции изменения стока воды (СВ), стока взвешенных наносов (СВН) и межгодовых вариаций обоих
стоков в бассейнах некоторых рек Среднего Запада США (по материалам Геологической службы США)
Периоды
Норма
Коэффициенты вариации, %
R**, %
СВ, фут3/с
СВН,
млн.т/год
СВ
СВН
СВН р. Анимас/Фармингтон (шт. Нью-Мексико)
1952-1973 гг.
241.7*
721.0
92.8
70.2
71.4
1974—1988 гг.
259.7*
552.0
65.5
65.8
42.4
уу !(е%5(е:|с
Изменения
+7.4%
-23.4%
-29.4%
-6.3%
-40.6%
СВН р. Грин-Ривер/Грин-Ривер (шт. Юта)
1942-1963 гг.
522.3***
15.41
17.9
54.5
40.6
1964-1984 гг.
529.6***
8.74
20.9
51.0
42.2
Изменения
+1.4%
-43.2%
+16.8%
-6.4%
+3.9%
Примечание. * СВ приведен по бассейну р. Литл-Колорадо/Камерон (шт. Аризона).
** Коэффициент корреляции годовых значений СВ и СВН за соответствующий период.
*** СВ приведен по бассейну р. Грин-Ривер/Дэниэл (шт. Вайоминг).
**** Изменения между указанными периодами.
Соединенных Штатах происходило такое сокращение продуктов эрозии, в том числе и
сокращение в середине 1980-х годов, о котором было заявлено в Вашингтоне?
Выше отмечалось, что на востоке США за последние полвека эрозия усилилась,
тогда как на западе в основном ослабевала.
Поскольку именно в западной (горной) части страны, в освоенных ландшафтах
лесной и лесостепной зон, фиксируются одни из наиболее высоких скоростей эро-
18

Рис. 5. Тенденции изменения стока воды (СВ, фут3/с) и стока взвешенных наносов (СВН, тыс. т/год) в
бассейнах некоторых рек Среднего Запада США (по материалам Геологической службы США)
Ряды по СВН: А - р. Миссури/Ландескай (шт. Монтана), Б-р. Йеллоустон/Сидней (шт. Монтана),
В - р. Анимас/Фармингтон (шт. Нью-Мексико), Г - р. Бразос/Ричмонд (шт. Техас)
Условные обозначения см. на рис. 2
дирования (модули СВН - многие сотни т/км2 год), то и эффект их снижения здесь
следовало ожидать значительно больший (по массе продуктов эрозии), чем в вос¬
точных и северо-восточных штатах страны.
В значительной степени сокращению наносов во многих реках страны способ¬
ствовало создание водохранилищ различного целевого назначения. "Золотой век"
плотиностроения наступил в 1960-х годах; в 1967 г. зарегистрировано рекордное число
созданных водохранилищ - 230. Этот процесс начался в северо-восточных штатах,
затем перешел в южные и только потом - в аридные западные штаты. За последние
19

70 лет количество водохранилищ возросло более чем в 4 раза, а суммарный их полный
объем - в 15 раз [28]8, причем преобладают водохранилища именно долинного типа -
90% от общего числа. В настоящее время наибольшее количество этих водоемов при¬
ходится на аридно-семиаридные (юго-западные) и лесные, лесостепные (северо-запад¬
ные) штаты - Техас, Аризона, Калифорния, Оклахома, Канзас, Монтана, Северная и
Южная Дакота, Вашингтон, т.е. там, где отмечаются значительные скорости водной
денудации и природно-антропогенное их сокращение за последние полвека. В этих
краях некоторые водохранилища заполняются продуктами эрозии за сравнительно
небольшой отрезок времени - всего за 10-15 лет. Нам известен факт очень быстрого
заиления водохранилища Остин на р. Колорадо, которое за 7 лет потеряло около
половины своего объема, а построенное на его месте другое водохранилище за 5 лет
заилилось на 83% [29]. В самой же р. Колорадо после сооружения каскада водохрани¬
лищ (особенно крупнейшего в США - Гувер), оборудованных специальными сооруже¬
ниями для осаждения взвесей, сток наносов был сокращен весьма ощутимо - со 125—
150 млн. т/год в 1930-е до 100 тыс. т/год - в 1980-е годы. В р. Рио-Гранде, несущей
свои воды в Мексиканский залив, после сооружения водохранилищ расход наносов
также заметно сократился: в устье - с 20 млн. т/год в 1940-е годы до 1 млн. т/год - в
начале 1980-х годов [30], а в верховье (у г. Оттови-Бридж, шт. Нью-Мексико) - с
2.31 млн. т/год в 1956-1970 до 1.32 млн. т/год - в 1976-1990-е годы (по материалам
Геологической службы США). Выявление во всех этих сокращениях того объема
наносов, что не поступил с междуречий в реки благодаря противоэрозионным меро¬
приятиям, представляется пока методически затруднительным.
Соотношение тенденций изменения эрозии на востоке и западе США интегрально
показывает изменение стока наносов по длине Миссисипи, речная сеть которой
дренирует более трети территории страны. Поскольку основная нанософормирующая
площадь этой реки приходится на западные, горно-предгорные территории США, где
модули стока наносов достигают многих сотен т/км2 год, то и современная направ¬
ленность изменения стока наносов в ней будет отражать преимущественно эрозион¬
ную тенденцию в этой части страны. И действительно, после сооружения каскада
водохранилищ в середине 1950-х - начале 1960-х годов на р. Миссури - главном при¬
токе Миссисипи, сток наносов последней после значительного сокращения все так же
продолжал уменьшаться: с 1954-1967 по 1968-1981 гг. у г. Канзас-Сити - с 76 до
58 т/км2-год (на 23,7%), у г. Батон Руж - с 204 до 159 т/км2 год (на 22.1%) (рис. 6). В
то же время у р. Сент-Луис отмечалось некоторое увеличение наносов за те же
периоды с 98 до 108 т/км2 год (на 10.2%), что связано, на наш взгляд, с поступлением
большой массы продуктов эрозии из бассейна верховий реки (север "кукурузного
пояса" США - штаты Миннесота, Мичиган, Висконсин и др.). Вполне реально, что
увеличение стока наносов в Миссисипи продолжалось на некотором расстоянии и ниже
по течению от впадения в нее р. Огайо, в бассейне которой, как было показано выше
(рис. 2), отмечалась восходящая эрозионная тенденция.
Канада
Тенденция снижения скоростей эрозии на западе США прослеживалась также
севернее - на горном и предгорном западе Канады. Там, в значительно облесенном
бассейне р. Фрейзер, уменьшение стока воды обусловило сокращение стока наносов
(табл. 4). Общее уменьшение водности сопровождалось усилением ее межгодовой не¬
равномерности и, как следствие, стока взвешенных наносов, а также ростом зависи¬
мости СВН от СВ. За период с 1974 по 1983 г. в бассейне реки было больше лет с
экстремальными проявлениями стока наносов (1979, 1982, 1983 гг.), чем за период с
1965 по 1973 г. (1965, 1972 гг.). Более того, отмечалась достаточно тесная связь по¬
следних с сезонными и годовыми метеорологическими колебаниями, чаще всего с
8	Представлены только данные о числе водохранилищ, занесенных в Кадастр водохранилищ США.
Общее же число водохранилищ в стране не менее 6 тыс.
20

Таблица 4
Тенденции изменения стока воды (СВ), стока взвешенных наносов (СВН) и межгодовых вариаций обоих
стоков в бассейне р. Фрейзер/Мишен (Британская Колумбия, Канада) за 1965-1983 гг. (по материалам,
предоставленным Дж. Сивитским, Канада)
Периоды
Норма
Коэффициенты вариации, %
R, %
СВ, л/с км2
СВН,
т/км2год
СВ
СВН
1965-1973 гг.
16.0
80.3
10.4
37.3
59.1
1974-1983 гг.
14.0
69.7
13.6
42.4
76.5
Изменения*
-8.8%
-13.2%
+30.8%
+13.7%
+29.4%
Примечание. R - коэффициент корреляции годовых величин СВ и СВН за соответствующий период.
* Изменения между указанными периодами.
засухами, лесными пожарами, особенно усилившимися в Британской Колумбии в 1970-
1980 гг. [31]. Экстремальная эрозия здесь в значительной степени связана со сплошной
рубкой леса (ежегодно за период 1960-1980 гг. вырубалось до 2 тыс. км2 лесной
площади), хотя в последние 20 лет все большее число лесозаготовительных кампаний
переходят к выборочной рубке [32]. Впрочем, современный тренд увеличения пло¬
щадей, пораженных в теплое время года лесными пожарами, характерен и для многих
других провинций Канады, предупреждая человечество об усилении этих стихийных
бедствий и их геоморфологических последствиях в будущем в связи с повышением
глобальной температуры за счет нарастающего парникового эффекта [33].
Наблюдаемое с середины XX столетия сокращение стока наносов в бассейнах
р. Маккензи/устье (с 25 т/км2-год в 1950-х годах [34] до 23 т/км2 год в 1980-х годах по
данным НИВИ, Канада) и р. Саскачеван/Те-Пас (с 8.3 т/км2 год в период 1962-
1976 гг. [35]) до 2.8 т/км2 год в период 1979-1990 гг., по данным НИВИ, Канада) могло
иметь помимо климатической, также и антропогенную составляющую: за 1941-
1976 гг. фермерское население в некоторых районах провинций Саскачеван, Аль¬
берта, Манитоба сократилось с 830 до 330 тыс. человек [38], уменьшив тем самым и
площади обрабатываемых земель.
На северо-западе Северной Америки вторая половина XX в. характеризовалась
незначительным увеличением водности: в бассейне р. Юкон/Игл (293.8 тыс. км2) с
1951-1969 по 1970-1988 гг. сток воды возрос соответственно с 2293.3 до 2470.4 м3/с,
т.е. на 7% (по материалам Геологической службы США). Одновременно с этим меж¬
годовая вариация водности сократилась с 17.3 до 9.0%. Если учесть те обстоя¬
тельства, что большая часть региона все еще покрыта девственными таежными леса¬
ми (в бассейне р. Юкон - до 78%) и основная эрозионная работа в этой связи про¬
исходит по берегам и руслам рек, то увеличение водности (следовательно, "живой"
силы текущих вод) должно было приводить к усилению эрозии прежде всего руслового
типа, а на обезлесенных и распаханных фрагментах междуречий - также к усилению
почвенно-овражной эрозии. В то же время уменьшение межгодовой (внутригодовой?)
неравномерности стока воды определенным образом могло снизить эффект усиления
эрозии при росте объемов воды в бассейне.
Центральная Америка и Антильские острова
Анализируя имеющийся материал по динамике факторов, контролирующих эрозию,
можно с большой долей уверенности утверждать, что вторая половина XX столетия в
этом регионе характеризовалась восходящей направленностью изменения этого
процесса. Главная причина тому - сведение лесов.
Начиная с 1950-х годов на равнинах Центральной Америки было сведено до 2/3 (!)
21

Рис. 6. Изменения стока взвешенных наносов (СВН, млн. т/год) рек Миссури и Миссисипи (по материалам
Геологической службы США) после строительства на них водохранилищ
Плотины: 1 - Гевине Пойнт (сооружена в 1953 г.), 2 - Форт Рэнделл (1953 г.), 3 - Гаррисон (1954 г.),
4 - Оахэ (1958 г.), 5 - Шарпэ (1963 г.) (данные о плотинах приведены по [30])
влажно-тропического леса [37] и при сохранении существующих темпов обезлесивания
оставшиеся лесные массивы будут вырублены уже до 2015 г. В одной только
маленькой Коста-Рике лесопокрытая площадь с 1940 г. сократилась более чем в
2 раза (300 км2 ежегодно) [38], притом, что лесовосстановительные работы в стране
несоизмеримо слабы: до 1987 г. они проводились на площади в 30 км2, в 1987 г. -
60 км2, в 1988 г. - 100 км2. Для страны, на 2/3 расположенной в горах, это приводит к
22

катастрофическим последствиям - учащению селей и наводнений, разрастанию
овражной сети и смыву почв. Не могли не способствовать усилению эрозии, помимо
этого, и изменения в структуре землепользования (население перешло от животно¬
водства к более эрозионно опасному кофейному плантационному хозяйству [39]), а
также отмечаемый в ряде провинций страны за последние десятилетия восходящий
тренд осадков [40].
С не меньшей силой обезлесивание охватило территорию соседней Никарагуа: с
1961 по 1984 г. леса сократились здесь с 49.5 до 24.0% площади республики (с 64.3 до
31.2 тыс. км2 [41]. Лесопокрытая площадь в Мексике только за период 1974-1984 гг.
сократилась на 34 тыс. км2, главным образом по причине пожаров, выпаса скота,
ведения подсечно-огневого земледелия [42]. Лесовосстановительные работы здесь
также недостаточно активны. Вытесняют леса городские и сельские поселения и
пашни при высоких темпах прироста населения, что отмечалось, например, в Гва¬
темале [43]. В последние десятилетия сильная эрозия в этой республике охватила до
25-35% площади пашен.
То же направление изменения эрозии могло иметь место и на Антильских островах.
Настоящей геоэкологической катастрофой выразилось почти повсеместное унич¬
тожение на о-ве Гаити в последние 40-60 лет лесной тропической растительности.
Сильная эрозия поразила практически все уголки этого острова, еще сравнительно
недавно восхищавшего своей девственной красотой любого, кто прибывал на него.
Проектировщики, создавшие водохранилище Пелигер на одной из крупных рек
острова - р. Артибоник, и не подозревали, что период его эксплуатации при такой
бесхозяйственной деятельности составит не 180 лет, как планировалось, а в 3 раза
меньше: скорости заиления оказались не 3.45-106, а 9.6106 м3/год [44]. Положение на
острове все более отягощается естественной динамикой населения. В Доминиканской
Республике, например, оно увеличилось с 2.1 млн. чел. (в 1950 г.) до 7.5 млн. чел. (в
1990 г.) [45]. И как не вспомнить в этой связи установленную К. Абернети [6] линей¬
ную связь между темпами увеличения наносов в реке и темпами прироста населения в
ее бассейне (соответственно 1.6-1.0) в сходных природных условиях Юго-Восточной
Азии, где процесс антропогенизации ландшафта в последние десятилетия также
ускорен. Учитывая эту зависимость и темпы прироста населения в Доминиканской
Республике, предположим, что масса наносов в реках этого государства в период с
1950 по 1990 г. должна была возрасти никак не меньше, чем шестикратно! Следо¬
вательно, одно-два поколения жителей о-ва Гаити могли наблюдать за период в не¬
сколько десятилетий процесс ощутимого морфологического преобразования рельефа,
который в естественных условиях длится многими тысячелетиями.
Бурное развитие туризма на островах Малой Антильской гряды также
способствовало ускорению бассейновой эрозии. Это имело место, в частности, на о-вах
Барбадос [46], Мартиника [47] и др.
Лишь на Кубе (Большие Антилы) проводимые с послереволюционного времени
работы по восстановлению лесов9 удерживали, по всей видимости, скорости эрозии на
более или менее постоянном в последние десятилетия уровне.
Общие выводы
1.	На континенте оконтурились следующие регионы с разнонаправленными за по¬
следние полвека тенденциями эрозии: 1) западная и северо-западная части континента
с преобладающей нисходящей тенденцией эрозии и стока наносов; 2) восточная, юго-
восточная и южная части с восходящей тенденцией (рис. 7).
2.	Сложная картина воздействия на эрозионные процессы гидроклиматического фак¬
тора и деятельности человека обусловили указанные выше тенденции. Роль первого
особо заметно проявилась на востоке США (усиление эрозии) и отчасти в Кордильерах
9	Площадь лесов на острове увеличилась с 14% в 1959 г. до 17% в 1980 г. (в начале века леса занимали
до 56% территории) [48].
23

Рис. 7. Карта направленности изменения темпов эрозии в Северной Америке во второй половине XX в.
Тенденции: 1 - восходящая, 2 - нисходящая, 3 - стационарная (а - установленная, б - предполагаемая),
4 - нет данных
умеренного пояса (ослабление эрозии). Более ощутимо влияние деятельности человека
на изменение эрозии проявилось в Центральной Америке и на Антильских островах
(усиление эрозии при рубке лесов и распашке), а также в ряде штатов запада США
(ослабление эрозии противоэрозионными мероприятиями) и провинций запада Канады
(сокращение обрабатываемых земель).
3.	Сложившиеся тенденции эрозии несколько сократили отмеченную в начале
статьи контрастность в ее скоростях между западными (горными) и восточными (пре¬
имущественно равнинными) секторами континента, но увеличили и, видимо, зна¬
чительно между увлажненной Центральной Америкой и засушливыми областями его
юго-запада.
24

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во КазГУ, 1984. 264 с.
2.	Львович М.И., Карасик Г.Я., Братцева Н.П. и др. Современная интенсивность внутриконтинентальной
эрозии суши земного шара // Результаты исследований по международным геофизическим проектам. М.:
1991.336 с.
3.	Meade R.H. Sources sinks, and storage of river sediment in Atlantic drainage of the United States // J. Geol. 1982.
V. 90. № 3. P. 235-252.
4.	Боли А. Северная Америка. M.: Госгеографиздат, 1948. 547 с.
5.	Черняков Б.А. Зерновое хозяйство США // Сельское хозяйство США в 1980-е годы. М.: Наука, 1990.
С. 103-113.
6.	Walling D.E., Webb B.W. Erosion and sediment yield: a global overview // IAHS Publ. 1996. № 236. P. 3-19.
7.	Peterson J. Soil relation of soil fertility to soil erosion // J. Soil and Water Conserv. 1964. V. 19. № 1. P. 1-30.
8.	WischmeierW.H. Relation of soil erosion to crop and soil management // Intern. Water Erosion Symp. 1970.
V. 2. P. 201-220.
9.	Healy R.G., Sojka R.E. Agriculture in the South: Conservation's challenge // J. Soil and Water Conserv. 1985.
V. 2. № 2. P. 189-194.
10.	Brown J.R. The global loss of topsoil // J. Soil and Water Conserv. 1984. V. 39. № 3. P. 162-166.
11.	Harris J.T., Garlitz N.W. Save our soil, fighting in West Tennessee // Soil and Water Conserv. News. 1981. V. 2.
№ 9. P. 13-15.
12.	Sternitzke H.S. Impact of changing land use on delta hardwood forest // J. Forestry. 1971. № 1. P. 25-27.
13.	McHenry J.R., Ritchie J.C., Cooper C.M. Rater of recent sedimentation in Lake Pepin // Water Resour. Bull.
1980. V. 16. № 6. P. 1049-1056.
14.	Steffect D.W., Paveglio F.L., Bellrase F.G., Sparks R.S. Effects of decreasing water depths on the sedimentation
rate of Illinois river bottomland lakes // Water Resour. Bull. 1980. V. 16. № 3. P. 553-555.
15.	Gianessi L., Peskin M., Grosson P., Putter C. Nonpoint-cource pollution: are cropland controls the answer? // J.
Soil and Water Conserv. 1986. V. 41. № 4. P. 215-218.
16.	LeeL. Land use and soil loss // J. Soil and Water Conserv. 1984. V. 39. № 4. P. 2226-2237.
17.	Ervin D., Blase M. The conservation reserve: potential impacts and problems // J. Soil and Water Conserv. 1986.
V. 41. № 5. P. 371-373.
18.	Мамаев Г.Г. Почвоохранная политика США // Земледелие. 1993. № 6. С. 28-29.
19.	Herendeen R., Fathke D. Illinois cropland: soil erosion trends // Illin. Natural Hist. Surv. Rep. 1994. № 328.
P. 1-5.
20.	Changnon SJr. Climate fluctuations and impacts: the Illinois case // Bull. Amer. Meteorol. Soc. 1985. V. 66.
№2. P. 142-151.
21.	Harris G. Local responses to rapid rural growth. New York and Vermont cases // J. Amer. Plan. Assoc. 1989.
V. 55. № 2. P. 181-191.
22.	Colcagno T.H., Ashley G.M. Sedimentation processes in an impoundment, Union Lake, New Jersey // Environ.
Geol. and Water Sci. 1984. V. 6. № 4. P. 237-246.
23.	Гусаров А.В. Зональность зависимости стока взвешенных наносов от стока воды на Русской равнине //
XIV пленарное межвузовское совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Уфа:
1999. С. 97-99.
24.	Катастрофа или тихий кризис // Известия. 27 августа. 1988.
25.	Иоаннесян СЛ. Охрана окружающей среды и новые методы обработки почв в США // Сельское
хозяйство в США в 1980-е годы. М.: Наука, 1990. С. 96-102.
26.	Williams D. Tillage as a conservation tool // Amer. Soc. Agr. Engr. 1967. № 70. P. 56-57.
27.	US. Census of Agriculture. Washington: 1982. V. 1. 434 p.
28.	Авакян А.Б., Салтанкин В.П., Яковлева В.Б. Водохранилища США // Водные ресурсы. 1986. № 4.
С. 147-159.
29.	Оуэн О.С. Охрана природных ресурсов. М.: Колос, 1977. 415 с.
30.	Meade R.H., Parker R.S. Sediment in river of the United States // US Geol. Surv. Water-Soupp. Pap. 1984.
№ 2275. P. 49-60.
31.	Johunson E.A., Fryer G.I., Heathcott M.J. The influence of man and climate on frequency of fire in the interior
wet belt forest, British Columbia // J. Ecol. 1990. V. 78. № 2. P. 403-412.
32.	Diem A. Clearcutting in British Columbia // Ecologist. 1992. V. 22. № 6. P. 261-266.
33.	Flannigan M.D., Van Wagner E.E. Climate change and wildfire in Canada // Can. J. Forest Res. 1991. V. 21.
№ 1. P. 66-72.
34.	Corbel J. L'erosion terrestre, etude quantitative (Methodes, Techniques, Resultats) // Ann. geogr. 1964. V. 73.
№ 398. P. 385—412.
35.	Historical sediment date summary. Canadian rivers // IUSQU'A'1976. Ottawa: 1978. 113 p.
25

36.	Carlyle W. Farm population in the Canadian Parkland // Geogr. Rev. 1989. V. 79. № 1. P. 13-35.
37.	James D., Komer D.I. Rainforests and the hamburger society // Ecologist. 1987. V. 17. № 4—5. P. 161-167.
38. Сухих В.И., Березин В.И. Проблема лесного хозяйства и роль дистанционных методов при изучении
лесов Перу и Коста-Рики // Лесное хоз-во. 1989. № 10. С. 54—58.
39.	De Camio R. Impacts of agricultural and forest policies on watershed manglement: a case study from Costa Rica //
19th World Congr. "Sci. Forest: IUFRO's 2 nd Century" (Montreal, 1990. 5-11 Aug.) / Int. Union Forest Res.
Organization. Montreal: 1990. V. 4. P. 179.
40.	Vargas A.B., Soborio Trejos V.F. Changes in the general circulation and its influence on precipitation trends in
Central America: Costa Rica // AMBIO. 1994. V. 23. № 1. P. 87-90.
41.	Kunick W. Waldverlust und Waldwirtschaft in Nicaragua // Garten und Landschaft. 1989. V. 99. № 5. P. 37-42.
42.	SifakL. Lesnictvi v Mexiku // Lesn. pr. 1987. V. 66. № 8. P. 365-373.
43.	Colchester M. Guatemala: the clamour for land and the fate of the forests // Ecologist. 1991. V. 21. № 4. P. 177-
185.
44.	Frenette M., Souriac J.-C., Tournier J.-P. Modelisation de l'alluvionnement de la retenue de Peliger, Haiti // 14th
Int. Congr. Large Dams (Rio de Janeiro, 1982. 3-7 May). Paris. 1982. V. 3. P. 93-115.
45.	Sagawe Th. Deforestetion and the behaviour of households in the Dominica Republic // Geography. 1991. V. 76.
№ 4. P. 304-314.
46.	Tam S.W. Causes of environmental degradations in eastern Barbados since colonization // Agr. and Environ. 1981.
V. 5. № 4. P. 285-308.
47.	Ega T.-L. Те se bwa, bwa se dlo se lavi // Combat nature. 1988. Y. 80. P. 50-51.
48.	Thiebaut L. Environment of agriculture on Cuba // SRETIE Info. 1989. P. 26-27.
Казанский государственный университет	Поступила в редакцию
19.11.2001
TRENDS IN EROSION RATES AND SUSPENDED SEDIMENT YIELD IN NORTH
AMERICA DURING THE SECOND HALF OF THE XX CENTURY
A.V. GUSAROV
Sum m a г у
Long-term series of suspended sediment yield measurements at different gauging-stations of North America, added
by analysis of literature, were used for determining the erosion trends during the second half of the XX century.
Dynamic of human activities (deforestation, scarifying, changes of sowing structure, erosion control measures, water
storage construction) is shown to be the main factor of erosion changes. The impact of human induced processes in
different places manifests whether in the erosion acceleration and suspended sediment yield growth, or in their decrease.
The changes in sediment discharge and erosion rates due to climatic changes were traced.
26

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
2002
ДИСКУССИИ
УДК 551.435.2 : 551.461.8(262.81)
© 2002 г.	Е.Н. БАДЮКОВА
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ И ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ
ПРИЗНАКИ СУЩЕСТВОВАНИЯ "ПЛАСТОВЫХ" ПОТОКОВ
В СЕВЕРНОМ ПРИКАСПИИ В ПОЗДНЕХВАЛЫНСКОЕ ВРЕМЯ1
Характерными особенностями рельефа приморских равнин Западной части При-
каспия и Волго-Уральского междуречья являются разнообразные вытянутые в плане
бессточные впадины с расположенными в них солончаками и сорами или четко видно
соединенные понижения, занятые лиманами, протяженные на десятки километров, не¬
глубокие (до 2-3 м), и широкие ложбины стока, а также так называемые падины,
представляющие собой обширные (до 1.5 км) и неглубокие депрессии разнообразной
формы, замкнутые или соединенные в сложную сеть. Склоны падин незаметно сли¬
ваются с поверхностью равнины и занимают на отдельных участках до 30-50% ее
площади [1,2].
Конфигурация лиманов очень разнообразна - от округлых до линейно вытянутых,
длина которых в отдельных случаях может достигать 100-180 км при ширине до де¬
сятков километров. Важно отметить, что в ряде случаев лиманы чередуются с вы¬
тянутыми увалами, являющимися, по мнению [3, 4], останцами размыва прибрежной
равнины. Плоское дно лиманов часто осложнено эрозионным мезорельефом - руслооб¬
разными узкими (20-30 м) понижениями протяженностью от сотен метров до несколь¬
ких километров, и удлиненными валами и буграми высотой 2-3 м, ориентированными
по основному простиранию лиманов. Это особенно хорошо проявляется летом, когда
лиманы пересыхают. Некоторые соры разделены останцами обтекания на отдельные
рукава. Глубина водоемов, например Камыш-Самарских лиманов, незначительна и
редко, только в наиболее многоводные годы, достигает в отдельных местах 5 м; летом
они часто пересыхают. Днища лиманов сложены толщей суглинистых и глинистых
фаунистически охарактеризованных морских хвалынских отложений, прикрытых
тонким слоем аллювиально-лиманных суглинков. Мощность последних очень мала и не
превышает 1-1.5 м.
Между лиманами и падинами располагаются плоские, незначительно приподнятые
водораздельные пространства как в виде узких языков в несколько десятков метров,
так и обширные, в сотни гектаров. На поверхности последних ряд исследователей от¬
мечает более крупные положительные формы рельефа - пологие вытянутые увалы.
Все они приурочены, как правило, к понижениям между активными соляными купола¬
ми, серия же крупных озер - к компенсационным мульдам, сопровождающим соляно¬
купольные поднятия.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 99-05-65644).
27

Существование на данной территории в позднем плейстоцене многочисленных от¬
рицательных форм рельефа отмечалось многими исследователями. Одни считали их
следами разветвленной гидрографической сети [4-7], другие предполагали, что
приустьевые области бессточных рек - лиманы, а также соры и падины образовались в
разнообразных понижениях обсохшего дна после отступания к югу позднехвалынского
моря [1]. Третьи приписывали значительной части этих форм подводно-дельтовый
генезис [8].
Обращает на себя внимание известная закономерность распространения бессточных
образований. Бессточные реки и крупные лиманы (или разливы) расположены в ос¬
новном в восточной половине низменности. Там, где заканчиваются реки Бол. и Мал.
Узени, сформировались обширные Камыш-Самарские разливы, лежащие на гипсомет¬
рических отметках -0 м абс. высоты. Западнее этих разливов, в устьевой части
р. Ащеозек, располагается аналогичная система крупных лиманов и озер, включаю¬
щая более 1000 небольших котловин, которые в настоящее время представляют собой
соры, наполняющиеся водой лишь в весенние паводки. Наиболее крупное из них -
озеро Арал-сор. Все они также приурочены к нулевой отметке, что подтверждается
картами, приведенными в ряде работ (рис. 1-3) [3,4].
28

Рис. 2. Система соров и озер в районе оз. Арал-сор по [6]
1 - соры, 2 - озера
Значительная часть лиманов соединяется между собой извилистыми протоками
разной ширины, часто очень широкими с совершенно невыработанным руслом, кото¬
рое заполняется водой во время весенних паводков [3]. Многие разливы, включающие
большое количество лиманов, в многоводные годы также соединяются между собой.
Причем имеются свидетельства, что ранее соединялись все крупные разливы. Так,
четко выявляются Аралсорские лиманы-протоки в сторону Камыш-Самарских разли¬
вов, где расположено более 2000 линейно вытянутых озер, лиманов и падин, соеди¬
ненных между собой узкими ложбинами и ориентированных в южном и юго-восточном
направлениях. По мнению О.К. Леонтьева и др. [6], Л.Б. Аристарховой с соавт. [9], а
также других исследователей, этот район в совокупности представляет собой древ¬
нюю Аралсорскую дельту.
По данным [4, 6], в начале позднехвалынской регрессии в Урдинском заливе шло
интенсивное накопление аллювиальных отложений, приносимых через Аралсорскую
дельту. Из Камыш-Самарских разливов воды устремлялись к оз. Хаки по понижению
между Урдинским и Новоказанским поднятиями, последнее преградило путь водным
потокам палеореки Ащеозек и Камыш-Самарского бассейна в южном направлении. В
результате образовалась Урдинская дельта. Согласно Г.Т.-Г. Турикешеву [4], на аэро¬
фотоснимках прослеживается эрозионная долина от западной окраины Хакского залива
(урочище Кызым-Джар) в южном направлении к оз. Баскунчак. Из Баскунчакской
котловины воды следовали далее на юг и юго-запад по понижению между горами
Б. Богдо и Кубатау (рис. 3).
Следы разветвленной гидрографической сети, которые сохранились в рельефе до
настоящего времени, выявляются и юго-западнее оз. Хаки. Это пологоволнистая рав¬
нина, которая начинается южнее оз. Баскунчак и широкой полосой протягивается в
юго-западном направлении вплоть до левобережья Волги. Вначале это чрезвычайно
пологие, низкие холмы и вытянутые увалы высотой около метра, шириной десятки и
длиной сотни метров. Генеральное направление этих форм юго-западное, но есть и
отклонения. Если на широте 48°, там, где долину Волги пересекает береговая линия
максимальной стадии позднехвалынского моря, на левобережье только начинают
появляться пологие холмы и гряды высотой не более одного метра, то по мере дви¬
жения на ЮВ эти формы постепенно становятся выше и у пос. Харабали (на рас-
29

Рис. 3. Схема позднехвалынской гидрографической сети участка Прикаспийской низменности по [9]
1 - береговая линия позднехвалынского моря, 2 - врезанные и скульптурные дельты, 3 - эрозионно¬
аккумулятивные дельты и песчаные массивы, 4 - возвышенности, 5 - горы (соляные купола), 6 - древние
дельты (I - Аралсорская, II - Урдинская)
стоянии 70 км от бывшей береговой линии), достигают высоты 10-12 м. О существо¬
вании крупных потоков пишет и М.М. Жуков [5], который отмечал, что в районе
оз.	Хаки наблюдается большое количество ложбинообразных понижений и бэровских
бугров (ББ), протянувшихся с СВ на ЮЗ.
Интересно, что эти же формы рельефа продолжаются на правом берегу Волги, пе¬
ресекая широкой полосой южнее пос. Никольское район современной долины Волги и
продолжаясь далее по ее правобережью в том же ЮЗ направлении. Так же, как и на
левом берегу, здесь наблюдается постепенное увеличение высоты холмов и гряд в ЮВ
направлении, т.е. к средней части предполагаемого потока. При движении на запад, с
приближением к Волго-Сарпинскому водоразделу увалы снова постепенно теряют
свою отчетливую выраженность, перепад высот снижается до 2-3 м.
Надо заметить, многие исследователи подчеркивали, что рассматриваемые формы
рельефа изначально имели не эоловый генезис - под воздействием ветра происходило
формирование лишь их поверхностной песчаной оболочки [2, 5, 10]. Однако длитель¬
ные и интенсивные эоловые процессы местами изменили первоначальный облик релье¬
фа. Особенно это относится к районам, где шла интенсивная хозяйственная деятель¬
ность человека. Так, еще в начале и середине XIX в. на берегах нижнего течения
Волги перевеянных песчаных массивов не было [11]. В настоящее время мощность
перевеянной толщи песка незначительна: местами она лишь тонким слоем одевает
увалы, однако в ряде случаев мощность эолового песка на склонах гряд может сос¬
тавлять несколько метров. Вслед за М.М. Жуковым [10] и другими учеными, прово¬
дившими детальные морфолитологические исследования в низовьях Волги, мы
считаем, что описываемые гряды по существу являются ББ и отличаются от таковых
в дельте Волги лишь большей сглаженностью и плавными переходами к межгрядовым
ложбинам.
30

В пределах равнины западной части Прикаспийской низменности береговую линию
максимальной стадии позднехвалынского моря на основе специальных исследований
проводят по горизонтали ~3 м абс. высоты. Начиная именно с этих отметок характер
рельефа равнины резко меняется, и в целом она представляет слабоволнистую по¬
верхность со средними колебаниями относительных высот от 2-4 до 3-5 м, при этом
сохраняется большая плавность переходов от повышений к понижениям [12]. Такого
рода увалистый рельеф продолжается вплоть до южной части Сарпинской ложбины.
Здесь солончаки и лиманы чередуются с гривами, морфологически похожими на ББ,
которые имеют преимущественно ЮЗ простирание, причем можно установить переход
от типичных ББ к увалистым формам рельефа в соседних районах. При продвижении
на запад массивы ББ иногда сменяются участками лиманного рельефа.
Ложбина Даван, которая является продолжением Сарпинской, в южной своей части
расширяется до 11 км, ее левый борт выражен очень резко, поднимаясь рбрывом до
8 м, правый же - длинный и пологий. Поперек ложбины протягиваются в широтном
направлении ББ. Так, например, бугор высотой 8 м и длиной несколько километров
перегораживает ложбину в ее южной части. Все бугры аналогичны ББ, которые
широко распространены восточнее ложбины. МВ устьевой части ложбины крутой ле¬
вый берег упирается в ББ, которые лежат поперек ложбины, фестончато обходит их,
а затем поворачивает в широтном направлении и сливается со склоном одного из
бугров. Днище ложбины, в свою очередь, сливается с обширными такырами, располо¬
женными между буграми" [12, с. 152]. Окончание ложбины по ее западному борту про¬
следить невозможно, так как последний плавно переходит в осложненную пологими
увалами поверхность. Расположение ББ поперек ложбины Даван в ее устьевой части,
а также фестончатый в плане левый берег этой ложбины, огибающий бугры, веро¬
ятно, может свидетельствовать о более молодом возрасте этого участка по сравнению
с ББ, так как аналогичная ситуация наблюдается и в дельте Волги, где современные
протоки обтекают многие ББ, расположенные субширотно.
Во время полевых работ летом 2000 г., проводившихся в западной части Прикас¬
пийской низменности, на правобережье нижнего течения и в дельте Волги нам уда¬
лось, в частности, проследить изменения, происходящие в рельефе вдоль дороги Элис¬
та - Астрахань. От пос. Яшкуль до пос. Утта дорога шла по почти идеально ровной
поверхности, не нарушаемой положительными формами рельефа. При подъезде к
пос. Утта дорога спускается в Даванскую ложбину, Сам поселок стоит на левом борту
ложбины, днище которой расположено на абс. высоте -5 м. Южнее Утты местность
плавно понижается и в районе пос. Тавн-Гашун ее абс. отметки составляют уже -11 м,
т.е. потоки могли следовать далее на юг. Предположение о существовании потока
отчасти подтверждается присутствием здесь аналогичных ББ форм рельефа разной
ориентировки, которые прослеживаются и далее. Так, по данным А.Г. Доскач [2], на
Центрально-черноземельской равнине невысокие бугристые пески облекают и
маскируют гряды ББ, а также многочисленные обрывки отмерших сухих пологих лож¬
бин субширотного, ЮЗ и ЮВ простирания. Южнее пос. Яшкуль направление увалов
чаще ЮВ, севернее Тюнгуты они опять изменяют направление на ЮЗ.
Восточнее пос. Утта местность постепенно становится все более холмистой, холмы
располагаются без видимой закономерности. Ближе к пос. Хулхута они приобретают
все более выраженные очертания и субширотную ориентировку. Между грядами рас¬
полагаются часто (но не всегда) плоские пространства. Длина отдельных гряд не боль¬
ше 1.5-2 км, но, так как они часто прислоняются друг к другу, может создаться впе¬
чатление об их большой протяженности. Местами плоская вершинная поверхность
развеяна и осложнена дюнными массивами, что приводит к увеличению их высоты на
3-5 м, а иногда и более.
На границе Астраханской обл. бугры вновь постепенно выполаживаются, их высота
снижается до 3-5 м, хотя абсолютные отметки вершин остаются практически
прежними (-5 ... -10 м). Вероятно, это может объясняться тем, что здесь наб¬
людаются более высокие поверхности, на которых расположены сами бугры. Так, в то
31

Рис. 4. Изменения абсолютных высот
кровли шоколадных глин в дельте Волги
Положение кровли шоколадных глин: а -
в бэровских буграх, б - в межбугровых
понижениях; 1 - поверхность бэровских
бугров, 2 - поверхность межбугровых
понижений, 3 - кровля шоколадных глин
время как у пос. Хулхута абс. высота этой поверхности составляет -20 м, то в пос¬
леднем случае она повышается до -10 м. Следовательно, выявляется следующая
закономерность: там, где были меньшие глубины потока, формировались менее высо¬
кие бугры. Такой же взаимосвязью высоты бугров и глубины потока объясняется, ве¬
роятно, постепенное уменьшение в высоту ББ, которое мы наблюдали при движении
вверх по правобережью Волги, когда примерно в 5 км от с. Цаган-Аман Б Б сошли на
нет.
В рельефе Калмыцкой степи выделяются плоские, едва выступающие сглаженные
увалы, простирающиеся сначала в широтном, а затем в ЮЗ направлении, разделенные
широкими ложбинами, на присутствие которых указывали еще И.В. Мушкетов [11] и
другие исследователи. В частности, распространенные в районе пос. Улан-Хола
субширотно протягивающиеся холмы как морфологически, так и по литологии сла¬
гающих их осадков похожие на ББ, далее на запад постепенно переходят в сглажен¬
ные увалы.
Еще южнее, на левобережье Кумы, распространены равнины с перепадами высот в
3-4 м, редко 6 м. Слабую волнистость рельефа создают пологие гряды и холмы со
склонами в 2-3°, которые постепенно переходят в окружающую поверхность степи.
По данным В.М. Харченко [13] и других исследователей, Кумо-Манычский район
грядовой песчаной позднехвалынской аккумулятивной равнины (за исключением
участков с типично эоловыми формами рельефа) по внешнему облику напоминает
рельеф ББ. Много аналогичных увалов у СВ окраины Состинских озер, а также
севернее - у пос. Адык.
Таким образом, в Северном Прикаспии описываемый рельеф весьма своеобразен.
И.П. Герасимов [8] подчеркивал, что в нем сочетаются некоторые смутно намеченные
черты "проточности", выраженные в развитии лощинообразных понижений, часто
связанных друг с другом, с чертами "бессточности", что проявляется в развитии падин,
замкнутых или полузамкнутых ложбин, отдельных увалов, бугров и т.д. Интересно,
что межбугровые понижения имеют весьма характерную форму, по которой легко
дешифрируются, однако, по мнению Г.Ф. Красножона и др. [14], есть опасность при¬
нять их за бугры, так как плановые очертания понижений практически им идентичны.
32

Характер отложений, слагающих ББ, а также различные взгляды на их происхож¬
дение (эоловое или в водной среде) рассмотрены в ряде недавно опубликованных
статей [15-18]. Аналогичными осадками сложены и невысокие увалы, столь широко
развитые на поверхности позднехвалынской террасы, а также ложбины стока, начиная
с глубины 0.5-1 м. Так, весьма характерны для этих отложений своеобразные гли¬
няные пески и супеси, аналогичные отложениям бугровой толщи ББ, состоящие из
плиточек так называемых шоколадных глин (размером от 1 до 3 мм) в смеси с
обычным кварцевым песком. Обилие этого материала придает указанным пескам и су¬
песям коричнево-бурую окраску. Однако материалом для бугровой толщи служили не
только глиняные пески из перевеянных [1] или перемытых шоколадных глин [11, 15,
18], но также песчаный материал из отложений позднехвалынского возраста.
Интересны данные по минералогическому составу отложений, слагающих рассмат¬
риваемые формы рельефа. Минералогический состав верхнехвалынских песков, бар¬
ханов и ББ в целом сходен. Согласно исследованиям Г.А. Ивановой [19], наблюдают¬
ся большие различия между современным аллювием Волги и верхнехвалынскими пе¬
сками. Последние наряду с "глиняным песком", т.е. размытыми шоколадными глинами,
входят в состав бугровой толщи (доминируют в ее верхней части), которая слагает Б Б
в дельте Волги. В аллювии Волги группа эпидот - цеолита преобладает над группой
роговых обманок, в хвалынских же отложениях картина обратная. Это различие мине¬
ралогического состава согласуется с выводами Т.Ф. Якубова [7], который выделяет
различные области седиментации - Волжскую и Южно-Уральскую. Последняя харак¬
теризуется повышенным содержанием роговых обманок (в среднем 13%). В просмот¬
ренных им хвалынских песках роговых обманок в среднем 10.25%, а в отложениях
свиты ББ - 11.6%, в то время как в аллювии Волги их всего 3%. Следовательно, по
минералогическому составу хвалынские отложения, формирующие названные выше
формы рельефа, приуроченные в настоящее время к дельте Волги, генетически
больше связаны с Южно-Уральской областью седиментации.
Более того, нам не представляется очевидной прямая связь между формированием
ББ и рельефообразующими процессами в дельте Волги. Скорее наоборот, те ББ, ко¬
торые расположены в современной дельте, а также по ее берегам в нижнем течении,
генетически не связаны с Волгой и являются "инородными телами", расположенными
вкрест простирания дельтовых рукавов (в отличие от устьевых участков всех других
рек, к которым приурочены ББ, - Бол. и Мал. Узеней, Уила, Сагиза и Эмбы, где
массивы ББ вытянуты вдоль проток дельт и палеодельт этих рек).
Что же позволяет высказывать такое предположение? Суждение о том, что в позд-
нехвалынское время русло Волги в нижнем течении разделялось на ряд рукавов, выс¬
казывалось в свое время многими исследователями, в частности М.М. Жуковым,
В.А. Ковдой, М.В. Карандеевой, В.А. Николаевым, О.К. Леонтьевым и Н.И. Фоте-
евой, Г.Т.-Г. Турикешевым и др. Западный рукав пролегал вдоль Ергеней по Сар-
пинско-Даванской ложбине, образуя в устьевой части залив, восточный - шел парал¬
лельно Ахтубе по направлению к грязям Хаки и далее на юг этой впадины, где
существовал обширный, далеко простирающийся на север залив. По мнению О.К. Ле¬
онтьева и др. [6], значительная часть стока Волги использовала и основное сов¬
ременное русло, впадая в эстуарий, расположенный выше пос. Никольское. Между
заливами и эстуарием Волги в позднехвалынское время сформировался сильно рас-
членный лагунно-лиманный берег, что должно было приводить к изменению направ¬
ления и уменьшению скорости ветровых течений, поэтому, в частности, трудно
ожидать присутствия на взморье мощных стоковых течений, действующих при на¬
гонах в СВ направлении и способствующих формированию ББ из аллювиального ма¬
териала, приносимого Волгой [18].
Кроме того, характер отложений, слагающих ББ в дельте Волги, позволяет выс¬
казаться в пользу образования их в солоноватоводной среде. Большинство бугров
имеет в цоколе шоколадные глины (ШГ) - лиманно-лагунные отложения [20], ядра
бугров состоят из так называемой бугровой толщи - прослоев частичек ШГ, супеси и
2 Геоморфология, № 2
33

песчаного материала с детритом и переотложенными целыми раковинами, при этом
примесь пресноводных раковин и остракод незначительна. В межбугровых понижениях
ШГ часто размыты или же их мощность сокращается. Астраханской комплексно¬
геологической экспедицией в дельте Волги было пробурено более 90 скважин. При
работе в фондах с этим геологическим материалом нами были отобраны данные тех 49
скважин, которые были заложены на ББ и в понижениях между ними и которые не
попадали в эрозионные палеоврезы (выработанные в мангышлакскую регрессию и
впоследствии заполненные мощной толщей аллювия), а вскрывали кровлю ШГ. Ана¬
лиз полученного материала подтвердил мнение о том, что, во-первых, мощность ШГ в
буграх, как правило, больше, а во-вторых, в межбугровых понижениях она в значи¬
тельной степени размыта, и ее кровля располагается на более низких гипсометри¬
ческих отметках (рис. 4). В понижениях ШГ перекрываются или отложениями, ана¬
логичными бугровой толще, или прибрежными осадками с раковинным детритом и
солоноватоводными раковинами. Особо надо подчеркнуть, что аллювиального ма¬
териала позднехвалынского времени, т.е. времени формирования ББ, во всех этих
скважинах нет. В то же время в отложениях ББ, приуроченных к устьевым областям
других рек, все исследователи отмечали наряду с солоноватоводными присутствие и
аллювиальных осадков.
Таким образом, предварительный анализ имеющихся материалов позволяет выска¬
зать предположение о том, что образование всех перечисленных характерных форм
рельефа Прикаспийской низменности может быть обязано действию широких или, как
мы их называем, "пластовых” потоков, которые начали действовать на территории
Прикаспия в конце позднехвалынского времени. Именно к этому времени каспийские
воды при уровне моря 0 +3 м ингрессировали в глубокую эрозионную долину р. Ка-
лаус (выработанную во время предыдущей мангышлакской регрессии), достигли водо¬
раздела, бывшего в то время примерно на таких же отметках, и начали перетекать в
Черное море [21]. При этом возникли стоковые течения практически на всей мелко¬
водной части Северного Каспия. Не исключено, что вначале был единый пластовый
поток, который по мере спада уровня водоема разделился на ряд отдельных потоков.
Один из них пересекал современную долину Волги южнее пос. Никольское и про¬
должался далее в том же ЮЗ направлении. Второй предположительно протягивался
субширотно через район современной дельты Волги, следуя с востока на запад и
затем, в пределах западной части Прикаспийской низменности, меняя свое направ¬
ление на ЮЗ. Многочисленными следами этих потоков и являются системы падин,
ложбин стока, увалов и типичных ББ вместе с сопряженными с ними понижениями. В
настоящее время система ББ наиболее четко выражена в современной дельте Волги,
что связывается нами, во-первых, с изначально большими размерами ББ, предопреде¬
ленными глубиной потока, а во-вторых, с последующей абразией во время новокас¬
пийской трансгрессии, а также с эрозионной деятельностью речных водотоков. В ре¬
зультате невысокие Б Б полностью размылись, а более крупные формы сохранились в
виде "островов" среди затопленных пространств.
Важно отметить, что вне распространения этих палеопотоков, т.е. к северу от
береговой линии позднехвалынского моря, ББ везде отсутствуют. Надо также под¬
черкнуть, что нигде ББ не исчезают сразу же: везде они постепенно, но в то же время
при этом достаточно быстро сменяются более выположенными и не так морфологи¬
чески выраженными увалами, которые в свою очередь по периметру площади рас¬
пространения ББ часто переходят в лагунные понижения, фиксирующие фактически
бывшую береговую линию. Многие исследователи отмечают на позднехвалынской
равнине Прикаспия территории, где исчезают как типичные ББ, так и небольшие ува¬
лы. Это участки, явно не затронутые действием "пластовых" потоков, являются ост¬
ровами среди широких разливов и фиксируют, по-видимому, погребенные структуры.
Один из таких участков расположен в районе пос. Восток (правобережье Волги), где
территория более возвышена и располагается на отметках ~0 м. Севернее поверх¬
ность равнины понижается до абс. отметок -10 м, и здесь вновь появляются ББ.
34

а
1
2
б
Рис. 5. Рассчитанная морфология больших гряд по [23] - а и типичный рельеф бэровских бугров (западная
часть дельты Волги) - б
1 - осередки и побочни, 2 - плесовые лощины, 3 - берега русла
Такая же ситуация наблюдается и южнее пос. Восток, где абс. высоты поверхности
также примерно -10 м и где широко распространены ББ.
Таким образом, мы предполагаем, что все описываемые формы рельефа являются
своеобразными аналогами русловых форм, образующих в руслах рек ленточные гряды,
побочни, осередки. К объяснению генезиса рельефа Прикаспийской низменности
интересно привлечь данные исследований О.Н. Мельниковой [22], которая связывает
возникновение гряд на дне открытых потоков с воздействием на поток стационарных
волн.
По А.Ю. Сидорчуку [23] и другим исследователям, объясняющим происхождение
гряд наличием в потоке макромасштабной турбулентности, максимальная длина
больших гряд возрастает с увеличением глубины потока и уменьшается с увеличением
его скорости и шероховатости. Это относительно стабильные образования, высота
которых растет с увеличением расхода воды, а морфология имеет очень большое
сходство с морфологией ББ (рис. 5). Условие для образования гряд - наличие дос¬
таточно большого стока влекомых наносов. На крупнейших реках длина гряд дости¬
гает первых километров при высоте до 10-15 м, что составляет 0.2-0.5 глубины по¬
тока [24]. Ширина большинства гряд определяется соотношением интенсивности попе- 352*
35

речной циркуляции и шероховатости потока. Самые большие гряды формируются под
воздействием параллельных вихревых шнуров, которые вытягиваются вдоль всего
русла и разбивают поток на серию относительно автономных ячеек. В результате
образуется цепочка соединенных между собой отмелей и островов, расположенных
посередине русла и характеризующихся значительной вытянутостью. Развитие грядо¬
вых аккумулятивных форм руслового рельефа представляет собой совокупность про¬
цессов эрозии, транспорта и аккумуляции, причем эти процессы настолько тесно пе¬
реплетены, что разграничить области их развития практически невозможно, так как
они часто сменяют друг друга во времени [24].
При воздействии на поток стационарных волн с неподвижными гребнями, о которых
пишет О.Н. Мельникова [22], на дне образуются регулярные формы - гряды, высота
которых сравнима с глубиной потока. Крупные гряды на дне трехмерны и могут быть
расположены как вдоль или поперек течения, так и в шахматном порядке. Поле
скорости течения, по данным автора, имеет устойчивые пространственные структуры,
связанные с существованием крупномасштабных турбулентных образований, размеры
которых сопоставимы с глубиной потока и величиной гряд на его дне. Выделяются
дискретные турбулентные вихри размерами порядка глубины или ширины потока и
более [22]. Последние образуются, когда более мелкие вихри (размер порядка глубины
потока) объединяются в крупные (длина на порядок больше глубины потока), имею¬
щие период 10-15 мин.
При экспериментальных натурных наблюдениях в канале (лотке) со спокойным
течением были замечены мощные восходящие токи, насыщенные наносом: со дна
выбрасывались песчинки размером до 2-3 мм [22]. В результате формировались круп¬
ные песчаные гряды, причем их образование было приурочено к узкому диапазону ско¬
ростей - не менее 19 и не более 23 см/с. Кроме того, формирование гряд во многом оп¬
ределялось размером донных частиц. Интересно, что практически аналогичные формы
рельефа можно наблюдать при снеготаянии, после сильных ливней или в местах, где
грунтовые воды выходят на слабонаклонную поверхность, широко по ней растекаясь
(например, на дне карьера). Всегда в этих случаях на водной поверхности текущих
ручьев ясно видны стационарные волны, а их дно при условии наличия влекомых
наносов представляет собой волнисто-ребристую поверхность.
Крутизна стационарной волны возрастает на созданном ею рельефе гряд и, как
результат, может наблюдаться непрерывный рост высоты гряд в течение долгого
времени. В этом случае высота гряд может составлять величину, близкую глубине
потока. Если характеристики вихря таковы, что он сразу же начинает терять зах¬
ваченные песчинки, то форма гряды становится асимметричной, с более крутым
склоном ниже по течению. При других характеристиках вихря форма гряд может быть
самой различной. Вероятно, этим можно объяснить столь разнообразные формы ББ,
часто сменяющие друг друга. Так, большое количество ББ имеет асимметричную
форму и характерное последовательное напластование отложений под определенным
углом, о чем упоминается во многих работах. Другие ББ имеют почти симметричное
строение и другой тип слоистости. То же самое касается ориентации отдельно взятых
бугров, при общем генеральном направлении возможны (и часты) случаи различных
отклонений. Кроме того, надо заметить, что между грядами, сформированными на дне
потока, часто образуются западины, которые в дальнейшем придают субаэральному
рельефу элемент "бессточности", на который обращал внимание И.П. Герасимов [8].
Характер слоистости пачек отложений на участке правобережья нижней Волги в
районе севернее пос. Сероглазовка, где в одном из протяженных (~2 км) обнажений
вскрывается строение толщ, слагающих как ББ, так и межгрядовые понижения, сви¬
детельствует в пользу существования здесь потоков в позднехвалынское время. Внут¬
реннее строение ББ идентично строению бугров в других районах, они также состоят
из двух пачек отложений, где в нижней толще в большей степени, чем в верхней,
присутствуют частицы "шоколадной глины". Кроме того, отложения толщи имеют
характерную для ББ слоистость.
36

Рис. 6. Типы слоистости в отложениях межгрядовых понижений и бэровских бугров
а - беспорядочно изогнутые слои, 6 - отложения с косослоистыми сериями клиновидной формы, в - от¬
ложения с косоволнистой и перекрестно-мульдообразной слоистостью, г - поперечные слойки знаков ряби,
гребни которых набегают вверх по склону
Наиболее характерные типы слоистости отложений, слагающих как межгрядовые
понижения, так и непосредственно бугровую толщу и вскрывающихся в обнажении у
пос. Сероглазовка, показаны на рис. 6. Отложения залегают на подстилающих поро¬
дах - шоколадных глинах - с отчетливо видимым размывом, часто в низах толщи слои
беспорядочно изогнуты (рис. 6а). Далее вверх по разрезу идет толща, представленная
рядом налегающих друг на друга косослоистых клиновидных серий незначительной
протяженности и мощности. Слойки в сериях подстилают друг друга у нижней границы
и несогласно срезаются верхним серийным швом (рис. 66). Ближе к верхней части
отложений в бугровой толще косослоистые серии приобретают клиновидную форму, в
части из них наблюдается обратное залегание пластов, углы наклона пластов стано¬
вятся более пологими, уменьшается мощность серий. Еще выше по разрезу часто
наблюдается косоволнистая и даже перекрестно-мульдообразная слоистость (рис. 6в).
37

Рис. 6. Типы слоистости в отложениях межгрядовых понижений и бэровских бугров
а - беспорядочно изогнутые слои, б - отложения с косослоистыми сериями клиновидной формы, в - от¬
ложения с косоволнистой и перекрестно-мульдообразной слоистостью, г - поперечные слойки знаков ряби,
гребни которых набегают вверх по склону
Наиболее характерные типы слоистости отложений, слагающих как межгрядовые
понижения, так и непосредственно бугровую толщу и вскрывающихся в обнажении у
пос. Сероглазовка, показаны на рис. 6. Отложения залегают на подстилающих поро¬
дах - шоколадных глинах - с отчетливо видимым размывом, часто в низах толщи слои
беспорядочно изогнуты (рис. 6а). Далее вверх по разрезу идет толща, представленная
рядом налегающих друг на друга косослоистых клиновидных серий незначительной
протяженности и мощности. Слойки в сериях подстилают друг друга у нижней границы
и несогласно срезаются верхним серийным швом (рис. 66). Ближе к верхней части
отложений в бугровой толще косослоистые серии приобретают клиновидную форму, в
части из них наблюдается обратное залегание пластов, углы наклона пластов стано¬
вятся более пологими, уменьшается мощность серий. Еще выше по разрезу часто
наблюдается косоволнистая и даже перекрестно-мульдообразная слоистость (рис. 6в).
37

Рис. 6(6)
Для бугровой толщи также характерно наличие ритмически перекрывающих друг дру¬
га слойков, образующих слоистую рябь с однообразным отложением осадка, которая
чередуется с прослоями так называемой смещенной ряби, представляющей собой по¬
перечные слойки знаков ряби, гребни которых как бы набегают вверх по склону
(рис. 6г). Такой тип слоистости осадка очень характерен для однонаправленного пото¬
ка, насыщенного материалом [25, 26]. Выявляется также другой, весьма характерный
признак русловых отложений: как правило, однонаправленность слойков в косослоис¬
тых сериях.
На присутствие в данном районе потоков косвенно указывает также характер
раковинного материала и вмещающих его осадков, облик которого во всех разрезах
одинаков. Раковины и раковинный детрит практически всегда приурочены к песчаным
прослоям, в глинистых и алевритовых отложениях их нет. Часто они образуют
прослои, перемятые в складки, а также текстуры, характерные для подводных ополз¬
ней (рис. 6а). В кровле этих прослоев наблюдаются карманы, заполненные тонкозер¬
нистым песчаным материалом. Обращает на себя внимание хорошая окатанность как
раковин, так и детрита. В других случаях раковинный материал залегает разобщенно,
38

Рис. 6(6)
Для бугровой толщи также характерно наличие ритмически перекрывающих друг дру¬
га слойков, образующих слоистую рябь с однообразным отложением осадка, которая
чередуется с прослоями так называемой смещенной ряби, представляющей собой по¬
перечные слойки знаков ряби, гребни которых как бы набегают вверх по склону
(рис. 6г). Такой тип слоистости осадка очень характерен для однонаправленного пото¬
ка, насыщенного материалом [25, 26]. Выявляется также другой, весьма характерный
признак русловых отложений: как правило, однонаправленность слойков в косослоис¬
тых сериях.
На присутствие в данном районе потоков косвенно указывает также характер
раковинного материала и вмещающих его осадков, облик которого во всех разрезах
одинаков. Раковины и раковинный детрит практически всегда приурочены к песчаным
прослоям, в глинистых и алевритовых отложениях их нет. Часто они образуют
прослои, перемятые в складки, а также текстуры, характерные для подводных ополз¬
ней (рис. 6а). В кровле этих прослоев наблюдаются карманы, заполненные тонкозер¬
нистым песчаным материалом. Обращает на себя внимание хорошая окатанность как
раковин, так и детрита. В других случаях раковинный материал залегает разобщенно,
38

Рис. 6(e)
Рис. 6(г)
39

Рис. 6(e)
Рис. 6(г)
39

ориентирован по напластованию и явно переотложен. Скорее всего именно течением
можно объяснить отсутствие раковинного материала в мелкозернистых осадках, так
как тех скоростей, при которых перемещался этот материал, было явно недостаточно
для переотложения раковин. В то же время за счет своей гидравлической крупности
раковинный материал вполне мог при более высоких скоростях течений перемещаться
в турбулентном потоке вместе с песчаными осадками, чем и объясняется его приуро¬
ченность к последним.
Все перечисленное выше скорее всего свидетельствует о том, что в позднехва-
лынское время на данной территории в водной среде существовали довольно устой¬
чивые течения. Причем они никоим образом не были связаны с прибрежной волновой
активностью, так как ни гранулометрический состав материала (отложения от мел¬
козернистых песков до алевритов и глин, неоднократно и резко сменяющие друг друга
в описываемых обнажениях), ни характер сортировки осадков, ни типы слоистости не
свойственны осадкам береговой зоны моря, а характерны для однонаправленного
потока, часто меняющего свою скорость.
В заключение надо сказать, что, по нашему мнению, значительная часть описанных
форм рельефа Северного Прикаспия возникла в условиях "пластового" стока большого
количества воды в обстановке очень слабой дифференциации рельефа обширной
равнины с незначительным уклоном и, судя по невысоким скоростям течений, высоким
стоянием базиса эрозии. Везде, где были потоки, в рельефе сохранились до наших
дней его признаки в виде различных по морфологическому облику, но единых по
генезису форм рельефа - увалов и понижений между ними. Можно выстроить единый
ряд этих форм, которые в зависимости от параметров потока (его глубины, скорости и
количества переносимого рыхлого материала) в момент их образования в настоящее
время имеют разный облик. Это падины, руслообразные понижения или ложбины
стока, небольшие увалы с понижениями между ними, затем типичные ББ. Судя по
имеющимся абсолютным датировкам осадков, слагающих ББ, которые располагаются
в диапазоне от 18100 ± 1195 (МГУ-1487) до 9600 ± 500 (МГУ-1488), "пластовые"
потоки получили свое развитие в позднехвалынское время. Именно тогда, по нашим
предположениям [21], происходил в последний раз переток вод пор Манычу из
мелководного Северного Каспия в Черное море.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Доскач А.Г. Материалы к геоморфологической карте южного Заволжья и Прикаспийской низменности //
Геоморфологические исследования в Прикаспийской низменности. М.: Изд-во АН СССР, 1954. С. 47-
48.
2.	Доскач А.Г. Природное районирование Прикаспийской полупустыни. М.: Наука, 1979. 142 с.
3.	Васильев Ю.М. Антропоген Южного Заволжья // Тр. геолог, ин-та. 1961. Вып. 49. 126 с.
4.	Турикешев Г.Т.-Г. О позднеплейстоценовой эрозионной сети в северо-западной части Прикаспийской
низменности // Вести. МГУ. Сер. 5. Географ. 1979. С. 62-66.
5.	Жуков М.М. Проблемы Западного Казахстана. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1945. Т. 2. 235 с.
6.	Леонтьев О.К., Фотеева Н.И. Геоморфология и история развития северного побережья Каспийского
моря. М.: Изд-во МГУ, 1965. 151 с.
7.	Якубов Т.Ф. Некоторые данные о минералогическом составе песков Каспийской низменности в связи с
вопросом их генезиса // Почвоведение. 1940. № 6. С. 43-49.
8.	Герасимов И.П. Географические наблюдения в Прикаспии // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1951. № 4.
С. 3-15.
9.	Аристархова Л.Б., Турикешев Г.Т.-Г. Реконструкция позднеплейстоценовой речной сети Прикаспийской
низменности // Геоморфология. 1983. № 4. С. 62-67.
10.	Жуков М.М. Геоморфология северо-западного Прикаспия// Бюл. МОИПа. Отд. геологии 1937. Т. XV.
№ 3. С. 169-185.
11.	Мушкетов И.В. Геологические исследования в Калмыцкой степи в 1885 г. // Тр. Геолкома. 1886.
Т. XIV. № 1. 202 с.
12.	Труды Прикаспийской экспедиции. М.: Изд-во МГУ, 1958. 238 с.
13.	Харченко В.М. Инженерно-геологическое районирование территории Калмыкии на основе использования
40

космических снимков // Комплексное изучение природных ресурсов в Калмыкии. Элиста: Изд-во КалмГУ,
1984. С. 36-48.
14.	Красножон Г.Ф., Салтанкин В.П., Семенов С.С. Использование космической фотосъемки при изучении
внутренних водоемов и устьевых областей рек // Вод. ресурсы. 1980. № 1. С. 121-137.
15.	Свиточ А А., Янина ТА. Строение и развитие дельты Волги // Геоморфология. 1994. № 3. С. 11-24.
16.	Бадюкова Е.Н. Еще раз о генезисе бэровских бугров // Вести. МГУ. Сер. 5. Географ. 1999. № 4.
С. 52-61.
17.	Богданов НА. Специфика механизма перестройки рельефа бэровских бугров при колебаниях уровня
Каспия // Геоморфология. 2000. № 3. С. 15-24.
18.	Жиндарев Л А., Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И. Морфодинамика береговой зоны приустьевых областей и
проблема происхождения бэровских бугров // Вести. МГУ. Сер. 5. Географ. 2001. № 1. С. 44-51.
19.	Иванова Г А. К вопросу о происхождении бэровских бугров // Тр. Ин-та географии. 1952. Вып. 51.
С. 277-291.
20.	Бадюкова Е.Н. Генезис хвалынских (плейстоцен) шоколадных глин Северного Прикаспия // Бюл. о-ва
испытателей природы. Отд. геол. 2000. Т. 75. Вып. 5. С. 25-31.
21.	Бадюкова Е.Н. О возможности соединения Каспийского и Черного морей в позднехвалынское и голо-
ценовое время // Геоморфология. 2001. № 3. С. 76-86.
22.	Мельникова О.Н. Деформация дна потока со свободной поверхностью. М.: Изд-во МГУ, 1997. 107 с.
23.	Сидорчук А.Ю. Структура рельефа речного русла. СПб: Гидромет, 1992. 125 с.
24.	Алексеевский Н.И., Чалов Р.С. Движение наносов и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1997. 166 с.
25.	Ботвинкина Л.Н. Слоистость осадочных пород // Тр. Геолог, ин-та. 1962. Вып. 59. 538 с.
26.	Обстановки осадконакопления и фации. М.: Мир, 1990. Т. 1,2. 352 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	20.03.2001
GEOMORPHOLOGIC AND DEPOSITIONAL INDICATORS OF LATE KHVALYNIAN
"BEDDED" FLOWS IN THE NORTHERN PRICASPIAN
E.N. BADUKOVA
Sum тагу
Channel-like depressions, wide and shallow depressions of different shape, small uvals with degtadations, typical
Baer's mounds with adjacent lakes are considered as the members of unique genetic sequence. All these landforms were
formed when large amount of water overflowed from the Caspian Sea to the Black Sea along the vast plane with little
grade. They are analogs of big riverbed ridges, which arise due to macro-scale turbulence of the flow. The Baer's
mounds are manifested best within the Volga delta because of their large height, the abrasion during New-Caspian
transgression, the washout of tlielesser forms arid the swamping the between-ridges depressions. The most intensive
"bedded" flows took place admittedly during Late Khvalyn transgression.
41

УДК 551.435.13:551.438.5
© 2002 г. Б.И. ГАРЦМАН, М.С. КАРАСЕВ
О ПРИНЦИПАХ РЕГИОНАЛЬНОГО АНАЛИЗА РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ
МАЛЫХ И СРЕДНИХ РЕК И ИХ АНТРОПОГЕННОЙ ДИНАМИКИ1
Русловой и пойменный рельеф долин средних и малых рек - это наиболее дина¬
мичный компонент территориальных ландшафтных комплексов и интегральное выра¬
жение как важнейших черт режима увлажнения, так и основных особенностей строе¬
ния подстилающей поверхности водосборов. Его динамика оперативно реагирует на
различные виды хозяйственной деятельности на водосборах и особенно в долинах рек,
комплексно характеризуя степень антропогенной нагрузки на ландшафты. В то же
время упомянутые формы рельефа являются "носителями" многих наиболее ценных
биологических ресурсов и ареной активной хозяйственной деятельности, связанной со
строительством разнообразных инженерных сооружений. Отсюда возникает комплекс
прикладных хозяйственных задач, связанный с оценкой и прогнозом антропогенных
изменений русловых процессов.
Различными аспектами этой проблемы в нашей стране занимались многие ученые:
И.Ф. Карасев, Н.И. Маккавеев, И.В. Попов, Б.Ф. Снищенко, Р.С. Чалов, Н.Е. Конд¬
ратьев, Н.Б. Барышников, К.М. Беркович; на Дальнем Востоке - А.М. Махинов и
др. Однако главное внимание исследователи обычно уделяют крупным и очень круп¬
ным рекам, а также специфическим видам воздействий (землечерпание, большие рус¬
ловые карьеры, крупные водохранилища). Уровень имеющихся знаний, и особенно
уровень применяемых знаний, в части взаимодействия массовых видов хозяйственной
деятельности на поймах малых и средних рек с русловыми процессами в различных
ландшафтных условиях, остается недостаточным. В статье использованы результаты
многолетних исследований авторов на юге Дальневосточного региона России [1-3].
Системная методология исследования русловых процессов
Учитывая недостаточно четкое и отчасти дискуссионное содержание понятия сис¬
темного подхода в географии, подчеркнем, что нами принимается системная методо¬
логия в том виде, как она развивается определенным направлением гидрологии
(географо-, ландшафтно- или геосистемно-гидрологический подход). Основные положе¬
ния этого направления, как изложено в [4], восходят к концепциям В.Г. Глушкова и
В.Б. Сочавы и развивались в трудах Г.П. Калинина, А.И. Субботина, И.Н. Гарцмана,
Л.М. Корытного и др. Близкое направление в русловедении развивается школой
Н.И. Маккавеева [5, 6]. Некоторые принципы авторской методологии изложены в
[1,2]. Здесь они рассматриваются подробнее, причем авторы стремились не столько к
завершенности формулировок, сколько к полноте раскрытия применяемых понятий.
Принцип причинности: тип русла можно считать формой рельефа, изоморфной той
или иной форме организации движения воды и транспорта наносов. В основе клас¬
сификаций речных русел лежит закон ограниченности морфологических комплексов
М.А. Великанова: "Взаимоуправление потока и русла приводит в результате всех де¬
формаций к определенным, наиболее вероятным комбинациям между морфометричес¬
кими характеристиками русла и гидравлическими характеристиками потока. Наличие
этих комбинаций создает известную ограниченность возможных типов речных пото¬
ков" [7, с. 58]. Это высказывание представляет собой специфическую формулировку
принципа причинности и определяет русловой рельеф в качестве естественного объек¬
та, в отношении которого существуют содержательные процедуры описания, объясне¬
ния и предсказания. Подчеркнем географический аспект - речь идет о наиболее
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Фонда Макартуров, проект № 0062810-000.
42

вероятных типах речных потоков при существующем в определенных ландшафтных
условиях режиме стока.
Н.И. Маккавеев заложил основы гидролого-геоморфологического направления в ис¬
следовании русловых процессов. Процесс руслообразования в наиболее общей форме
определяется им как процесс "отображения поверхностью твердой среды (т.е. грун¬
тами, слагающими ложе) особенностей движения воды и перемещаемых ею наносов"
[5, с. 137]. Русловые процессы рассматриваются как завершающее звено в цепочке
явлений, связанных с воздействием стока на земную поверхность и находящихся в
сложном взаимодействии, зависящем от геолого-геоморфологического и ландшафтного
строения водосбора.
С этих позиций разработана детальная морфодинамическая классификация Р.С. Ча¬
лова [8], представленная в виде иерархической системы блоков. Блок 1 типизирует
рельеф; блок 2 - степень литологического ограничения русловых процессов; блок 3
учитывает формы русла, превышающие предельные размеры современных макро¬
форм; блок 4 включает собственно морфодинамические типы русла; блок 5 охваты¬
вает явления низшего порядка, обусловленные грядовым движением наносов или не¬
ровностями коренного ложа потока. Дополнительные блоки учитывают устойчивость
русел и состав наносов.
Генетический принцип: координация и субординация возможных форм русловых
процессов имеет необходимый характер, выраженный инвариантно-генетической по¬
следовательностью (ИГП).
Как отмечал В.Б. Сочава: "Понятие об инвариантах географических объектов и их
преобразованиях в пространстве и во времени не менее актуально, чем аналогичные
концепции в физике и кристаллографии" [9, с. 8]. Понятие инварианта системы как
единства генетического и структурного ее аспектов раскрывает существенные
закономерности развития природных систем в биологии, геологии, космогонии и т.д.
Вопросы построения ИГП гидрометеорологических систем подробно рассмотрены в
методологических работах И.Н. Гарцмана [10, 11]. ИГП системы "водный поток -
русло" может быть представлена последовательностью генетически связанных относи¬
тельно устойчивых состояний морфологии русел, т.е. как их классификация [1,2].
Сейчас наиболее используемой является типизация Государственного гидрологичес¬
кого института (ГГИ), впервые предложенная Н.Е. Кондратьевым и И.В. Поповым
[12], где за ведущий признак принята извилистость русла, тесно связанная с транспор¬
тирующей способностью потока. Дальнейшее развитие эта классификация получила в
работах Н.С. Знаменской [13, 14], согласно которой последовательность типов рус¬
ловых процессов в типизации ГГИ не соответствует монотонному изменению транс¬
портирующей способности и также не отвечает последовательности их взаимо-
переходов.
Ею выделяются активные и пассивные русловые процессы. Активными считаются
те, которые связаны с движением главных форм - гряд, осередков, побочней, ленточ¬
ных гряд, и блужданием русла при гладкой форме движения наносов. Эта последова¬
тельность соответствует увеличению транспортирующей способности потока и умень¬
шению гидравлических сопротивлений, что достигается сначала уменьшением общего
числа форм на участке, а затем их уполаживанием. Уточненная Н.С. Знаменской
классификация ГГИ представляет собой иерархическую структуру из нескольких
генетически упорядоченных рядов русловых форм.
А.Н. Кондратьев [15] считает, что для равнинных широкопойменных рек можно
выдейй'гь два независимых фактора руслоформирования: транспортирующую способ¬
ность потока и отношение горизонта прохождения руслоформирующего расхода (<2ф) к
отметке поймы. Его вариант классификации ГГИ включает два гомологических ряда
русловых форм, соответствующих нарастанию транспортирующей способности в
одном случае при прохождении <2ф в пределах русла (однорукавное русло), в другом
случае - при прохождении <2ф при затопленной пойме (разветвленное русло).
В типизации ГГИ отчетливо просматривается попытка отобразить генетические
43

связи руслового рельефа, последовательность этапов изменения русловых макроформ.
Однако в ней почти не фигурируют условия формирования речных русел. Принципы
классификации Р.С. Чалова, детально учитывая условия формирования русел, в значи¬
тельной мере игнорируют генетический момент.
Балансовый принцип: закономерность изменения баланса рыхлого материала явля¬
ется сущностью процесса развития системы водный поток - русло.
И.П. Карташов [16], развивая концепцию В.В. Ламакина [17], рассматривает
направленность и интенсивность флювиальных процессов в зависимости от баланса
рыхлого материала, участвующего в формировании аллювиальных отложений. При
этом выделяются стадии врезания, равновесия и аккумуляции. Непосредственная
причина наступления и прекращения процессов врезания и накопления аллювия -
изменение знака и величины баланса рыхлого материала на участке речной долины.
Балансовая характеристика системы, как выражение фундаментальных законов
сохранения, является наиболее общим и содержательным ее описанием.
Подчеркнем, что в рассматриваемом случае баланс транспортируемого рыхлого
материала на участке реки подразумевает и баланс энергии потока, поскольку состоя¬
ние равновесия русла достигается только тогда, когда оба они равны нулю. Систем¬
ный подход предполагает исчерпывающим описание системы, совместно учитывающее
круговороты (балансы) вещества, энергии и форм их организации [10]. Между тем в
основных классификационных построениях используется один или несколько более
частных признаков.
Интересна в этом смысле позиция А.Н. Кондратьева. Анализируя, как упоминалось
выше, основания классификации ГГИ [15], он подчеркивает различия между
вариантом Н.Е. Кондратьева и И.В. Попова и вариантом Б.Ф. Снищенко. В первом
случае основанием классификации является нарастание транспортирующей способ¬
ности, во втором - расход наносов. В другой статье, опубликованной в том же году,
А.Н. Кондратьев пишет уже о соотношении транспортирующей способности потока и
стока наносов как условии формирования русел рек разных типов [18]. Дается
развернутый анализ типов русловых процессов и их взаимных переходов с точки
зрения баланса наносов, представленного в форме "относительной транспортирующей
способности" [18, с. 15]. Близость принципов анализа А.Н. Кондратьева и авторов
настоящей статьи закономерно приводит к ряду совпадающих результатов.
Принцип дискретности: развитие русловых процессов происходит относительно дис¬
кретно на различных структурных уровнях.
Разные структурные уровни соответствуют микро-, мезо- и макроформам руслового
рельефа. При этом деформации микро- и мезоформ отражают процесс твердого стока
преимущественно в части движения влекомых наносов, в то время как динамика
макроформ отражает всю полноту твердого стока [12]. Принцип дискретности
русловых процессов предложен Н.Е. Кондратьевым и очень подробно обоснован
Н.С. Знаменской [14].
Понятие дискретности неразрывно связано с понятием "руслоформирующие рас¬
ходы". Наиболее логичное и обоснованное их определение и методика расчета принад¬
лежат Н.И. Маккавееву и Р.С. Чалову [19], согласно которым - это расход,
обеспечивающий максимальный объем транспорта наносов за длительные периоды
развития русла. Такое понятие £, с некоторыми вариациями, сейчас можно считать
общепринятым. Н.С. Знаменская в качестве <2ф принимает такие диапазоны расходов,
которые приводят в движение главные (рядовые) формы руслового рельефа и кото¬
рым соответствует максимум расхода наносов. Главные формы русла по размерам
отвечают образующему их и остаются унаследованными при снижении расходов,
медленно срабатываясь во всем диапазоне расходов воды.
Структурные уровни русловых процессов тесно увязаны с выделением ярусов пой¬
менного рельефа [2]. В условиях крайне неравномерного стока рек зоны муссонного
климата четко фиксируются как бы два вложенных одно в другое русла. Одно отве¬
чает меженным уровням, при которых обнажаются косы, побочни, пляжи. Второе
44

отвечает бровкам высокой поймы, оно заполняется обычно несколько раз в год, но не
каждый год, и гидродинамика потока в его пределах в общем остается свойственной
именно руслу.
Исходя из этого, будем понимать под низкой поймой все подвижные прирусловые
формы, сложенные русловой фацией аллювия, без растительного покрова или покры¬
тые растительностью, устойчивой к ежегодному затоплению. Все они являются мезо-
формами, и их динамика относится к соответствующему структурному уровню русло¬
вых процессов. К высокой пойме относим участки пойменного рельефа, образованные
отложениями пойменной фации и в естественном состоянии покрытые раститель¬
ностью, неустойчивой при ежегодном затоплении. Динамику макроформ руслового
рельефа, затрагивающую конфигурацию высокой поймы, относим к верхнему струк¬
турному уровню русловых процессов.
Размерный принцип: специфика влияния зональных и азональных факторов русло¬
вых процессов выражается в необходимости учитывать размер реки.
Соответствие руслоформирующей деятельности рек природной обстановке их водо¬
сборов может быть выявлено только при учете размеров водотоков. А.М. Коротким
[20] на примере Приморья показано, что при переходе от гор к равнинам уклоны русел
магистральных водотоков (при одновременном возрастании водности) уменьшаются в
большей степени, чем крупность руслового аллювия, поэтому в пределах депрессион-
ных зон крупные магистральные реки в целом переносят более грубообломочный
материал, чем малые водотоки, вследствие чего характер их русловых процессов
близок к горным рекам.
Так, например, русло реки Большая Уссурка в нижнем течении развивается по типу
пойменной многорукавности в условиях накопления аллювия, состав русловой фации
крупногалечно-гравийный. Впадающая в нее река Маревка почти на всем протяжении
свободно меандрирует в условиях динамического равновесия, состав руслового аллю¬
вия при этом песчано-гравийный с галькой. То же самое отмечается в нижнем течении
р. Бикин и впадающей в нее р. Алчан и т.д., поскольку русловые процессы местных
рек определяются окружающими природными условиями, а русловые процессы магист¬
ральных рек азональны.
Классификация типов русловых процессов
Классифицируемыми объектами являются морфологически однородные участки
речных долин, в пределах которых геолого-геоморфологическое строение и гидроло¬
гический режим меняются несущественно. Основной признак указанной однороднос¬
ти - неизменность на участке типа русловых процессов (ТРП). Под последним пони¬
мается относительно устойчивая форма организации транспорта наносов, отражающая
многолетнюю динамику баланса рыхлого материала. Одновременно каждый ТРП
понимается как морфологически определенный и необходимый этап руслового морфо¬
генеза [2].
Инвариантно-генетическую последовательность образуют девять типов русловых
процессов (рис. а), объединенных в четыре стадии развития речной долины в соот¬
ветствии со знаком и величиной баланса рыхлого материала. Каждому ТРП отвечают
определенные структурный уровень и условия развития русловых деформаций и
поймообразующих процессов. Саморазвитие флювиального морфогенеза определяется
отрицательными отбратными связями, преимущественно посредством изменения ук¬
лона русла, следствием чего является стремление к состоянию динамического рав¬
новесия [16].
Стадия врезания является начальной в развитии системы "водный поток - русло".
Она включает бесструктурный транспорт наносов, сменяющий тип русловых про¬
цессов развивающимися на уровне мезоформ - осередковым и побочневым. Признак
бесструктурного транспорта - отсутствие устойчивых аккумулятивных форм. Осеред-
ковый ТРП характеризуется наличием мест локального замедления транспорта
45

ON

наносов. На этих участках реки возникают отдельные крупные гряды, формирующие
простые одиночные разветвления русла. Побочневому ТРП отвечают синусоидальные
излучины меженного русла, появляющиеся в результате формирования последова¬
тельности взаимосвязанных перекошенных гряд. Врезание, сопровождающееся умень¬
шением уклона, не прекращается, пока поток имеет контакт с породами ложа,
непосредственно или с помощью перемещаемого рыхлого материала.
Для стадии неустойчивого динамического равновесия характерно ограниченное и
незавершенное меандрирование. При переходе от врезания к равновесию преоб¬
ладают горизонтальные смещения водных потоков, что ведет к расширению долины и
уменьшению уклона. При этом отрицательный баланс рыхлого материала относи¬
тельно резко сменяется положительным, формируются аллювий нормальной мощности
и пойма также "нормальной" ширины, т.е. переход русловых процессов на уровень
макроформ. Далее вертикальные деформации развиваются в пределах аллювиальной
толщи. Русловые процессы идут по типу ограниченного меандрирования, при котором
плановое смещение излучин ограничено склонами долины или уступами речных террас
и имеет характер параллельного сползания. К этому же типу отнесены и вынуж¬
денные излучины.
Дальнейшее развитие приводит к неустойчивому динамическому равновесию. Неус¬
тойчивым оно является в результате большого объема обменных масс аллювия и
"импульсного" характера его транспорта, когда периоды длительного накопления пере¬
межаются интенсивным выносом. При незавершенном меандрировании формируются
прорванные излучины. Они характеризуются наличием спрямляющих проток, которые
являются следствием линейной эрозии высокой поймы при больших паводках.
Для стадии накопления руслового аллювия характерны русловая и пойменная
многорукавность в условиях перегрузки потока наносами, когда формы русла опреде¬
ляются перераспределением стока воды и наносов между рукавами, их образованием и
исчезновением. Русловая многорукавность характеризуется наличием сложных сопря¬
женных разветвлений русла. При пойменной многорукавности развиваются длинные
извилистые рукава на пойме. Переход от аккумуляции к равновесию сопровождается
превращением разветвленного русла в единое с большей транспортирующей способ¬
ностью. При этом баланс рыхлого материала временно становится отрицательным
[16]. Лишь после некоторого углубления днища потока наступает устойчивое дина¬
мическое равновесие при малых объемах обменных масс.
Для стадии устойчивого динамического равновесия характерно развитие русловых
процессов по типу свободного меандрирования, а также в извилистом поясе мендари-
рования. Свободное меандрирование проявляется в формировании сегментных и пет¬
леобразных излучин, развитых в широких долинах при отсутствии ограничений на
плановые перемещения русла. Свободное меандрирование русла малого радиуса
кривизны с локальными разветвлениями в извилистом поясе меандрирования харак¬
терно для малых и средних равнинных рек. Этот последний тип русловых процессов
развивается на уровне макроформ различных порядков при редукции мезоформ.
Таким образом, и при врезании, и при накоплении аллювия саморазвитие системы
"водный поток - русло" приводит ее к состоянию динамического равновесия, неустой¬
чивому в первом случае и устойчивому во втором. Неустойчивое равновесие при
больших объемах обменных масс сменяется накоплением, устойчивое равновесие при
прогрессирующем снижении объемов обменных масс приводит к редукции русловых
процессов, выраженной дефицитом аллювия русловой фации и слабым развитием или
отсутствием мезоформ.
Изменение транспортирующей способности потока в рамках данной последователь-
Рис. а
Баланс рыхлого материала и типы русловых процессов
а - инвариантно-генетическая последовательность типов русловых процессов рек горных стран муссонной
зоны
47

ности не является монотонным. Ее рост происходит лишь с 1-го примерно до 5-го ТРП:
распространенных в пределах области формирования водных ресурсов (см. ниже),
далее для широкопойменных ТРП она скорее снижается, особенно по удельной
величине. Однако крупность перемещаемых частиц при этом непрерывно уменьша¬
ется на несколько порядков. Следовательно, классификация отражает последователь¬
ное увеличение относительной подвижности аллювия, определяемой соотношением
живой силы потока и гидравлической крупности частиц.
Основы прогноза антропогенной нарушенности русловых
процессов
Описанная инвариантно-генетическая последовательность рассматривается как
наиболее общая модель развития системы "водный поток - русло" в условиях горных
стран зоны муссонного климата. Любую реально наблюдаемую последовательность
ТРП можно рассматривать как конкретную реализацию ИГП системы в определенных
условиях среды. Наиболее эффективный способ описания этих условий - ландшафтно¬
гидрологическое районирование, выполненное авторами на примере Приморья в двух
пространственных уровнях - топологическом и региональном на основе сочетания
ландшафтного и структурного принципов [2].
Региональные области формирования, транзита и концентрации водных ресурсов
при этом выделялись таким образом, чтобы они охватывали преимущественно ланд¬
шафты соответствующего типа (стокоформирующие, транзитные, аккумулирующие);
их границы проходили по основным водораздельным хребтам; структура речной сети
"образующих" рек (текущих от регионального водораздела до регионального тальвега
вкрест простирания макроморфоструктур) находилась в общем соответствии с выде¬
ленными областями. Установлены типичные парагенетические сочетания ТРП (рис. б),
дифференцированные по размерам рек, ландшафтно-гидрологическим областям и мак¬
росклонам Сихотэ-Алиньского мегасвода.
Отклонения от этих сочетаний можно рассматривать как локальные нарушения,
обусловленные геологическими или антропогенными факторами. Если содержательный
анализ покажет, что нарушение является следствием хозяйственной деятельности, то
ему может быть дана комплексная оценка на основе описанной ниже системы кри¬
териев. При этом хозяйственные объекты должны классифицироваться в том числе по
расположению - в зависимости от зоны риска.
Понятие зоны риска является ключевым в авторской концепции оценки риска за¬
топления и развития водно-эрозионных процессов при наводнениях и соответствует
наиболее крупным подразделениям затапливаемой территории, выделяемым по ка¬
чественным основаниям при районировании в пределах отдельного участка речной
долины [3]. Всего выделяется 4 зоны - низкого, среднего, высокого риска и постоянной
опасности. Зона высокого риска охватывает прирусловые участки высокой поймы, в
пределах которых развиваются плановые деформации русла и активные поймообра¬
зующие процессы. Здесь в отличие от зоны среднего риска локальные защитные меро¬
приятия ненадежны без регулирования русла и/или стока. Зона постоянной опасности
включает русло и низкую пойму.
В данном случае мы рассматриваем хозяйственное освоение пойм, связанное с
массовым строительством инженерных сооружений (дороги и мосты, обвалование,
жилая и промышленная застройка и т.п.). Такое освоение является фактором стес¬
нения потока, который может оцениваться по аналогии с изменением условий развития
поймообразующих процессов в сторону ограничения [21]. Следовательно, сущест¬
венное воздействие на русловые процессы в результате освоения долины должно
проявляться в смене ТРП на предыдущий по ИГП (рис. а), т.е. в переходе на более
"ранние" этапы развития системы, причем тем более ранние, чем интенсивнее воз¬
действие.
48

б
Западный склон Сихотэ-Алиня	Восточный склон Сихотэ-Алиня
и Уссури-Ханкайская впадина
Местные реки в области формирования водных ресурсов
Баланс рыхлого материала и типы русловых процессов
б - характерные парагенетические сочетания типов русловых процессов в Приморье (области форми¬
рования, транзита и концентрации водных ресурсов, местные и зональные реки - с площадями водосбора
менее 10 000 км2, текущие в пределах одной или нескольких областей соответственно)
ИГП системы "водный поток - русло" позволяет сформулировать критерии четырех
степеней антропогенной нарушенности русловых процессов на участке: 1 - изменения
отдельных элементов руслового и пойменного рельефа без смены ТРП; 2 - изменения,
приведшие к смене ТРП, но без смены стадии развития; 3 - изменения, приведшие к
смене стадии развития, но без смены структурного уровня русловых процессов; 4 -
изменения, приведшие к смене структурного уровня. В общем смысле 1-я степень
может считаться безразличной, 2-я - приемлемой, 3-я - нежелательной и 4-я -
недопустимой.
Можно утверждать по определению, что любое освоение в пределах зоны среднего
риска приведет к изменениям только 1-й степени, т.е. к вариациям в пределах ТРП.
Стеснение зоны высокого риска в зависимости от его величины и особенностей
гидрологического режима ведет к нарушениям 1-4-й степеней, 5-й степенью нару¬
шения может считаться ликвидация русловых процессов как явления, что переводит
проблему в иную логическую и содержательную плоскость.
При этом важное значение имеет устойчивость речных русел, которая оценивается
как количественными характеристиками скорости русловых деформаций, так и качест¬
венными описаниями, опирающимися на зависимость формы русла от степени его
подвижности. Низкая устойчивость проявляется делением русла на рукава и отсутст¬
вием типичных излучин [19]. С этой точки зрения, наиболее устойчивы русла, процесс
в которых протекает на уровне мезоформ (ТРП 1, 2, 3). Далее устойчивость пони¬
жается в последовательности ТРП 4-5-6, затем растет в последовательности ТРП 7-8
и, наконец, русло снова становится весьма устойчивым при ТРП 9, развивающимся на
уровне макроформ высших порядков при редукции мезоформ. Если обратиться к ба-
49

Оценка нарушенности русловых процессов при антропогенных сменах их типов
ТРП ис¬
ходный
Условия развития
поймообразующих
процессов
Устойчивость
русла
Оценка степени нарушенности русловых процессов
ТРП в результате антропогенного воздействия
1
2
3
4
5
6
7
8
9
1
Без поймы
Устойчивые
1
2
Ограниченные
2
1
3
2
2
1
4
Литологически
ограниченные
Слабоустойчи¬
вые
4
4
4
1
5
4
4
4
2
1
6
Неустойчивые
4
4
4
3
3
1
7
Свободные
Относительно
устойчивые
4
4
4
3
3
2
1
8
4
4
4
3
3
3
3
1
9
Устойчивые
4
4
4
4
4
4
4
4
1
лансовой характеристике, то увидим, что устойчивостью отличаются русла с отри¬
цательным балансом либо с равновесным, но очень малым по абсолютной величине
обменных масс. При равновесии с большим объемом обменных масс русло слабоустой¬
чивое, а максимальная неустойчивость наблюдается в активной фазе накопления
аллювия.
Изложенный анализ тенденций изменения русловых процессов приведен в таблице.
Несмотря на качественный характер таблицы, она позволяет сделать некоторые
содержательные выводы. Сразу видно, что при стеснении пойм на стадии врезания
(ТРП 1, 2, 3) возможные изменения остаются приемлемыми, совершаясь без смены
стадии и структурного уровня развития русловых процессов. Напротив, существенные
изменения на начальном этапе стадии неустойчивого равновесия (ТРП 4) сразу приво¬
дят к смене и стадии, и структурного уровня, т.е. недопустимы. Наихудшим сочета¬
нием устойчивости русла и степени нарушенности при возможных переходах отли¬
чается ТРП 6.
Заметим, что в рамках данного анализа все переходы считаются одинаково возмож¬
ными, хотя априори ясно, и натурные данные это подтверждают, что существуют
наиболее вероятные переходы для каждого ТРП. Так, например, для ТРП 7 наиболее
вероятны переходы к ТРП 6 или 4; для ТРП 8 наиболее вероятен переход к ТРП 5.
Стеснение русла с ТРП 6, где русловые процессы характеризуются большой энергией
и максимальной неустойчивостью русла в плане, заканчивается обычно не сменой
ТРП, а разрушением инженерных сооружений. Напротив, ТРП 9 отличается исключи¬
тельной устойчивостью по отношению к стеснению поймы и практически может
измениться лишь в результате канализации русла. При этом образуется нечто вроде
ТРП 1 характерного "антропогенного" облика.
Обоснование таких закономерностей, а также решение вопроса о скоростях смен
ТРП составляют основное содержание собственно экологического прогноза динамики
русловых процессов. Это возможно путем сочетания региональных обобщений данных
о руслоформирующей деятельности рек и исследований на ключевых участках с раз¬
личной историей хозяйственного освоения.
50

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Карасев М.С., Гарцман Б.И. Морфология русел как индикатор гидрологического режима речных до¬
лин //Гидрология и русловые процессы. М.: 1998. С. 183-195.
2.	Карасев М.С., Гарцман Б.И., Тащи СМ. Пространственно-временные закономерности руслового мор¬
фогенеза горных стран муссонной зоны //География и природные ресурсы. 2000. № 1.С. 106-116.
3.	Гарцман Б.И., Карасев М.С., Степаненко Л.А. Картографирование риска затопления и развития
водноэрозионных процессов в долинах рек горных стран зоны муссонного климата: методические и
прикладные аспекты //Водные ресурсы. 2000. № 1. С. 13-20.
4.	Ландшафтно-гидрологический анализ территории / Антипов А.Н., Корытный Л.М. Новосибирск: Наука,
Сиб. отд-ние. 1992. 208 с.
5.	Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346 с.
6.	Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
7.	Великанов М.А. Русловой процесс (основы теории). М.: Физматгиз, 1958. 395 с.
8.	Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации речных русел //
Геоморфология. 1996. № 1. С. 26-36.
9.	Сочава В.Б. Географические прогнозы //Теория и методы прогноза изменений географической среды.
Иркутск: 1973. С. 7-11.
10.	Гарцман И.Н. Некоторые проблемы системного подхода в гидрометеорологии // Тр. ДВНИГМИ. 1976.
Вып. 51. С. 3-47.
11.	Гарцман И.Н. Системные аспекты моделирования в гидрологии // Тр. ДВНИГМИ. 1977. Вып. 63.
С. 3-84.
12.	Кондратьев Н.Е., Попов И.В., Снищенко Б.Ф. Основы гидроморфологической теории руслового про-
цесса. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 272 с.
13.	Знаменская Н.С. Системная методология как основа изучения руслового процесса // Динамика и термика
рек и водохранилищ. М.: Наука, 1984. С. 171-194.
14.	Знаменская Н.С. Гидравлическое моделирование русловых процессов. СПб: Гидрометеоиздат, 1992.
240 с.
15.	Кондратьев АН. Объединение альтернативных гипотез на формирование русел // Динамика и термика
рек, водохранилищ и прибрежной зоны морей. М.: 1999. С. 312-315.
16.	Карташов И.П. Основные закономерности геологической деятельности рек горных стран. М.: Наука,
1972. 184 с.
17.	Ломакин В.В. О динамической классификации речных отложений // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1950. Нов.
сер. Т. Ш(1Х). С. 161-168.
18.	Кондратьев А.Н. Соотношение транспортирующей способности потока и стока наносов как условие
формирования русел рек разных типов // Геоморфология. 1999. № 3. С. 14-18.
19.	Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
20.	Короткий А.М. Палеогеоморфологический анализ осадков и рельефа горных стран (на примере Даль¬
него Востока). М.: Наука, 1983. 244 с.
21.	Чернов А.В. Геоморфология пойм равнинных рек. М.: Изд-во МГУ, 1983. 198 с.
ТИГ ДВО РАН	Поступила в редакцию
29.12,2000
PRINCIPLES OF REGIONAL ANALYSIS OF CHANNEL PROCESSES
IN THE SMALL AND MIDDLE-SIZE RIVERS AND THEIR MAN-INDUCED DYNAMICS
B.I. GARTSMAN, M.S. KARASEV
Sum m a г у
The application of system methodology to channel process classification is discussed. A regional example of
classification is given, based on the loose rock balance changes, which occur during self-development of the flow -
channel system in the monsoon mountains. Presence, character and degree of man induced disturbances of the channel
processes may be analyzed on the basis of methodic described. The criteria of such disturbances are applicable to
ecological prognosis.
51

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
2002
ГЕОМОРФОЛОГИЯ И НАРОДНОЕ ХОЗЯЙСТВО
УДК 551.435Л3:551.438.5(282.247)
© 2002 г. Т.В. КУТУЗОВ
ВЕРТИКАЛЬНЫЕ РУСЛОВЫЕ ДЕФОРМАЦИИ И ИХ УЧЕТ
ПРИ ПРОЕКТИРОВАНИИ ПОДВОДНЫХ ПЕРЕХОДОВ КОММУНИКАЦИЙ1
В настоящее время среди исследователей существует мнение, что вертикальные
деформации русел малы и не представляют угрозы для переходов коммуникаций через
реки. Это было бы так, если бы все переходы заглублялись на 3-5 м ниже отметок дна
(для Европейской части России); на самом деле величины заглубления существующих
коммуникаций редко превышают 1-2 м, и, как правило, у эксплуатирующих
организаций возникают проблемы с их сохранностью.
Действительно, направленные вертикальные деформации, проявляющиеся в общих
размывах дна и понижении его отметок, в естественных условиях обычно оцениваются
на равнинных реках в миллиметрах или даже в долях миллиметра в год [1-3]. Поэтому
при проектировании подводных переходов со сроком службы - первые десятки лет -
ими можно пренебрегать. Местные размывы дна, происходящие как следствие разви¬
тия излучин, углубления одного из рукавов или других проявлений периодических
русловых деформаций достаточно велики, и именно их величина обязательно прог¬
нозируется для определения глубины заложения коммуникаций [4]. Также велики
амплитуды колебаний отметок дна русел, возникающих при смещении перекатов,
побочней или других аккумулятивных форм руслового рельефа, а также при местных
размывах дна возле инженерных сооружений и при стеснении потока, например,
опорами мостов [5]. Для всех этих проявлений вертикальных деформаций существуют
апробированные методы расчета, широко применяемые на практике, хотя много¬
образие и сложность процессов не везде гарантируют от ошибок, что приводит к
возникновению аварийных ситуаций.
Однако в случае интенсивной антропогенной нагрузки на реки интенсивность
вертикальных деформаций резко (на порядки величин) возрастает. Таково врезание
русел рек в нижних бьефах гидроузлов [6-8] и на участках разработки русловых
карьеров стройматериалов [9]. Для них не только разработаны методы расчета, но и
дана реалистическая оценка последствий самого явления на многих реках России,
затронутых этими видами техногенных воздействий [10]. В подобных условиях при
проектировании переходов коммуникаций через реки требуется специальный анализ
вертикальных русловых деформаций для определения оптимальной величины их
заглубления под руслами рек. С этой целью для ряда рек Европейской части России
были построены графики зависимостей Q =/(Я), где Q - измеренный расход воды, м3/с,
а Я - уровень воды, соответствующий ему в метрах от нуля графика водомерного
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 00-05-64690).
52

Рис. 1. Изменение положения кривых за многолетний период на г/п Эльхотово
(р. Терек)
а - зависимостей Q =ДЯ); б - график Н = (T,Q).
1 - изменение уровня при Q = 150 м3/с; 2 - общий тренд данных
поста, а также графики изменения уровня при заданном расходе по данным гидро¬
логических постов (г/п), чьи створы находятся вблизи существующих кабельных пе¬
реходов (Терек, Кума, Малка, Ока, Дон). Все эти реки подвержены сильной антро¬
погенной нагрузке, что сказывается на их русловом режиме.
При этом следует отметить, что для проектирования кабельных переходов связи в
отличие от трубопроводов и других коммуникаций до сих пор нет соответствующих
методических указаний или руководств по учету русловых процессов. На практике в
проектных организациях применяются по аналогии те нормативные документы,
которые разработаны для других проектных целей (переходов газо-, нефте-,
продуктопроводов, линий электропередач и др.), хотя подводные кабельные переходы
отличаются от них определенной спецификой [11]. Кроме этого, практически во всей
нормативной литературе по этому вопросу игнорируются направленные вертикальные
русловые деформации.
Для Терека графики Q =/(//) построены по трем постам - Владикавказ, Эльхотово,
Моздок.
Для первого участка был использован анализ совмещенных зависимостей Q = /(#),
проведенный при изучении возможности регенерации карьеры ПГС на р. Терек у
г. Беслан [12]. Анализ показал, что интенсивное взрезание русла наблюдалось в
период 1936-1960 гг., уровни понизились на 0.70 м. Это объясняется проведенными в
этот период гидротехническими мероприятиями (строительство набережных в преде-
53

Рис. 2. Изменение положения кривых за многолетний период на г/п Моздок (р. Терек)
Уел. обозначения см. рис. 1
л ах Владикавказа) и разработкой карьеров в русле ниже по течению. В период 1960-
1996 гг. врезание русла приобрело естественные скорости, и уровни понизились на
0.30 м.
Гидрологический пост Эльхотово (наблюдения на нем прекращены в 1984 г.)
находится на относительно прямолинейном участке русла Терека. В межень оно
представляет собой галечное поле (обсохшие отмели) в пойменных берегах, среди
которых русло Терека по ширине занимает всего четвертую часть. При повышении
уровня русло разделяется на несколько проток, в каждую из которых может перейти
главное течение реки, размыв ее русло, тогда как прежнее русло будет занесено
наносами, обмелеет и в межень превратится в обсохшее ложбинообразное понижение
среди галечного поля.
По совмещенным зависимостям Q = /(Я) и графику изменения уровня при
Q = 150 м3/с (рис. 1) за период 1941-1984 гг. определена средняя величина колебания
уровней, примерно равная 1.15 м. С 1941 по 1960 г. уровни повысились на 0.7 м, что
обусловлено естественными процессами аккумуляции наносов на данном участке при
выходе реки из ущелья "Эльхотовские ворота” на предгорную равнину. После
проведенных гидротехнических мероприятий в районе поста (обвалование русла,
устройство водозабора в Эльхотовский канал) в 1960-1975 гг. произошло врезание
русла и понижение отметок его дна на 1.14 м. При этом на дне были вскрыты
трудноразмываемые скальные породы, дальнейший врез прекратился, а затем на фоне
54

Рис. 3. Изменение положения кривых за многолетний период на г/п станция Прохладная
(р. Малка)
Уел. обозначения см. рис. 1
пониженной водности (забор воды в канал) началась аккумуляция наносов - уровни
повысились с 1975 до 1981 г. на 0.3 м. Однако общий тренд данных по участку
показывает, что здесь преобладает процесс врезания русла со скоростью около
0.3 см/год.
На третьем участке (г/п Моздок) графики (рис. 2) показали цикличное колебание
уровня. В период 1941-1984 гг. наблюдаются два одинаковых понижения и повышения
уровня с амплитудой 1-1.1 м, что объясняется прохождением крупных русловых гряд
через створ поста с шагом порядка 25 лет. Размеры гряд вполне соответствуют
размерам и водности реки. Общий тренд показал, что здесь идет процесс аккумуляции
с небольшими скоростями, обусловленный небольшим подпором от нижележащего
водохранилища.
На р. Малка створ гидрологического поста станция Прохладная расположен на
0.75 км ниже слияния реки с р. Баксан. Здесь на русловой режим в основном влияет
приток, более полноводный и насыщенный наносами. Графики Q =/(Я) (рис. 3) пока¬
зали, что с 1940 до 1970 г., когда реки находились в естественном состоянии, уровни
повысились на 0.8 м, причем можно отметить, что через створ поста прошли две
небольших русловых гряды высотой 0.3-0.5 м и с шагом порядка 15 лет. В результате
проведенных гидротехнических мероприятий на участке активной разработки карье¬
ров в русле реки с 1981г. произошло врезание русла на 1.12 м. Затем ситуация
55

Рис. 4. Изменение положения кривых за многолетний период на г/п Александрийское
(р. Кума)
1 - изменение уровня при Q = 10 м3/с.
Остальные уел. обозначения см. рис. 1
стабилизировалась, и на участке начался процесс аккумуляции со скоростью
~1.3 см/год. Однако на данный момент результирующим за этот период является
общее понижение отметок дна со скоростью ~1 см/год.
Сток Кумы сильно зарегулирован (Отказненское и другие водохранилища). Во мно¬
гих местах русло реки обваловано. В большом объеме сток разбирается на орошение;
кроме того, река испытывает очень сильную другую антропогенную нагрузку. Створ
гидрологического поста Александрийское расположен в пределах населенного пункта
на относительно прямолинейном участке русла. В период 1940-1988 гг. преиму¬
щественно наблюдалось врезание русла (рис. 4), уровни понизились на 1.5 м. Это
объясняется легко размываемыми грунтами, слагающими русло, и усиленной антро¬
погенной нагрузкой, выраженной в массовых гидротехнических мероприятиях, свя¬
занных с укреплением русла (обвалование, набережные). Небольшие повышения
уровней наблюдались в периоды 1950-1955 и 1970-1975 гг., что, вероятно, связано с
некоторым повышением водности в эти годы и повышенным выносом сюда наносов из
вышележащих притоков.
Гидрологический пост на р. Дон в Задонске расположен в 0.2 км выше железно¬
дорожного моста. Совместный анализ построенных зависимостей расходов от уровней
и графика изменения уровней при (9 = 50м3/с (рис. 5) показал, что в период 1936—
56

Рис. 5. Изменение положения кривых за многолетний период на г/п Задонск (р. Дон)
1 - изменение уровня при Q = 50 м 3/с. Остальные уел. обозначения см. рис. 1
1955 гг. русло на участке было стабильным. Небольшие повышения и понижения
уровня в этот период можно отнести за счет прохождения небольших русловых гряд с
шагом ~5 лет и высотой 0.2 м. Основное врезание русла произошло в период 1955—
1975 гг., когда уровни понизились почти на 1 м (скорость врезания 5 см/год). Это
явилось следствием постройки железнодорожного моста и процесса общего примо-
стового размыва. В период 1971-1988 гг. ситуация нормализовалась в результате
проведенных гидротехнических мероприятий, направленных на стабилизацию русло¬
вых процессов в районе моста.
Гидрологический пост Калуга на Оке расположен на прямолинейном участке
врезанного русла с песчано-гравийным составом наносов. Здесь с 1948 до 1962 г.
наблюдался процесс естественной аккумуляции наносов - уровни повысились на
0.15 м. С 1962 до 1975 г. произошло понижение уровней в итоге на 0.9 м. Это связано
с увеличением объемов дноуглубления на перекатах по трассе судового хода и с
разработкой карьеров стройматериалов в русле реки ниже по течению. С 1975 до
1980 г. знак процесса сменился, вероятно, из-за прохождения русловой гряды через
створ поста. С 1980 до 1988 г. врезание русла активизировалось, вследствие увели¬
чения объемов выработок в русловых карьерах уровни понизились еще на 0.4 м.
57

Рис. 6. Изменение положения кривых за многолетний период на г/п Калуга (р. Ока)
Уел. обозначения см. рис. 1
Общая направленность процесса здесь прослеживаетя по графику изменения уров¬
ня воды при Q = 150 м3/с (рис. 6) - это врезание русла со скоростью около
2.9 см/год.
Выводы
В естественном состоянии русел рек величина врезания невелика и колеблется в
пределах 0.3-0.5 м, что не представляет угрозы подводным переходам коммуникаций,
рассчитанным на срок эксплуатации 20-30 лет. Но в условиях большой антропогенной
нагрузки (обвалование русел, разработка карьеров, забор стока на орошение и т.д.),
наблюдается активизация врезания русел рек.
Под влиянием антропогенных факторов (особенно русловых карьеров) процессы
врезания активизируются и могут достигать за 20 лет 1.2 м и более, что обязательно
надо учитывать при проектировании подводных переходов.
При проектировании подводных переходов (особенно на реках с грядовым движе¬
нием наносов) необходимо учитывать параметры гряд и их временной шаг.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
2.	Алексеевский Н.И., Чалов Р.С. Движение наносов и русловые процессы. М.: 1997. 166 с.
58

3.	Чалов Р.С., Лю Шугуан, Алексеевский Н.И. Сток наносов и русловые процессы на больших реках России
и Китая (Северная Двина, Обь, Лена, Хуанхэ, Янцзы). М.: Изд-во МГУ, 2000. 212 с.
4.	Учет деформаций речных русел и берегов водоемов в зоне подводных переходов магистральных
трубопроводов (нефтегазопроводов) ВСН 163-83. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 144 с.
5.	Андреев О.В. Проектирование мостовых переходов. М.: Транспорт, 1980. 215 с.
6.	Инженерно-географические проблемы проектирования и эксплуатации крупных равнинных водохра¬
нилищ. М.: Наука, 1972. 238 с.
7.	Лапшенков В.С. Прогнозирование русловых деформаций в бьефах речных гидроузлов. Л.: Гидро¬
метеоиздат, 1979. 240 с.
8.	Векслер А.Б., Доненберг В.М. Переформирования русла в нижних бьефах крупных электростанций.
М.: Энергоатомиздат, 1983. 216 с.
9.	Руководство по разработке раздела "Охрана окружающей среды" в проектах карьеров обводненных
месторождений песчано-гравийных материалов. М.: Департамент речного транспорта, 1996. 132 с.
10.	Беркович К.М., Чалов Р.С., Чернов А.В. Экологическое русловедение. М.: ГЕОС, 2000. 332 с.
11.	Кутузов Т.В. Учет русловых процессов при проектировании подводных кабельных переходов связи
через реки // Тр. пятой науч. конф. "Динамика и термика рек, водохранилищ и прибрежной зоны
морей”. М.: 1999. С. 330-332.
12.	Изучение возможности регенерации картера ПГС на пойме р. Терек у г. Беслан // Отчет Геофака МГУ.
М.: ООО Тея-Ваб", 1998.
ОАО "Гипросвязь"	Поступила в редакцию
29.05.2001
VERTICAL CHANNELS DEFORMATIONS AND THEIR ACCOUNTABILITY
IN THE SUBMERGED COMMUNICATION CROSSING DESIGN
T.V. KUTUZOV
Sum тагу
A method of evaluation of the vertical channel deformations is put forth. It is based on dependence between Q and
H and the level changes independent of Q are taken into consideration. The latter are obtained from gauging-stations
data (Terek, Malka, Kuma, Don, Oka rivers).
59

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
2002
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.435.162:551.4.012(470)
© 2002 г. Е.Ф. ЗОРИНА, И.И. НИКОЛЬСКАЯ, С.Д. ПРОХОРОВА
ОЦЕНКА ОПАСНОСТИ ОВРАГООБРАЗОВАНИЯ1
Овражная эрозия представляет собой один из наиболее активных и широко распро¬
страненных рельефообразующих процессов, негативно влияющих на все виды хозяйст¬
венной деятельности. Развитие оврагов, связанное, как правило, с антропогенным
фактором, в дальнейшем происходит по законам природных процессов и зависит от
совокупности природных факторов, определяющих возможность зарождения и
активность последующего роста. Наибольшее распространение овражность получила
в районах давнего сельскохозяйственного освоения, большое количество оврагов от¬
мечается также на урбанизированных территориях. Анализ динамики оврагообразо-
вания показывает, что во всех случаях идет процесс возникновения и развития новых
оврагов, удлинение современной овражной сети, т.е. оврагообразование представляет
опасность как непосредственным развитием в настоящем и будущем, так и своими
последствиями в виде образования овражной сети, расчленяющей водосборы более
крупных эрозионных форм.
Общеизвестно, что возникновение и развитие оврагов происходит при нарушении
естественного растительного и дерново-почвенного покрова, изменении плановых ха¬
рактеристик водосборов, увеличении глубин базисов эрозии. Эти же факторы опре¬
деляют и количество и максимальные размеры оврагов, которые могут быть ими
достигнуты. Максимально возможная овражность в количественном выражении пред¬
ставляет собой потенциал оврагообразования. Современная овражность - это реали¬
зация всего или части потенциала оврагообразовательного процесса. Ее характе¬
ристики отображены на топографических картах и позволяют оценить качество
земельных ресурсов с точки зрения их современного состояния и целесообразности
освоения. Степень реализации потенциала - функция периода активного овраго¬
образования, обусловленного интенсивностью и типом хозяйственного освоения тер¬
ритории. Соотношение между показателями современной и потенциальной овражности
определяет меру реализации потенциала оврагообразования, а их разность (прогнозная
овражность) - конкретные размеры опасности дальнейшего развития процесса [1].
Опасность овражной эрозии определяется как непосредственным состоянием совре¬
менного развития процесса, так и его прогнозными характеристиками, зависящими от
природных факторов. Отсюда возникает необходимость комплексного рассмотрения
современной и прогнозной овражности как показателей опасности развития на
1 Работа выполнена при финансовой поддержке программы "Университеты России".
60

территории оврагообразовательного процесса. Общепринятыми в настоящее время
показателями заовраженности территории являются густота (км/км2) и плотность
(ед/км2) оврагов. Каждый из этих показателей имеет самостоятельное значение для
оценки степени расчленения территории и активности процесса образования оврагов.
Густота характеризует протяженность овражной сети на единицу площади терри¬
тории, плотность - количество оврагов на единицу площади, что во многом обус¬
ловливает фронт развития процесса, а следовательно, и степень его дальнейшей
опасности. По сочетанию показателей современной и прогнозной овражности была
составлена карта "Опасность овражной эрозии равнинных территорий России".
Основными источниками информации при создании этой карты были результаты
натурных исследований состояния овражной эрозии на территории России и крупно¬
масштабные топографические карты. Также использовались карты густоты и плот¬
ности современных и потенциально возможных оврагов, составленные авторами по
разработанной ими методике в Научно-исследовательской лаборатории эрозии почв и
русловых процессов им. Н.И. Маккавеева.
Создание карт овражности - процесс многоэтапный, так как с появлением новых
результатов исследований и расчетных методик появляется возможность обновить и
дополнить ранее составленные карты. Работа по составлению карт современной
густоты и плотности оврагов включала пять этапов. На первом - по обзорно¬
топографической карте была составлена значковая карта распространения крупных
оврагов длиной свыше 600 м. На втором этапе были выделены ареалы распро¬
странения крупных оврагов по частоте их размещения и преобладающей длине.
Третий этап работы состоял в получении по крупномасштабным картам количе¬
ственных характеристик густоты овражной сети и плотности более коротких оврагов
длиной от 150 метров и более на ключевые участки в пределах выделенных ареалов
(ключевые участки выбирались для различных типов территорий). Четвертый этап
работы заключался в составлении карт густоты и плотности оврагов, длина которых
превышает 150 м. В основу выделения контуров с различной густотой и плотностью
оврагов положены границы ареалов крупных оврагов, которые уточнялись по данным,
полученным по ключевым участкам. При этом использовались гипсометрические,
почвенно-эрозионные и карты овражно-балочной сети отдельных районов. Итог пятого
этапа работы - составление карт современной густоты и плотности оврагов на
равнинные территории России, на которых в общие показатели овражности были
включены не учтенные ранее овраги длиной от 70 до 150 м. Расчет количества и
протяженности этих оврагов осуществлялся в контурах карты (4-й этап) по методике,
включавшей районирование территории по основным факторам оврагообразования,
выбор ключей (эталонов) и определение характеристик густоты и плотности по круп-
номасшабным картам. В результате проведенных расчетов были составлены карты
густоты и плотности современных склоновых оврагов длиной свыше 70 м на равнин¬
ные территории России в м-бе 1:2500000 (1990 г.). Значения современной густоты
овражной сети варьируют в пределах 0.01-1.3 км/км2, плотности - от 0.01 до 5 ед/км2
[2].
Современное состояние земельных ресурсов - это условия, в которых происходит
развитие промышленности и сельского хозяйства страны, осуществляется строи¬
тельство городов и сельских поселений. Основные моменты негативного проявления
современной овражности следующие.
1.	Ухудшение качества пахотных угодий и сокращение их площади вследствие
разрушения земель, потерь гумусового горизонта как на площади самих оврагов, так и
на прилегающих к оврагу пахотных землях.
2.	Заносы плодородных земель в поймах рек и пастбищных угодий в балках и
суходолах.
3.	Обмеление и полное отмирание верхних звеньев гидрографической сети.
4.	Загрязнение водных объектов выносами химических удобрений с полей, посту¬
пающих через овраги с ливневым и талым стоком.
61

5.	Овраги - это источник дополнительных затрат при любом инженерном освоении
территории.
Не меньший ущерб, часто непредсказуемых размеров, можно ожидать от дальней¬
шего развития овражной эрозии как в районах давнего освоения, так и в новых при
интенсификации антропогенной нагрузки. Развитие оврагов создает угрозу разрушения
жилых и промышленных комплексов, дорог, коммуникаций, линий электропередач и
т.д.
Опасность дальнейшего роста овражной сети рассчитывается, исходя из предельно
возможных по природным характеристикам региона параметров густоты и плотности
оврагов или так называемому потенциалу овражного расчленения. Потенциал заовра-
женности в различных природных районах определяется при условии одинакового
антропогенного воздействия - нарушения условий формирования стока воды и наносов
на водосборах по склонам долин рек и балок. Для определения этих параметров
использовалась методическая схема, включающая характеристики частоты овражного
расчленения (С, ед/км) и удлинения современной долинно-балочной сети за счет
развития оврагов (AL, км/км). Эти параметры определены в расчете на единицу длины
эрозионных форм, на склонах которых располагаются овражные водосборы. Они
рассчитывались для широкого диапазона природных характеристик: таких, как
расходы ливневого стока, процент обеспеченности, глубина местных базисов эрозии,
уклон, форма и длина склонов долинно-балочной сети, которые позволяют определить
принципиальную возможность или невозможность оврагообразовательного процесса на
склоне и максимальные габариты оврагов.
Принципиальная возможность оврагообразования определяется путем сопостав¬
ления критического уклона (/0), соответствующего началу процесса размыва, с укло¬
ном склона водосборного бассейна, на котором рассматривается развитие овра¬
га. Зависимость для определения критического уклона может быть представлена
как
= P°-67K2V(2о0'67.
где р - коэффициент формы руслового потока в овраге; Vp - размывающая скорость
для грунтов, слагающих склон, м/с; п - коэффициент шероховатости русла;
<2о - расход воды, м3/с.
В том случае, если уклон склона превосходит критический на величину, не
меньшую 0.04, возможно образование оврага. Его предельная длина (потенциал)
определяется по формуле
L =0.3-
HQo61
2.7 2о0.67 '
vpAvp'
где Я - глубина базиса эрозии овражного водосбора, м. Остальные обозначения смотри
выше.
Полученные расчетные характеристики /0 и L п использовались для определения
количества оврагоопасных водосборов и протяженности оврагов. По этим данным по¬
лучены расчетные параметры частоты и удлинения эрозионной сети [2]. Они опре¬
делены для широкого диапазона природных условий, для чего по каждому из основных
природных факторов составлялись специальные "факторные" карты, позволяющие
дать оценку степени устойчивости к образованию оврагов различных по природным
условиям территорий.
Расчет потенциальной овражности (по показателям густоты и плотности оврагов)
выполнялся в пределах водосборов рек первого порядка, выделенных на карте
м-ба 1:2500000. Густота (р0, км/км2) и плотность (Я0, ед/км2) овражной сети получе¬
ны как произведение густоты овражно-балочной сети водосборных бассейнов рек
(рд_б, км/км2) на расчетные значения AL и С: р0 = рд_бАГ, км/км2; П0 = рд_бС, ед/км2.
62

Потенциал овражной эрозии в пределах водосборных бассейнов рек позволяет рас¬
сматривать особенности распространения и развития линейной эрозии в единой системе
эрозионно-аккумулятивного процесса на каждом конкретном водосборе. В результате
выполненных расчетов каждый из водосборов был охарактеризован предельными
размерами густоты и плотности (потенциалом) овражного расчленения и составлены
авторские экземпляры карт потенциальной овражности в м-бе 1:2500000 (1990 г.). По¬
тенциальные характеристики густоты изменяются в пределах от 0.01 до 3 км/км2, а
плотности - от 0.01 до 15 ед/км2 [3].
Анализ карт потенциала овражности показывает, что одни и те же высокие ха¬
рактеристики овражного расчленения могут быть следствием сочетания различных
природных параметров. Глубокое эрозионное расчленение обусловливает значитель¬
ную опасность образования оврагов даже при малых осадках и низкой размываемости
грунтов. Те же значения повышенной овражности могут иметь место при легкораз-
мываемых породах и с малыми глубинами базиса эрозии. На территориях с выра¬
ботанным эрозионным рельефом и пологими вогнутыми склонами расчетные харак¬
теристики потенциала овражности имеют минимальные значения, несмотря на легкую
размываемость грунтов и большую глубину расчленения.
Для характеристики эрозионной опасности территории необходимы количественные
показатели дальнейшего развития, так называемая прогнозная овражность, которая
рассчитывается как разность между потенциальной и современной. Прогнозные пока¬
затели густоты и плотности овражной сети были подсчитаны для каждого выделенного
водосбора, после чего по этим данным составлены соответствующие карты. В отличие
от расчетных характеристик предельно возможного расчленения (потенциала густоты
и плотности), являющегося результатом развития эрозионной сети с начала процесса
линейной эрозии и прогнозируемого на будущее, размер прогнозных величин дает
представление о том, насколько в перспективе опасна территория с точки зрения
дальнейшего развития на ней овражной эрозии [4].
Как показывает анализ карт, прогнозная овражность неодинакова в различных
природных условиях. Основное влияние на степень реализации потенциала оказывают
интенсивность и давность освоения территорий. Она же обусловливает и прогнозные
характеристики овражности, которые снижаются по мере реализации потенциала.
В основу оценки "опасности" оврагообразования положено рассмотрение показа¬
телей современной и прогнозной овражности. Анализ современного распространения
оврагов и их прогнозных характеристик показал, что возможен весь спектр сочетаний
современной и прогнозной овражности. При этом влияние на степень опасности
современных и прогнозных показателей неодинаково, поскольку различно их воздей¬
ствие на ландшафт и хозяйственную деятельность. В разных регионах России в
зависимости от давности освоения, природных условий и направления хозяйственной
деятельности будет преобладать тот или иной вид ущерба. Прогнозные параметры в
сочетании с современными позволяют определить размеры площадей, практически
свободных от линейной эрозии, т.е. не оврагоопасные, не нуждающиеся в противо-
эрозионных мероприятиях.
Логично ожидать наибольшей реализации "потенциала" в регионах давнего хозяй¬
ственного освоения. Вместе с тем районы наиболее развитой современной овражности
являются и районами наибольшего прогнозного расчленения, что свидетельствует о
продолжающемся оврагообразовательном процессе. В то же время максимальный рост
оврагов можно ожидать в регионах в настоящее время безовражных, особенно в
случае сведения лесов, а также в зоне распространения "вечной" мерзлоты. И наобо¬
рот, территория, где эрозионное расчленение близко к предельному и водораздельные
пространства поражены современными оврагами, прогнозные значения становятся
минимальными. Практически потенциал по расчетам полностью реализуется в двух
случаях. 1. Современные показатели густоты и плотности оврагов вследствие длитель¬
ной и активной антропогенной нагрузки практически приблизились к предельным
максимальным значениям. 2. Современная овражность имеет минимальное развитие
63

Фрагмент карты "Опасность овражной эрозии равнинных территорий России"
Степень опасности овражной эрозии: 1 - незначительно опасная, 2 - мало опасная, 3 - умеренно опасная,
4 - опасная.
Прогноз плотности (ед/км2) и густоты овражной сети (км/км2): 5 - 0.5 ед/км2, 0.1 км/км2; 6 - 0.51-3 ед/км2,
0.11-1.0 км/км2; 7 - 3.1-5.0 ед/км2, 1.1-1.5 км/км2; 5-5.1-10 ед/км2, 1.51-3.0 км/км2
при минимальных потенциальных значениях густоты и плотности, что соответствует
территориям регионов, значительные площади которых заняты заболоченными
понижениями, а также районами с трудноразмываемыми породами, плоским рельефом,
прямыми и вогнутыми склонами.
На рисунке представлен фрагмент карты ’’Опасность овражной эрозии равнинных
территорий России", составленной путем сопоставления контуров карт современной и
прогнозной густоты и плотности оврагов. Полученные таким образом контуры имеют
64

3 Геоморфология, № 2
Опасность овражной эрозии на территории России
Степень опасности
Плотность оврагов, ед/км2
Густота овражной сети, км/км2
Характеристика возможной разрушительной силы
овражной эрозии
современная
прогнозная
современная
прогнозная
Опасная
2.1-5.0
0.51-3.0
0.51-1.3
0.11-1.0
Значительное расчленение с.-х. угодий,
2.1-5.0
3.1-5.0
0.51-1.3
1.1-1.5
препятствующее работе с.-х. машин и выпасу
2 Л-5.0
5.1-10.0
0.51-1.3
1.51-3.0
скота. Разрушение коммуникаций и
противоэрозионных гидротехнических
сооружений. Заиление прудов, водоемов. На
урбанизированных территориях разрушение
промышленных, жилых и строительных объектов
Умеренно опасная
2.1-5.0
=£ 0.5
0.51-1.3
=£0.1
Сокращение площадей пашни, изменение контуров
0.51-2.0
0.51-3.0
0.11-0.5
0.11-1.0
полей. Разрушение противоэрозионных валов,
0.51-2.0
3.1-5.0
0.11-0.5
1.1-1.5
потери плодородного (гумусного) слоя. Угроза
=£ 0.5
5.1-10.0
=£0.1
1.51-3.0
значительных разрушений на урбанизированных
территориях
Мало опасная
0.51-2.0
=£0.5
0.1-0.5
^0.1
Незначительное сокращение полевых угодий. На
=£ 0.5
0.51-3.0
=£0.1
0.11-1.0
урбанизированных территориях редкие случаи
=£ 0.5
3.1-5.0
^0.1
1.1-1.5
разрушений
Незначительно
=£0.1
0.51-3.0
=£0.1
SS0.1
Крайне редкие овраги на полях и
опасная
/А
о
Ln
/А
о
Ln
/А
о
Ln
0.11-1.0
урбанизированных территориях

различные сочетания современной и прогнозной овражности. Легенда карты отобра¬
жает четыре категории степени опасности овражного расчленения (опасная, умеренно
опасная, мало опасная и незначительно опасная), показанные на карте штриховкой.
Все категории опасности характеризуются количественными показателями прогноза
густоты (км/км2) и плотности (ед/км2), изображенными значками. Параметры
современной овражности могут быть определены при совместном рассмотрении карты
и таблицы. В таблице приводится характеристика возможной разрушительной силы
овражной эрозии. Категории опасности выделены согласно нормативным документам
программы ГНТП "Экология России. Проект 5.3.2. Оценка опасности эрозионно¬
аккумулятивных процессов (1993-1996)".
Ниже дается краткая характеристика каждой категории опасности.
1.	Опасная категория характеризуется максимальными значениями современной
овражности (плотность 2-5 ед/км2, густота 0.5-1.3 км/км2) при преимущественно
наибольшей прогнозной: плотность 5-10 ед/км2, густота 1.5-3 км/км2, а также,
возможно, частично реализованным потенциалом (прогнозная плотность до 5 ед/км2,
густота до 1.5 км/км2). Такое сочетание показателей свидетельствует о том, что
существует не только заовраженность территорий в настоящее время, но и опасность
дальнейшего активного развития оврагообразовательного процесса.
Опасные территории характерны для регионов давнего интенсивного хозяй¬
ственного освоения, почти полностью распаханные, с благоприятными геолого¬
геоморфологическими условиями для оврагообразования (глубокорасчлененные части
возвышенностей, сложенных пылеватыми и лессовидными отложениями). Опасны
районы Среднерусской, Калачской, Приволжской и Ставропольской возвышенностей,
Донского Белогорья, Вятских Увалов. В азиатской части России эти территории на
севере выявлены в районах интенсивного освоения - на п-овах Ямал, Тазовском,
Гыданьском, на юге - в Минусинской впадине, в долине р. Олей, на левобережье
р. Абакан.
2.	К категории умеренно опасной отнесены территории с достаточно высокой совре¬
менной овражностью (плотность 0.51-2 ед/км2, густота 0.11-0.5 км/км2) и частично
реализованными потенциальными показателями, прогнозные соответственно от 0.5 до
5 ед/км2 и от 0.11 до 1.5 км/км2. Кроме того, сюда относятся районы с максимальной
современной овражностью и минимальной прогнозной (почти полностью реализован¬
ным потенциалом), и, наоборот, с минимальной современной и максимальной прог¬
нозной. В том и другом случаях существует опасность или от уже причиненного
ущерба, или от усиления овражной эрозии при нарушении природных условий вслед¬
ствие активной антропогенной нагрузки.
Территории умеренно опасной овражности наблюдаются преимущественно в лесо¬
степной зоне на увалисто-холмистых равнинах и отрогах возвышенностей: Средне¬
русской, Смоленско-Московской и Приволжской, на Окско-Донской равнине, в Высо¬
ком Заволжье, в отдельных районах Болыпеземельской тундры, на п-овах Ямал,
Таймыр, Гыданьский, в бассейне р. Тобол, в Барабинской и Кулундинской степях, на
правобережье Новосибирского водохранилища, в междуречье Зеи и Бурей.
3.	Мало опасная степень овражной эрозии характеризуется сочетанием показа¬
телей современной и прогнозной овражности двух видов: 1) при современной плотности
0.5-2 ед/км2 и густоте 0.1-0.5 км/км2 отмечается почти полная реализация потенциала,
т.е. минимальные прогнозные значения густоты (0.1 км/км2) и плотности
(0.5 ед/км2) овражной сети; 2) при минимальных современных показателях прогнозные
варьируют в пределах: плотность 0.5-5 ед/км2, густота 0.11-1.5 км/км2.
Территории малой степени опасности характеризуются неглубоким расчленением
рельефа, его сглаженностью и залесенностью. На территории европейской части
России кроме моренных возвышенностей - Валдайской, Смоленско-Московской, Клин-
ско-Дмитровской, Галической и др. - она отмечается вдоль западных отрогов Уральс¬
ких гор, в пределах Северных Увалов, Верхнекамской и Бугульминско-Белебеевской
возвышенностей. В азиатской части России малая степень опасности наблюдается на
66

берегах Оби, в долине Иртыша, на Ишимской равнине, в Барабинской степи, по
берегам Красноярского водохранилища, в низовьях Енисея и др.
4.	Незначительно опасная степень развития овражной эрозии характеризует терри¬
тории с практически полным отсутствием оврагов в настоящее время, невоз¬
можностью возникновения их в будущем ввиду определенных природных условий, не
способствующих оврагообразованию; районы с полностью реализованным потенциа¬
лом при минимальных значениях современной овражности; редкие отдельные районы,
где при незначительной овражной эрозии в настоящее время (в лесной зоне) мало
вероятно образование оврагов при антропогенном вмешательстве (вырубка леса,
распашка, разные виды строительства и т.д.). На севере европейской части России к
ним относятся озерно-ледниковые, аллювиально-озерные и морские равнины с
грядовым рельефом - Приильменская, Двинско-Мезенская, Северо-Двинская равина,
районы Малоземельской и Болынеземельской тундр, Карелия и Кольский п-ов,
моренно-зандровые и аллювиально-эрозионные равнины (междуречье Оки и Волги),
Мещерская низменность, Низкое Заволжье и др. На юге это плоские низменности с
малыми глубинами базиса эрозии (Прикаспийская, Прикубанская низменности, Кумо-
Маныческая впадина).
Составленная карта дает информацию как о современном состоянии овражной
эрозии на равнинных территориях России, так и о степени ее дальнейшего развития,
что может служить основой для сравнительной оценки степени опасности овражной
эрозии в различных природных регионах России.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Зорина Е.Ф. Овраги, оврагообразование и потенциал развития // Эрозия почв и русловые процессы. М.:
Изд-во МГУ, 2000. Вып. 12. С. 72-95.
2.	Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Заовраженность равнинных территорий Рос¬
сии // Проблемы оценки экологической напряженности территории России: факторы, районирование. М.:
Изд-во МГУ, 1993. С. 33-42.
3.	Зорина Е.Ф., Каташ И.Г., Любимов Б.П. и др. Новые типы карт опасности овражной эро¬
зии // Геоморфология. 1992. № 3. С. 25-32.
4.	Веретенникова М.В., Зорина Е.Ф., Каташ И.Г. и др. Прогнозная оценка развития овражной эрозии как
современного антропогенного процесса // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1995.
Вып. 10. С. 68—86.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	17.07.2001
EVALUATION OF GULLY HAZARD
E.F. ZORINA, I.I. NIKOL’SKAYA, S. D. PROKHOROVA
Sum шагу
The density (km/km2) of gully network and characteristic of number of gullies per km2 were used for all-round
description of gully formation. Authors put forward a new method of gully erosion hazard evaluation based on the
comparison of nowadays and prognostic characteristics of gully erosion.
3*
67

УДК 551.4.012
© 2002 г. А.В. КОШКАРЕВ, И.А. МЕРЗЛЯКОВА, И.В. ЧЕСНОКОВА
ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ИНФОРМАЦИОННЫЕ СИСТЕМЫ
В ЭКОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ПРИЛОЖЕНИЯХ1
Важную часть современного инструментария географических исследований состав¬
ляют геоинформационные технологии, обслуживающие задачи создания и исполь¬
зования географических информационных систем (геоинформационных систем, ГИС).
Способность ГИС моделировать географические объекты и процессы порознь и в
комплексе, в статике и динамике, на разных территориальных уровнях, в разных мас¬
штабах и для разных целей позволяет считать их универсальным средством анализа и
синтеза. Среди множества решаемых с их помощью научных и прикладных задач мож¬
но выделить геоморфологические приложения, основанные на анализе рельефообра¬
зующих факторов или, напротив, рассматривающие рельеф как фактор среды. За¬
частую такой анализ предполагает цифровое моделирование рельефа и обработку по¬
лученных цифровых моделей, картографическую визуализацию результатов модели¬
рования и анализа. Применительно к задачам эколого-геоморфологического карто¬
графирования [1] средствами ГИС может быть решена задача оценки эколого-гео¬
морфологических ситуаций как "совокупности геоморфологических условий, возникаю¬
щих вследствие взаимодействия природных и техногенных процессов и определяющих
степень благоприятности территории для жизни населения" [2].
Несмотря на большой опыт использования геоинформационных технологий в гео¬
экологических и, в частности, эколого-геоморфологических исследованиях, на пути их
массового внедрения в отечественные научно-исследовательские разработки сущест¬
вуют немалые проблемы, связанные с низким уровнем оснащенности географической
науки аппаратно-программными средствами и недостатками в ее информационном
обеспечении. Например, при наличии достаточно развитых функций создания и ис¬
пользования цифровых моделей рельефа (ЦМР) в программных средствах ГИС - темы
первой части настоящей статьи - их широкое использование невозможно, поскольку
общедоступные ЦМР для территории России отсутствуют, а их массовое изготовление
академическими потребителями для собственных нужд вряд ли возможно и явно
неразумно. Ограниченная технологическая среда зачастую вынуждает исследователя
ограничиваться методическими примерами.
Один из возможных путей выхода из этой ситуации иллюстрирует вторая часть
настоящей работы: использование общедоступных средств электронного картогра¬
фирования и готовых цифровых карт-основ, приоритет содержательных и простран¬
ственно-аналитических аспектов использования ГИС перед технологическими, переход
к среде Интернета.
Рельеф как объект геомоделирования и пространственного анализа
Цифровое моделирование рельефа включает две группы операций, первая из кото¬
рых обслуживает решение задач создания модели рельефа, вторая - ее использо¬
вание.
Под цифровой моделью рельефа (ЦМР) принято понимать средство цифрового
представления трехмерных пространственных объектов (поверхностей, или рельефов)
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-0564820).
Содержание статьи отражает результаты научных работ, выполненных в 1999-2001 гг. по проектам
подпрограммы "Безопасность" ФЦНТП "Исследования и разработки по приоритетным направлениям науки и
техники гражданского назначения" и проекту "Региональные аспекты развития России в условиях глобаль -
ных изменений природной среды и климата".
68

в виде трехмерных данных, образующих множество высотных отметок (отметок
глубин) и иных значений аппликат (координаты Z) в узлах регулярной или нере¬
гулярной сети или совокупность записей горизонталей (изогипс, изобат) или иных
изолиний [3].
Модули создания и обработки ЦМР в составе универсальных полнофункциональных
инструментальных программных средств ГИС поддерживают следующие группы
функций: 1) создание ЦМР в рамках одной из моделей пространственных данных;
2) расчет "элементарных" морфометрических показателей: углов наклона (уклонов) и
экспозиций склонов; 3) оценка формы склонов через кривизну их поперечного и про¬
дольного сечений; 4) подсчет положительных и отрицательных объемов относительно
заданного горизонтального уровня в пределах границ участка; 5) построение профилей
поперечного сечения рельефа по направлению прямой или ломаной линии; 6) оценка
зон видимости или невидимости с заданной точки (точек) обзора; 7) трехмерная
визуализация рельефа в форме блок-диаграмм и других объемных каркасных (нитя¬
ных), полутоновых (светотеневых) и фотореалистичных (текструрированных) изобра¬
жений, в том числе виртуально-реальностных, например, путем драпировки по¬
верхности рельефа цифровыми космо- или аэрофотоизображениями; 8) генерация сети
тальвегов и водоразделов (сепаратрисе) и других особых точек и линий рельефа, на¬
рушающих его "гладкость"; 9) построение изолиний по множеству отметок высот
(например, генерация горизонталей); 10) интерполяция значений высот, другие транс¬
формации исходной модели (например, осреднение, сглаживание, генерализация,
фильтрация и т.п.).
Несмотря на кажущуюся простоту моделируемого объекта - рельефа, хорошо, на
первый взгляд, описываемого математически как поверхность или поле, практика
предлагает множество способов и технологий создания и обработки ЦМР, обладающих
разной степенью эффективности.
Одна из причин этого - множественность типов источников исходных данных о
рельефе, вызванная, в свою очередь, многообразием способов получения и органи¬
зации первичных измерительных сведений и их производных. Среди них геологические
работы и топографическая съемка местности, стереофотограмметрическая обработка
фототеодолитных, аэро- и космических снимков, альтиметрическая съемка (рельеф
суши), промерные работы и эхолотирование подводного рельефа акваторий океанов и
внутренних водоемов, радиолокационная съемка рельефа ледникового ложа и небес¬
ных тел. Разнообразны и вторичные источники сведений о рельефе, например то¬
пографические карты и планы.
Пространственная организация этих данных также различна. Одна из наиболее пол¬
ных классификаций схем организации данных для ЦМР предложена О.Р. Мусиным [4]
в рамках подхода к моделированию рельефа как поля и включает четыре типа ис¬
ходных множеств: 1) нерегулярно расположенных точек; 2) нерегулярно располо¬
женных точек, положение которых связано со структурой рельефа (структурные линии
поля); 3) точек, регулярно расположенных вдоль линий, слабо связанных со структурой
поля (на изолиниях или профилях, например галсы попутного промера); 4) регулярно
расположенных точек (прямоугольные, треугольные или шестиугольные регулярные
сети).
С использованием тех или иных методов и операций эти данные приводятся к
одному из двух наиболее широко распространенных представлений пространственных
данных в ГИС: растровому (модели) и модели TIN.
Растровая модель - разбиение изображения на далее неделимые элементы-пиксе¬
лы - применительно к ЦМР обозначает матрицу высот: регулярную (обычно квад¬
ратную) сеть высотных отметок в ее узлах. Именно таковы ЦМР, создаваемые на¬
циональными картографическими службами многих стран, например Национальной
ЦМР США в формате DEM.
Суть модели TIN в ее наименовании - "Нерегулярная треугольная сеть" (в анг¬
лийском оригинале - Triangulated Irregular Network). В своем пространственном выра¬
69

жении это сеть неравносторонних треугольников - элементов триангуляции Делоне2 -
с высотными отметками в ее узлах, что позволяет представить моделируемую по¬
верхность как многогранную. Модель TIN поддерживается многими мощными уни¬
версальными программными средствами ГИС, модулями обработки и создания ЦМР в
их составе. Таков, к примеру, модуль pcTIN в программных средствах ГИС клона
ARC/INFO (ESRI Inc., США). Однако его использование мв чистом виде", т.е. приме¬
нительно к слою оцифрованных горизонталей цифровых карт, массовое производство
которых налажено большинством национальных топографо-картографических служб,
вскрыло его существенные недостатки. Основной из них - "эффект террас", выра¬
жающийся в появлении морфологических артефактов - плоских участков в заведомо
невозможной геоморфологической ситуации (например, по линии днища V-образных
тальвегов). Причина - в малости расстояний между точками цифровой записи горизон¬
талей в сравнении с расстояниями между самими горизонталями, что характерно для
большинства типов рельефа в их картографическом отображении [5].
Другой тип артефактов, сопровождающих процесс создания ЦМР, - образование
большого числа (до нескольких тысяч на один номенклатурный лист топографической
карты) паразитных локальных понижений ("синков") при использовании модуля
TOPOGRID в составе программного средства ГИС ARC/INFO старших версий [6].
Авторы, использовавшие его для создания и обработки ЦМР Украины, отмечают, что
"использование стандартных приемов "борьбы" с синками в виде их заливки до мини¬
мальной высоты в ограничивающем синк водоразделе приводит к возникновению
большого количества плоских участков значительной площади, что зачастую превра¬
щает речную долину в каскад плоских ступеней" (с. 14).
Появление таких морфологических артефактов не только искажает морфологию и
морфометрию моделируемого рельефа (что важно при математическом анализе рель¬
ефа в научно-исследовательском использовании ЦМР), но и снижает точность и ка¬
чество при ее использовании практически в любых целях.
Один из способов значительного улучшения качества и морфологического прав¬
доподобия ЦМР состоит в расширении модели TIN путем ее структурирования -
введения в нее сети тальвегов, водоразделов и линий разрывов (бровок, уступов
террас и т.п.). В алгоритмическом смысле это означает использование "управляемой
триангуляции" вместо классической триангуляции Делоне, как предлагает В.М. Огар¬
ков, говоря о "настоящих моделях рельефа в ГИС" [7]. Возможны и другие подходы,
но суть их одна - структуризация (точнее '^структурирование") ЦМР.
Наиболее кардинально эта проблема решена в новом понимании "структурно¬
цифровой модели рельефа" (СЦМР) И.Г. Черваневым, рассматривающем ее как
совокупность "двух точечных множеств: базисного (отвечающего тальвегам) и
вершинного (отвечающего водоразделам) типов" [8, с. 20], т.е. системы инвариант¬
ных линий рельефа разного порядка, его "скелета". Такая модель, называемая
также "структурно-лингвистической моделью рельефа" не предполагает нали¬
чия высотных отметок вне сетей инвариантных линий и тем отличается от иных
СЦМР. В рамках этой модели структура рельефа определяется следующими
составляющими:
-	"каркасом", образованным сетями инвариантных линий;
-	вертикальной составляющей структуры или порядками рельефа, которые обра¬
зуют упорядоченный набор структурных уровней;
-	горизонтальной составляющей, выражаемой как пространственное сочетание на
реальном рельефе элементов разного порядка.
В качестве "каркаса" рассматриваются три типа линий: тальвегов, водоразделов и
перегибов склонов. Если анализ вертикальной и горизонтальной составляющих струк¬
туры необходим для изучения генезиса и развития рельефа, то каркас рельефа,
2 Триангуляция Делоне (известного советского математика Б.Н. Делоне) - треугольная полигональная
сеть, образуемая на множестве точечных объектов путем их соединения непересекающимися линиями;
граф, двойственный диаграмме Вороного [3].
70

отображающий основные особенности земной поверхности, представляет выгодные
возможности для формализации описания.
Можно предполагать, что последний из типов СЦМР исчерпывает возможности
улучшения достоверности и точности ЦМР на некотором множестве исходных данных,
обеспечивая к тому же расширение возможности ее анализа. На основе такого
подхода создан лучший из известных на период 1985-1995 гг. программных продуктов
для создания и обработки ЦМР ’’Рельеф-Процессор" Б.Н. Воробьева.
Дальнейшее развитие цифрового моделирования рельефа связывается с новыми
трехмерными моделями пространственных данных, известными пока лишь в экспе¬
риментах и немногих реализациях в коммерческих программных средствах ГИС. Эти
модели основаны на трехмерных расширениях "планиметрических" двухмерных
моделей, часть из которых проанализирована выше. К ним принадлежат модель
объемных пикселов - "вокселов" (трехмерное расширение растровой модели данных) и
трехмерное расширение модели TIN - тетраэдрическая модель. Оба типа "истинно
трехмерных" моделей способны описывать не только поверхности, но и тела,
заимствуя алгоритмы так называемого "твердотельного моделирования" в компьютер¬
ной графике. Известны примеры их использования в геологии, геофизике, маркшей¬
дерии как инструмента "геометризации недр".
Проиллюстрируем основные этапы создания и функциональные возможности
обработки ЦМР, имея в виду их возможные геоморфологические приложения.
Характерный пример программ создания ЦМР в национальном масштабе - ЦМР
Дании. Первая цифровая модель рельефа страны была создана в 1985 г. для решения
задачи оптимального размещения трансляторов сети мобильной связи, представляя
собой массив высотных отметок в узлах регулярной сети 50 х 50 м, полученных путем
цифрования горизонталей топографической карты м-ба 1 : 50 000 с сечением 5 м. Не¬
сколько позже она получила официальный статус национальной ЦМР D50 и исполь¬
зовалась многими организациями в разнообразных приложениях, например для построе¬
ния модели смыва с сельскохозяйственных угодий и животноводческих предприятий
фосфорорганических соединений в интересах оценки качества водной среды. С учетом
того, что разрешение этой модели не позволяет отобразить типичные для территории
Дании мелкие положительные и отрицательные формы рельефа моренного и
флювиогляциального происхождения и недостаточно для решения многих инженерно¬
изыскательских и природоохранных задач, а также наличия множества ошибок вслед¬
ствие отсутствия механизма контроля ее качества, Кадастрово-топографической
службой Дании принято решение о создании новой ЦМР, которая будет строиться на
основе цифровой карты м-ба 1 : 25 000 с сечением 2.5 м с привлечением аэрофо-
тосъемочных материалов для уточнения модели на отдельных участках и оценки ее
интегральной точности [9]. Для существенного повышения точности при создании
новой версии ЦМР с разрешением 25 х 25 м оцифровываются не только горизонтали,
но также береговая линия внутренних водоемов, водотоки, дороги, высотные отметки
отдельных объектов, реализуя тем самым структурный подход к ее построению.
Обратим внимание на то, что разработчики ЦМР предусматривают этап оценки
качества, без наличия которой ее полноценное использование невозможно. Важнейший
показатель ее качества - точность. Детальные исследования, выполненные на двух
тестовых участках с различной амплитудой и типом рельефа, позволили оценить
предполагаемую точность ЦМР с учетом стандартов качества цифровых данных
CEN/TC 287 и ISO/TC 211 (таблица).
Среднеквадратичная погрешность модели составит 2-2.5 м для 3% территории
страны, 1.5-2 м для 16%, 1-1.5 для 60%, менее 1 м для 20%; для 1% территории точ¬
ность не определена из-за отсутствия статистически надежных оценок. Результаты
интегральной оценки качества модели и районирование территории Дании по ее
точностным характеристикам образуют основу для более эффективного планирования
использования ЦМР; в их числе три группы возможных приложений: телекоммуника¬
ционные (оптимизация сетей радиовещания и средств мобильной связи), инженерно-
71

Результаты оценки точности ЦМР Дании (разрешение 25 м; сечение рельефа на исходных картах 5 и 2.5 м)
на тестовых участках Рибе (Юж. Ютландия) и Хольбек (Зап. Зеландия) [9]
Тестовый участок
Источник данных для ЦМР
Средняя квадратическая
погрешность, м
Рибе
Горизонтали с сечением 5 м
1.5
Горизонтали с сечением 5 м + дорожная сеть
1.4
Горизонтали с сечением 5 м + дорожная сеть +
+ гидрографическая сеть
1.2
Горизонтали с сечением 2.5 м
1.1
Хольбек
Горизонтали с сечением 5 м
2.0
Горизонтали с сечением 5 м + дорожная сеть
1.9
Горизонтали с сечением 5 м + дорожная сеть +
+ гидрографическая сеть
1.9
Горизонтали с сечением 2.5 м
1.5
изыскательские (проектирование трубопроводов, авто- и железнодорожных магистра¬
лей, городской застройки) и природоохранные (моделирование поверхностного стока и
механизма миграции загрязнений).
Использование ЦМР предполагает расчет разнообразных "частных характеристик"
рельефа, под которыми понимаются углы наклона, экспозиция, характеристики форм
склонов, производные от функции высот. В первую очередь появились алгоритмы рас¬
чета углов наклона и экспозиции, которые параллельно и независимо разрабатывались
в самых разнообразных целях, вошли в инструментарий практически всех програм¬
мных средств ГИС, использовались для решения множества задач. Один из них,
к примеру, был предложен еще в конце 70-х гг. [10].
Классический пример решения задачи, предполагающей расчет углов наклона и экс¬
позиции, - оценка эрозионной опасности, которая рассматривается как функция набора
геолого-геоморфологических, почвенных и климатических параметров, включая мор¬
фометрические (углы наклона и экспозиция), а также характеристики использования
земель. В качестве иллюстрации этого подхода можно упомянуть работу по моде¬
лированию почвенной эрозии, выполненную на Географическом факультете Универ¬
ситета им. Т. Масарика в Брно (Чехия) и основанную на использовании набора цифро¬
вых карт (использования земель, геологической и почвенной) и ЦМР в среде про¬
граммного средства ГИС MGE (Modular GIS Environment) компании Intergraph Corp.
(США), позволившего реализовать одну из эрозионных моделей USLE (Universal soil
loss equation) [11].
Другой пример - проект экологической оценки территории Новосибирского Академ¬
городка средствами ГИС, выполненный ОИГГМ СО РАН при технологической под¬
держке Новосибирского регионального центра геоинформационных технологий СО
РАН с использованием программных средств ГИС EASE/PACE, ARC/INFO, ArcView
З.ОА (с расширением Spatial Analyst), которые позволили получить производные слои и
карты углов наклона, экспозиций и направлений стока и использовать их для оценки
направлений поверхностного стока локальных загрязнений [12]. В итоге комплексный
пространственный анализ данных привел к заключению, что изначальная планировка
Академгородка представляла собой экологически продуманный проект, сочетающий
жилую застройку и научно-исследовательский комплекс, эффективно встроенные в
рельеф в ландшафтное окружение.
В продолжение анализа геометрических свойств окрестности точки на заданной
криволинейной поверхности, соответствующей элементарному склону, можно оценить
его форму. Пример расчета формы склонов в среде ГИС, основанного на типологии
элементарных форм по критерию их выпуклости/вогнутости, приводит Р. Дикау [13] в
рамках предложенной им "цифровой геоморфологической модели рельефа", вклю¬
чающей не только собственно ЦМР, но и процедуры ее обработки и расчетные
72

Рис. 1
результаты в форме набора 30 морфометрических характеристик рельефа. Оче¬
видным продолжением этой линии "элементаризации земной поверхности" следует
считать систематику морфологических элементов (ограниченных морфоизографами
элементарных поверхностей А.Н. Ласточкина [14], каждый из которых потенциально
может быть снабжен не только морфологическими, но и морфотектоническими, лито¬
динамическими и экологическими характеристиками.
Функция экстракции из ЦМР структурных линий рельефа - линий тальвегов и
водоразделов (в более широком смысле применительно не только к рельефу суши, но
и к морскому дну - базисных и вершинных линий, по Черваневу; гребневых и килевых
линий, по Ласточкину), объединяемых математическим понятием сепаратрисе, - может
применяться для разных целей, например для построения структурной ЦМР,
дальнейшего морфометрического и картометрического анализа полученных сетей
тальвегов и водораздельных линий, выделения границ водосборных бассейнов разного
порядка. Пример решения последней из задач в среде программного средства ГИС
ARC/INFO с использованием модели TIN приводит Й. Шаллер [15] в исследовании
возможностей ГИС в моделировании экосистем высокогорий на тестовом участке
Альпийского национального парка Берхтесгаден в Германии, в основу которого поло¬
жена балансовая модель элементарного водосбора.
Автоматизация светотеневой отмывки рельефа как способа, наилучшим образом
отражающего его пластику на картах, - одна из прикладных задач, поставленных и
решенных уже в первых экспериментах по обработке ЦМР в 60-х годах, в условиях
использования современных программных средств ГИС стала вполне рутинной про¬
цедурой. В качестве примера можно привести цифровую карту Европейского союза,
соответствующую детальности карты м-ба 1 : 20 000 000 и предназначенную для
73

Puc. 1
результаты в форме набора 30 морфометрических характеристик рельефа. Оче¬
видным продолжением этой линии "элементаризации земной поверхности" следует
считать систематику морфологических элементов (ограниченных морфоизографами
элементарных поверхностей А.Н. Ласточкина [14], каждый из которых потенциально
может быть снабжен не только морфологическими, но и морфотектоническими, лито¬
динамическими и экологическими характеристиками.
Функция экстракции из ЦМР структурных линий рельефа - линий тальвегов и
водоразделов (в более широком смысле применительно не только к рельефу суши, но
и к морскому дну - базисных и вершинных линий, по Черваневу; гребневых и килевых
линий, по Ласточкину), объединяемых математическим понятием сепаратрисе, - может
применяться для разных целей, например для построения структурной ЦМР,
дальнейшего морфометрического и картометрического анализа полученных сетей
тальвегов и водораздельных линий, выделения границ водосборных бассейнов разного
порядка. Пример решения последней из задач в среде программного средства ГИС
ARC/INFO с использованием модели TIN приводит Й. Шаллер [15] в исследовании
возможностей ГИС в моделировании экосистем высокогорий на тестовом участке
Альпийского национального парка Берхтесгаден в Германии, в основу которого поло¬
жена балансовая модель элементарного водосбора.
Автоматизация светотеневой отмывки рельефа как способа, наилучшим образом
отражающего его пластику на картах, - одна из прикладных задач, поставленных и
решенных уже в первых экспериментах по обработке ЦМР в 60-х годах, в условиях
использования современных программных средств ГИС стала вполне рутинной про¬
цедурой. В качестве примера можно привести цифровую карту Европейского союза,
соответствующую детальности карты м-ба 1 : 20 000 000 и предназначенную для
73

мультимедийных приложений в Интернете [16]. Слой отмывки рельефа этой карты
создан на основе цифровой модели рельефа Земли GTOPO30.
Трехмерное представление рельефа в виде светотеневого или нитяного (каркасного)
изображения (блок-диаграммы) - еще одна из широко распространенных функций
обработки ЦМР. Рисунок 1 иллюстрирует пример построения такого изображения для
тестового участка района строительства Рогунской ГЭС (Таджикистан) в рамках рабо¬
ты по созданию и использованию его ЦМР [17], включавшей построение модели TIN
на множестве высотных отметок в цифровых записях горизонталей, грубую трех¬
мерную визуализацию полученной многогранной поверхности, светотеневую отмывку
рельефа, расчет и построение карт углов наклона и экспозиций.
В сочетании с ’’драпировкой” цифровым изображением местности трехмерная (точ¬
нее, 2.5-мерная) визуализация рельефа способна дать ее высокореалистичное объем¬
ное изображение с высоты "птичьего полета". Динамическая серия таких изображений,
имитирующая полет летательного аппарата, принадлежит к классу виртуально-
реальностных изображений, широко используемых в оборонных приложениях при обу¬
чении авиаэкипажей. Технология виртуальной реальности не принадлежит пока к
числу штатных функций обработки ЦМР коммерческих программных средств ГИС,
развиваясь в рамках технологий трехмерной графики и анимации.
Использование "истинных" трехмерных ЦМР может быть проиллюстрировано на
примере работы по оценке влияния опасных экзогенных процессов на побережье о-ва
Амеланд в Нидерландах путем вычисления объемов грунта и их изменений во вре¬
мени, основанная на создании ЦМР с трехмерными регулярными ячейками ("воксела-
ми") в рамках тетраэдрической, кубической и триангуляционно-призматической моде¬
лей. Работа выполнена с использованием модуля TIN ГИС ARC/INFO 6.1.1 и версии
3.1 пакета DMS/SPM (Desktop Mapping System/Softcopy Photo Mapper) фирмы
R-WEL, Inc., допускающего стереонаблюдение и интерактивный режим обработки изо¬
бражения. Исходными данными для построения ЦМР и ее обработки служили топогра¬
фические карты м-бов 1 : 5000 - 1 : 25 000, батиметрические карты м-ба 1 : 2000,
динамические серии аэросъемочных данных м-бов 1 : 5000- 1 : 18 000 за пятилетний
период, обеспечивающие среднеквадратическую точность цифрового представления
рельефа 0.2-0.6 м и 0.3-1.0 - для аэросъемочных и картографических данных
соответственно в условиях среднегодовых изменений рельефа прибрежных уступов и
дюн около 1 м [18].
Примером работы методологического уровня служит проект геоморфологического
анализа и оценки ЦМР, выполненный в Институте физической географии Уни¬
верситета Фрайбурга [19], в рамках которого разработаны алгоритмы и программы
обработки ЦМР, позволяющие автоматизировать методы районирования по морфо¬
графическим и морфометрическим признакам, выполнить морфогенетическую класси¬
фикацию рельефа и "встроить" их в модели аккумулятивных и эрозионных процессов,
включая модификацию упомянутой выше модели почвенной эрозии USLE Уишмейера
и Смита. Алгоритмы, программно реализованные авторами в пакете системного ана¬
лиза рельефа SYRA (System zur Relief Analyse), основаны на расчете формы склонов и
генерации сети тальвегов и водоразделов.
Электронное картографирование
Развитые функции ГИС находят разнообразное применение, включая задачи геоин-
формационного картографирования для эколого-геоморфологических целей. Функции
создания компьютерных ("бумажных") и электронных (видеоэкранных) карт и
электронных атласов, генерируемых компьютером в ходе их обработки и анализа,
поддерживаются не только полнофункциональными ГИС, но и программными сред¬
ствами типа картографических визуализаторов (в простейшем варианте - браузеров) и
системами настольного картографирования. Привлекательность методики компьютер¬
ного и электронного картографирования связана с тем, что она доступна для широкого
74

круга пользователей и позволяет предложить простые, дешевые и эффективные сред¬
ства регионального анализа крупных массивов геопространственных данных, не при¬
бегая к использованию полнофункциональных ГИС.
Цифровые пространственные данные вместе со средствами их отображения могут
быть организованы (и изданы) в виде электронных атласов. Они получают все более
широкое распространение, обычно в виде записей на компакт-диски типа CD-ROM как
альтернатива "бумажным" картографическим изданиям [20]. Преимущества электрон¬
ного картографирования - в его оперативности, гибкости и многовариантности. Как
показывает наш опыт, минимальный набор функций блока электронного карто¬
графирования должен обеспечивать следующие возможности: 1) строить карты с
использованием большинства из существующих способов картографического изобра¬
жения, включая картограммы (в том числе уточненные и в безынтервальных шкалах,
картодиаграммы (в том числе структурные), значки, локализованные диаграммы;
2)	агрегировать данные, используя композиции исходных единиц картографирования,
двигаясь снизу вверх по иерархии любых таксономических единиц (например, исходная
сеть границ субъектов Федерации может порождать сети экономических районов,
федеральных округов, военных округов или любых иных сетей членения территории);
3)	создавать, редактировать, обновлять атрибутивные таблицы, производить логико¬
арифметические и иные операции с атрибутами для расчета производных харак¬
теристик для новых сюжетов картографирования; 4) компоновать географическую
основу в заданном наборе элементов из числа оцифрованных; 5) масштабировать
изображение, задавать наиболее подходящие картографические проекции, менять
математическую основу карты в целом; 6) изменять шкалы, благодаря чему каждый
сюжет может быть раскрыт практически неограниченным числом вариантов карт.
Список этот неограничен; чисто визуализационные функции по мере развития блока
электронного картографировани могут дополняться пространственно-аналитическими,
как функционально развиваются все визуализаторы.
Методика построения серий карт средствами ГИС может быть проиллюстрирована
примером обработки набора данных о распространении ряда опасных природных
геологических, инженерно-геологических, экзогенных геоморфологических и клима¬
тических процессов на территории России [21]. Данные получены из различных источ¬
ников, обработаны по оригинальной методике [22] и выражены в стоимостных показа¬
телях возможных средних многолетних ущербов от опасных процессов или категориях
риска как вероятности их проявления.
Анализ ущерба от опасных природных и природно-техногенных процессов, фор¬
мирующихся в пределах границ субъектов Российской Федерации, - сложная задача,
поскольку 1) их значения соответствуют наблюденному актуальному ущербу, в то
время как другие оценки носят прогнозный характер (например, оценки ущерба от
расчетных землетрясений в Северо-Кавказском экономическом районе); 2) ущерб от
многих процессов предотвращается поэтапно, поэтому конечная оценка потерь ока¬
зывается часто заниженной; 3) до сих пор не оценивается косвенный ущерб, а в ряде
случаев и ущерб от вторичных воздействий, что также снижает общую оценку
ущерба; 4) нет территориального мониторинга потерь, а иногда и физических ре¬
зультатов самих процессов, поэтому экспертные оценки могут быть лишены доста¬
точной фактической базы.
В основе созданной серии карт (рис. 2) лежит использование базы данных (БД)
расчетных показателей оценки потенциального ущерба от опасных природных про¬
цессов для субъектов Российской Федерации, ее экономических районов и федераль¬
ных округов; среди этих процессов ураганы, смерчи, цунами, оползни, обвалы, земле¬
трясения, лавины, сели, переработка берегов и абразия, карст, эрозия, подтопление,
мерзлотные процессы, просадочность. Использована готовая цифровая карта-основа
России м-ба 1 : 8 000 000, программное обеспечение ГИС pcARC/INFO и картографи¬
ческий визуализатор ArcWiew (ESRI INC., США).
Стоимостные показатели ущерба от эрозии использованы при создании серии карт
75

Os
Среднемноголетний ущерб от мерзлотных процессов
Рис. 2

-J
ON
Среднемноголетний ущерб от мерзлотных процессов
Рис. 2

Возможный средний многолетний ущерб от эрозии
оценки эрозионной опасности Европейской территории России [23] для исследования
устойчивости рельефа к воздействию природных и антропогенных факторов. В основе
содержания карт - результаты обработки данных БД, включающей густоту овражной
сети, плотность оврагов, эрозию почв (плоскостной смыв), эрозионную опасность, деф¬
ляционную опасность, противоэрозионную устойчивость горных пород, современные
движения земной коры, устойчивость рельефа к природным факторам (суммарно),
сельскохозяйственную нагрузку на почвы, лесопользование, техногенную нагрузку,
площади измененных почв под воздействием промышленности, транспорта, селитебной
и отчасти лесохозяйственной деятельности, нарушенные земли в результате раз¬
работки месторождений полезных ископаемых, устойчивость рельефа к антропо¬
генным факторам (суммарно), устойчивость рельефа к суммарному воздействию при¬
родных и антропогенных факторов.
77

оценки эрозионной опасности Европейской территории России [23] для исследования
устойчивости рельефа к воздействию природных и антропогенных факторов. В основе
содержания карт - результаты обработки данных БД, включающей густоту овражной
сети, плотность оврагов, эрозию почв (плоскостной смыв), эрозионную опасность, деф¬
ляционную опасность, противоэрозионную устойчивость горных пород, современные
движения земной коры, устойчивость рельефа к природным факторам (суммарно),
сельскохозяйственную нагрузку на почвы, лесопользование, техногенную нагрузку,
площади измененных почв под воздействием промышленности, транспорта, селитебной
и отчасти лесохозяйственной деятельности, нарушенные земли в результате раз¬
работки месторождений полезных ископаемых, устойчивость рельефа к антропо¬
генным факторам (суммарно), устойчивость рельефа к суммарному воздействию при¬
родных и антропогенных факторов.
77

Созданная на ее основе серия содержит карты "Эрозионная опасность. Устойчи¬
вость рельефа к природным воздействиям (интенсивность экзогенного рельефообра-
зования)", "Изменения рельефа под воздействием природно-антропогенных факторов",
"Возможный средний многолетний ущерб от эрозии" (рис. 3) и др.
Оценочные данные по ущербу использованы при проектировании содержания и
подготовке к изданию компьютерной карты "Эколого-геоморфологические ситуации в
субъектах Российской Федерации". В основе ее легенды - три группы характеристик,
включающие экзодинамические условия, уровень техногенного воздействия на терри¬
торию субъекта Федерации (суммарный ущерб от техногенных процессов) и абсолют¬
ный средний многолетний ущерб от процессов, наиболее сенсорных к изменениям
климата и землепользования: комплексной эрозии, мерзлотных процессов и подтопле¬
ния [24].
Встраивание визуализационно-картографических функций в среду Интернета де¬
лает технологию электронного картографирования еще более доступной. Блок век¬
торной картографической графики с некоторыми функциями пространственного ана¬
лиза предусмотрен в прототипе сайта "Региональная безопасность" (http://www.ihst.ru-
/project-link/rs), страницы которого, помимо стандартного содержания (книжная полка,
словарь, ссылки на сайты сходной тематики и т.п.), будут включать базу метаданных
о природных и техногенных опасностях и механизм онлайного доступа к самим БД,
реализуя тем самым подход, получивший название "инфраструктуры пространст¬
венных данных" [24].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А. Региональные карты природных и природно-техногенных опасностей и
карты геоморфологического риска // Прикл. геоэкология, чрезвычайные ситуации, земельный кадастр и
мониторинг. М.: ПОЛТЕКС, 1999. Вып. 3. С. 150-154.
2.	Кошкарев А.В., Козлова А.Е., Лихачева Э.А. и др. Геоморфологическая опасность и риск // Изв. РАН.
Сер. геогр., 2001. № 4. С. 1-8.
3.	Баранов Ю.Б., Берлянт А.М., Капралов Е.Г. и др. Геоинформатика. Толковый словарь основных
терминов. М.: ГИС-Ассоциация, 1999. 204 с.
4.	Мусин О.Р. Цифровые модели для ГИС // Информ. бюлл. ГИС-Ассоциации. 1998. № 4(16). С. 30-32
(начало), № 5(17). С. 28-29 (окончание).
5.	Яковченко С.Г., Ковалевская Н.М. Об одном способе получения цифровой модели рельефа.
ИНТЕРКАРТО-5, (м-лы межд. конф. "ГИС для устойчив, развития территорий". Якутск, июнь 1999 г.).
Ч. 2. С. 72-76.
6.	Моисеенко А.А., Ананьев С.Н., Дужик Е.В. Цифровые модели рельефа и опыт их использования //
ГИС-Обозрение. 2000. № ЗА. С. 10-16.
7.	Огарков В.М. От триангуляции Делоне к управляемой триангуляции (о настоящих моделях рельефа в
ГИС) // Информ. бюлл. ГИС-Ассоциации. 1999. N° 2(19). С. 53-54.
8.	Черванев И.Г. Моделирование и автоматизированный анализ рельефа: методологические аспекты //
Проблемы системно-формационного подхода к познанию рельефа (основные направления в развитии
геоморфологической теории). Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1982. С. 14-21.
9.	Larsen J.N., Balstrom Т., Jacobi О. Towards a second generation digital elevation model for Denmark // Geogr.
tidsskr. 1999. № 99. P. 27-34.
10.	Кошкарев А.В. К автоматизации построения карт ориентации, формы и относительной освещенности
склонов. Владивосток: ТИГ ДВО АН СССР, 1980. 30 с. Деп. ВИНИТИ 26.08.80, N° 3891-80.
11.	Svandova Е. Rule-based soil erosion modeling in GIS. SVAN ~ 402. HTM. GIS Bmo'98 Conf. Inf. Syst.: Inf.
Infrastruct. and Interoperabil. 21 Cent Inf. Soc. and ICA Map Use Comissi. Sess. Brno, June 28 - Jily 1, 1998.
Conf. Proc. 1 CD-ROM.
12.	Зольников И.Д., Баландис BA. Использование геоинформационных технологий для картографирования
урбанизированной территории на примере Новосибирского Академгородка // ГИС для оптимиз.
природопольз. в целях устойчив, развития территорий (м-лы межд. конф. Барнаул, 1-4 июня 1998 г.).
Барнаул: Ин-т водных и экологических проблем СО РАН, 1998. С. 425-431.
13.	DikauR. The application of a digital relief model to landform analysis in geomorphology // Three dimensional
application in Geographical Information System. London - New York - Philadelphia: Taylor & Francis, 1989.
P. 51-77.
14.	Основы геоэкологии. СПб.: Изд-во СПбГУ, 1994. 352 с.
78

15.	Schaller J. Geographic information systems and ecosystem models as tools for watershed management and
ecological balancing in high mountain areas: the example of ecosystem research in the Berchtesgaden, Germany //
Mountain environments and geographic information systems. London: Taylor and Francis, 1994. P. 43-58.
16.	Branderberger Ch. A new digital map of Europe for multimedia applications // 19th Int. Cartogr. Conf. and 11th
Gen. Assem. ICA. Ottawa: 1999. Vol. 1. P. 823-830.
17.	Koshkariov A., Krasovskaja T., Tikunov V. Towards resolving the problems of regional development of the
Commonwealth of Independent States using geographic information systems // Mountain environments and
geographic information systems. Loridon: Taylor and Francis, 1994. P. 77-97.
18.	Bakx J.P.G., van Zuidam R.A., Mulder NJ. 3-D desktop mapping and volume change estimation of the Northern
Ameland Coast, the Netherlands. EARSEL Adv. Remote Sens. 1995. № 1. P. 8-14.
19.	Koethe R., Lehmeier F. "Digitale Reliefanalyse" - Ein Projekt zur geomorphologischen Auswertung Digitaler
Gelaendemodelle (DGM)// GIS in der Geographic. Ergebnisse des Arbeitskreises GIS 1989-1991. Freiburger
Geographische Hefte. Heft 34. 1991. P. 99-109.
20.	Кошкарев А.В. Обзор электронных карт и атласов // ГИС-Обозрение. 1999. № 1. С. 26-29 (начало),
№ 2. С. 34—37 (окончание).
21.	Лихачева Э.А., Бронгулеев В.Bad., Козлова А.Е. и др. Влияние изменений климата на геоморфологи -
ческие процессы // Регион, аспекты развития России в условиях глобальных изменений природной среды и
климата. М.: Изд-во НЦ ЭНАС, 2001. С. 12-35.
22.	Кошкарев А.В., Мерзлякова И.А., Чеснокова И.В. Электронное картографирование природных рисков
средствами ГИС // Прикл. геоэкология, чрезвычайные ситуации, земельный кадастр и мониторинг.
М.: ПОЛТЕКС, 1999. Вып. 3. С. 155-169.
23.	Кошкарев А.В., Лихачева Э.А., Мерзлякова И.А. и др. Оценка эрозионной опасности Европейской
территории России с помощью ГИС-технологий // Прикл. геоэкология, чрезвычайные ситуации,
земельный кадастр и мониторинг. М.: ПОЛТЕКС, 2000. Вып. 4. С. 62-68.
24.	Кошкарев А.В. Инфраструктуры пространственных данных // ГИС-Обозрение. 2000. № 3-4. С. 5-10
(начало), 2001. № 1. С. 28-32 (продолжение).
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
12.10.2001
GIS IN THE ECOLOGICAL-GEOMORPHOLOGIC APPLICATIONS
A.V. KOSHKAREV, I.A. MERZLYAKOVA, I.V. CHESNOKOVA
Summary
A good deal of geomorphologic GIS-applications is based on digital relief modelling. The calculating of derivative
morphometric characteristics, the tracing of structural lines of relief, the compiling its 3-d models including virtual
ones are within the capacity of GIS software. The method of map compiling including the case of Internet media is
illustrated by series of examples. Those are maps of hazardous processes (natural and man induced) damage on the
territory of Russia, maps of ecologic-geomorphology situations within the regions of Russian Federation and other
elements of cite "Regional Safety" (http:www.ihst.ru/project-link/rs).
79

УДК 551.4.035.551.4.012(239.9)
© 2002 г. А.Н. ЛАСТОЧКИН, С.В. ПОПОВ
РЕЗУЛЬТАТЫ И МЕТОДИКА ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО
КАРТОГРАФИРОВАНИЯ ПОДЛЕДНО-ПОДВОДНОГО РЕЛЬЕФА ВПАДИНЫ
ЛАМБЕРТА И ЕЕ ОБРАМЛЕНИЯ (ВОСТОЧНАЯ АНТАРКТИДА)
Сбор информации
Горы Принс-Чарльз являются западным обрамлением грабена Ламберта, к кото¬
рому приурочен самый большой на планете одноименный выводной ледник. К этому
району на протяжении многих лет приковано внимание ученых многих стран. Первые
геофизические исследования были выполнены сотрудниками австралийской экспедиции
в течение летних полевых сезонов 1957-1959 гг. Ими были проведены наземные
сейсмо-гравиметрические наблюдения к югу от станции Моусон на профилях субме¬
ридионального простирания общей протяженностью >1000 км [1]. Научные изыскания
были продолжены отечественными специалистами. Так, в течение 1-й и 2-й комп¬
лексных антарктических экспедиций (КАЭ) были выполнены рекогносцировочные по¬
леты над шельфовым ледником Эймери на самолете АН-2 [2]. Кроме того, первые
геологические наблюдения в горах Принс-Чарльз были также проведены советскими
исследователями под руководством Д.С. Соловьева [3].
Силами сезонных отрядов 17-19 Советской антарктической экспедиции (САЭ)
(1971-1974 гг.) были осуществлены важные геолого-геофизические исследования под
руководством Д.С. Соловьева, которые включали обследование горного обрамления
ледников Ламберта и Эймери [4]. Работы носили рекогносцировочный харак¬
тер и рассматривались в качестве основы для проведения более детальных исследо¬
ваний в будущем. В течение трех полевых сезонов были выполнены аэромагнито-
метрические наблюдения в комплексе с радиолокационным профилированием (РЛП)
м-ба 1 : 2 000 000, аэрофотосъемка всего участка работ, сейсмические зондирования
МОВ с гравиметрическими наблюдениями по сети 30 X 30 км и сделаны два профиля
ГСЗ. В результате работ получены уникальные данные о мощности ледникового по¬
крова, подледном рельефе и геологическом строении на обширной территории Земель
Мак-Робертсона и Принцессы Елизаветы. Было установлено, что долина выводного
ледника Ламберта имеет рифтогенное происхождение и в общих чертах была по¬
строена модель земной коры [4-8]. По результатам аэрогеофизических исследований
17-19 САЭ, в 1975 г. В.Н. Масоловым и И.Н. Кадминой по материалам А.М. Ша-
лыгина и Г.В. Трепова была составлена первая схематическая карта разрезов лед¬
никового покрова м-ба 1 : 1 000 000.
В 1985 г. начался новый этап исследования района посредством проведения сотруд¬
никами Полярной морской геолого-разведочной экспедиции (ПМГРЭ) комплексных
геолого-геофизических исследований в море Содружества и на континенте. В течение
полевого сезона 31 САЭ (1985/86 г.) осуществлена аэромагнитная съемка в комплексе
с РЛП м-ба 1 : 2 000 000 на самолете Ил-14 по регулярной сети маршрутов субши¬
ротного простирания. Начиная со следующего полевого сезона (32 САЭ) начались
регулярные аэрогеофизические исследования в комплексе с РЛП м-ба 1 : 500 000, ко¬
торые проводятся в этом районе и по сей день. Они выполнялись в течение летних
полевых сезонов 32, 33, 35, 36 САЭ, а также 39 и 40 Российской антарктической экс¬
педиции РАЭ (рис. 1) [9]. Наряду с аэрогеофизическими работами в период с 31 по
36 САЭ (1985-1991 гг.), в море Содружества и в заливе Прюдс были выполнены
исследования, включающие сейсмические зондирования МОГТ, КМПВ, а также
донное опробование (рис. 1) [10]. В результате этих многолетних исследований
впервые были получены представительные данные о мощности ледникового покрова и
подледно-подводном рельефе обширной территории Земель Мак-Робертсона и Прин¬
цессы Елизаветы и примыкающей части моря Содружества [6,7].
80

Рис. 1. Карта геофизической изученности района гор Принс-Чарльз
1 - береговая черта, 2 - горные выходы, 3 - положение маршрутов РЛП, 4 - профили МОГТ, 5 - пункты
зондирований МОВ, 6 - пункты донных опробований, 7 - данные батиметрии
4 Геоморфология, № 2
81

Нельзя не отметить вклад иностранных экспедиций в геологр-геофизическое изу¬
чение района и прежде всего ANARE (Australian National Antarctic Research Expedition).
Одновременно с работами советских геофизиков ею были проведены аэрорадиоло-
кационные исследования в течение летних полевых сезонов 1971/72, 1973/74 и 1989—
1995 гг. Было выполнено РЛП по радиальной сети общей протяженностью -6900 км с
подбазы, расположенной в районе массива Кресуэл, и наземные комплексные геофи¬
зические исследования, включая РЛП по траверсу, проходящему вокруг ледника
Ламберта от станции Моусон до базы Лоу. По результатам работ построены карты
высот дневной поверхности, мощности ледникового покрова и гипсометрии подледного
рельефа южной части района ледника Ламберта [11, 12]. Кроме того, ими, а также
японской экспедицией (JARE) проведены значительные по объему сейсмоакустические
работы в заливе Прюдс [13, 14]. Авторами данной статьи учтены результаты всех
перечисленных работ и названных исследователей.
В основу построения приведенных в статье карт положены данные радиолокаци¬
онного профилирования, полученные сотрудниками ПМГРЭ в период 1985-1995 гг.
(31-36 САЭ и 39, 40 РАЭ) (рис. 1). Детальная характеристика материала и методики
обработки подробно описаны в работах [15,16].
Орография, абсолютные и относительные высоты
и глубины подледно-подводной поверхности
Наряду с горами Принс-Чарльз доминирующая форма в данном районе - впадина
Ламберта (рис. 2). Она вытянута по дуге большого радиуса и простирается в мери¬
диональном направлении более чем на 700 км. Постепенно расширяется от 30 км в
южной части до 130 км в центральной на широте 70° и до 200 км в северной, в районе
фронта шельфового ледника Эймери. Впадина Ламберта географически с севера
примыкает к заливу Прюдс, который продолжает ее, простираясь до бровки материко¬
вого склона в виде единой отрицательной формы. Она представляет собой субмеридио¬
нальное понижение с контрастно выраженными бортами и выровненным дном, по¬
верхность которого расположена на средней глубине около -500 м. Ее южная и за¬
падная границы проходят по наиболее крутым склонам с крутизной от 3° до 15°.
Восточная граница выражена менее контрастно в виде склона, крутизна которого
редко превосходит 2,5°.
Западная граница впадины Ламберта сильно расчленена обычно висячими глубоко
врезанными каньонами, верховья которых в горах Принс-Чарльз удалены от долины
на многие десятки километров. Расчленение восточного обрамления впадины не столь
сильное, и оно представлено редкими трогообразными и циркообразными понижениями.
Граница ее днища, приуроченная к четко выраженному тыловому шву, проходит по
500-700-метровым изогипсам в северной части и по 800-1400-метровым в южной.
Впадина осложнена замкнутыми котловинами с глубинами >1000 м. Наибольшая
известная абсолютная глубина их достигает почти 2500 м.
К южной части впадины Ламберта примыкают сравнительно более мелкие гра¬
бенообразные понижения и каньоны, к которым приурочены выводные ледники Фи¬
шера, Гейсена, Коллинса, Меллора и Калининградский. Они, вероятнее всего, пред¬
ставляют связанные между собой звенья, продолжающие впадину - грабен Ламберта,
в глубь континента, и, возможно, вся эта сложно построенная цепь отрицательных, а
также сопряженных с ними положительных контрастно выраженных форм просле¬
живается до гор Гамбурцева.
На собственно шельфе по батиметрическому положению и характеру расчленен¬
ности выделяются низкая равнина, являющаяся продолжением впадины Ламберта, и
ряд относительно высоких равнин, сформированных на приподнятом кристаллическом
основании со слабым прерывистым плащем ледово-морских осадков. Последние под¬
разделяются по степени расчлененности и выступают в качестве бортов впадины
Ламберта в ее низовьях. Данные внутришельфовые поднятия весьма характерны для
82

Рис. 2. Карта подледно-подводного рельефа района гор Принс-Чарльз (упрощено)
1 - береговая черта; 2 - изогипсы, м; 3 - уровень моря
4*	83

рельефа Антарктиды и являются по сути материковыми островами. В дневной по¬
верхности они выражаются, как правило, нунатаками и уступами (уступ Моусона, утес
Лендинг, массив Шо и др.), имеют значительные перепады высот (уступ Моусона
~3000 м, массив Клеменс - 1800 м, массив Кампстон - 1600 м, массив ШО - 1000 м) и
крутые склоны (иногда более 10°). Оазисы в этой части района приурочены к вер¬
шинам или террасированным склонам.
Основная часть гор Принс-Чарльз представляет собой среднегорье. Оно распо¬
ложено в западной части горного массива и характеризуется высокой расчлененностью
(относительные высоты иногда превышают 1000 м). Склоны имеют широкий диапазон
крутизны, а в пределах каньонов часто превышают 15°. Восточная часть района
представлена пологоувалистым холмогорьем, в границах которого относительные вы¬
соты не превышают 200 м.
Наряду с шельфом подводный рельеф описываемого района включает в себя ма¬
териковый склон и его подножие. Поверхность материкового склона изрезана мно¬
гочисленными подводными каньонами, ее крутизна 2-7°. Их тальвеги субортого¬
нальны бровке шельфа и тыловому шву подножия. Средняя глубина каньонов ~2000 м
при ширине 20-30 км. Обращает на себя внимание продолжающий впадину Лам¬
берта обширный конус выноса, к вершине которого подходит осевая линия подвод¬
ной долины. Подножие материкового склона относительно выположено - его кру¬
тизна -1°, а глубина возрастает в северном направлении от -2400 до -3000 м и
более.
Приложение морфогенетического принципа
к картографированию подводного и подледного рельефа
Морфогенетический принцип картографирования наиболее распространен в гео¬
морфологическом картографировании рельефа [17, 18 и др.]. Его реализация сводится
к фиксации на аналитических картах ограниченных сверху бровками и снизу тыловыми
швами частей земной поверхности (генетически однородных поверхностей или "гра¬
ней”), разделенных всего по одному морфологическому признаку - по уклонам и только
на два вида: близкие к горизонтальным и разделяющие их наклонные. Их последую¬
щее отнесение к одной из многочисленных генетических категорий основывается на
анализе формы, взаимного положения слагаемых ими неровностей, происхождения
облекаемых этими поверхностями четвертичных отложений. Данный принцип сложил¬
ся и опробован в ходе многолетней практики составления геоморфологических карт
съемочных масштабов и не только не утратил своего значения, но и содержит в себе
большие возможности существенного совершенствования на основе системно-мор¬
фологических представлений в геоморфологии [19 и др.] и применения компьютерных
технологий [20].
Особое значение совершенствование морфогенетического принципа имеет по отно¬
шению к подводному и подледному рельефу. В полной мере отображены новейшие и
современные гео- и литодинамические процессы на дне морей и океанов, а также в
областях развития покровного оледенения, рельеф выступает в качестве важнейшего
источника информации о геологической структуре. Она отличается большим охватом
по площади и потому может быть использована при интерполяции и экстраполяции
геолого-геофизических данных, полученных на отдельных профилях и точках (сква¬
жинах, станциях донного опробования). По своей информативности подводный и под¬
ледный рельеф не уступает материалам региональной геофизики и именно поэтому в
данных условиях столь важными становятся вопросы совершенствования геоморфо¬
логического картографирования. Его следует развивать в двух направлениях: а) по¬
вышение информативности аналитических моделей, которая применительно к подлед¬
ному и подводному рельефу возрастает за счет использования не одного, а многих
морфологических критериев выделения главных картировочных единиц - элементар¬
84

ных поверхностей (ЭП) и б) увеличение объективности их фиксации на аналитической
карте в результате использования системной основы, предусматривающей формали¬
зацию, строгую систематику и точную фиксацию линейных и заключенных между
ними площадных элементов поверхности. Синтетические геоморфологические карты
[18] в этих направлениях совершенствоваться не могут.
Определенный шаг в развитии морского аналитического картографирования был
сделан при исследовании Анголо-Бразильского геотраверса в Атлантическом океане
[21]. В то время он рассматривался в качестве компромиссной реализации появившихся
тогда системно-морфологических представлений и традиционного морфогенетического
подхода к геоморфологическому картографированию. Сейчас же данное направление
картографирования представляется в качестве не вынужденного компромисса -
некоего "примирения нового со старым", а последовательного изучения рельефа, иду¬
щего от выявления морфологии поверхностей к характеристике агентов и факторов
рельефообразования, т.е. генезиса как одного из важнейших показателей рельефо¬
образующего процесса. И это направление исследования, заложенное основателями
морфогенетического аналитического картографирования, полностью соответствует
вектору познания, который предусматривается морфодинамической парадигмой
геоморфологической науки.
Следует специально отметить отличие изложенного в [21] и данной работе, нахо¬
дящегося в рамках этой парадигмы опыта, от традиционного аналитического карто¬
графирования. Упомянутый опыт предусматривает два обычно не выделяемых ранее
строго последовательных этапа работ в картографировании: первый, который изна¬
чально и осознанно направлен на выделение не генетически или морфологически, а
лишь (собственно) морфологически однородных элементарных поверхностей и разде¬
ляющих их границ - структурных линий, и второй, заключающийся в генетическом
истолковании морфологии данных элементов в плане и в профиле и их взаимных
соотношений в пространстве (структуры земной поверхности). И еще одно различие
сводится к значительно более широкому диапазону картировочных единиц. Вместо
ранее используемых двух субъективно выделяемых ("близких к горизонтальным и
более крутых - близких к вертикальным") морфологических категорий элементарных
поверхностей выделено 11 четко отделяемых друг от друга разновидностей, что су¬
щественно повышает информативность карты и возможности историко-генетического
истолкования ее морфологической основы.
Данный опыт рекомендован Министерством природных ресурсов РФ для геомор¬
фологического картографирования шельфа и континентального склона (в также вхо¬
дящей в "морские листы суши") при третьем этапе геологической съемки России
в м-бе 1 : 1 000 000 [20].
Морфогенетическая карта и характеристика рельефа
Исследования и картографирование рельефа данного района проводились и ра¬
нее параллельно с созданием общих представлений, обзорных схем и карт по подледно¬
подводному рельефу всей Антарктики (В.И. Бардин, П.С. Воронов, 1966 г., П.С. Во¬
ронов, 1967 г., Г.А. Значко-Яворский, 1977 г. и др.). Первые специальные геоморфо¬
логические наблюдения в данном районе выполнены в рамках 11 САЭ (1965-1966 гг.),
однако их результаты были представлены описаниями без картографического
сопровождения [22]. В 1972 г. В.И. Бардиным на основании полевых наблюдений была
составлена геоморфологическая карта выходов на дневную поверхность коренного
ложа ледника (не опубликована). Большой вклад в изучение рельефа был внесен
сотрудником ПМГРЭ Д.Д. Колобовым (Колобов, 1966, 1988 и др.). Позднее, в 1996 г.
в рамках тематической работы, проведенной в ПМГРЭ, Е.К. Серовым была создана
первая геоморфологическая карта подледно-подводного рельефа всего района в м-бе
1 : 1 000 000, на которой по сути дела были отражены не конкретные картировочные
85

Рис. 3. Карта структурных линий (упрощено)
1 - гребневые (Lj), 2 - килевые (L2), 3 - выпуклых перегибов (L5), 4 - вогнутых перегибов (L^
86

единицы, а ареалы распространения рельефа той или иной генетической категории (не
опубликована).
В отличие от последней морфогенетическая карта, содержание которой разделено
по техническим соображениям и представлено на рис. 3, 4, не содержит отмеченных
недостатков традиционного морфогенетического картографирования, так как основана
на системно-морфологическом подходе, предусматривающем строгую систематику и
выделение многообразных линейных и площадных элементов подледно-подводной по¬
верхности. Ее построению предшествовало трассирование структурных линий: греб¬
невых (Ц), килевых (Ь2), выпуклых (Ь5) и вогнутых (L6) перегибов, совокупность ко¬
торых вынесена на специальную карту (рис. 3) и в целом отражает структуру под¬
ледно-подводной поверхности [17].
Морфологически однородные (не полностью определенные) элементарные по¬
верхности заключены между верхними (Ьп)и нижними (Lm) линейными элементами
и имеют общий индекс Pn_m. Ограничениями привершинных верхних (Ро_т) и нижних
(Рп-о) поверхностей могут быть также характерные точки, имеющие индекс 0. Широко
распространены плосковершинные верхние (Р+5), и нижние (Рб_) поверхности. Наряду с
ними выделяются вдольгребневые (Pi_5, Р^б), вдолькилевые (Р5_2, Рб-2) и склоновые
(уступы - Р5_6, площадки Рб_5, фасы - Р5_5 и подножия - Рб_б) площадные элементы
(рис. 4). Для обозначения всех их предлагается легенда, вертикальная ось которой
посвящена характеристике происхождения элементарных поверхностей, установлен¬
ного по морфологическим и геолого-геофизическим данным. В легенде предусмотрено
все конечное множество не полностью определенных площадных элементов, три раз¬
новидности которых (Pq_5 , Рб_2> Р5-0) в рельефе района не обнаружены, что рассмат¬
ривается в качестве одной из немаловажных его геоморфологических особенностей.
Генетические категории элементарных поверхностей обозначены в легенде римскими
цифрами, расшифровка которых (описание происхождения подледно-подводного релье¬
фа) предлагается в виде следующего перечня соответственно пронумерованных опре¬
делений.
I.	Поверхности неволновой дифференцированной (с уменьшением скорости осадко-
накопления в направлении:	—> Рб_ -> Р5_6 —» Р5_5) аккумуляции терригенного (древ¬
него аллювиального (?), водно-ледникового и ледово-морского) материала, перераба¬
тываемые гравитационным смешением масс (P5_s, Р5-6) и эрозией суспензионных
потоков (Р5_2) в условиях максимальных градиентов и амплитуд неотектонических и
литоизостатических опусканий на континентальном склоне и ложе океана.
II.	Поверхности интенсивной ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции (с умень¬
шением скорости осадконакопления в направлении: Р1-6, Pj_5 -» Р6_5 —> Р6_ -» Р6_2 —»
—> Р5-6)в условиях резко дифференцированных (только на бортах впадины Ламберта -
Р5_б), слабо дифференцированных высокоамплитудных неотектонических и гляциоизо-
статических погружений днища впадины Ламберта и ее продолжения на шельфе (Pi_6,
Рi_5, Р6_5, Р<з_, Р5_6), не компенсированных аккумулятивными процессами.
III.	Денудационные (экзарационные, нивальные) поверхности эквипленов, трогов и
цирков, сформированных в эпоху (эпохи?) долинного оледенения аляскинского типа, с
непогребенными полностью под ледниковыми отложениями бортами (Р5_6, Р5-5) и
полностью перекрытыми ледниковой аккумуляцией днищами (Рб_, Рб_2, Рб_о) и подно¬
жиями (Рб_б) в условиях относительных неотектонических и гляциоизостатических
погружений.
IV.	Древние аккумулятивные поверхности выравнивания (Рб-5) с их уступами (Р5_б) и
фасами (Р5_5), сформированные в условиях эрозии водно-ледниковыми потоками,
общего устойчивого неотектонического и гляциоизостатического погружения на совре¬
менном шельфе и Берегу Ларса Кристенсена.
V.	Сформированная в условиях общих устойчивых неотектонических поднятий и
гляциоизостатических опусканий лестница древних разновозрастных денудационных
87

Pwc. 4. Карта элементарных поверхностей и их совокупностей (упрощено)
88

Рис. 4. Карта элементарных поверхностей и их совокупностей (упрощено)
88

поверхностей нивального выравнивания (Р+5, Р6_5), осложненных Карлингами (Ро_б) и
останцами (Р^), разделенных уступами (Р5_б).
VI.	Денудационные поверхности, сформированные современными нивальными про¬
цессами в условиях дифференцированных высокоамплитудных неотектонических под¬
нятий.
Отрывочные данные о коренных и четвертичных образованиях свидетельствуют о
сложной истории формирования рельефа как в доледниковое геологическое время, так
и в период образования и осцилляций покровного оледенения (Воронов, Гросвальд,
Мягков, 1980 и др.). При дальнейшем развитии представлений о возрасте и этапах
формирования подледно-подводного рельефа и ледникового покрова следует учесть
морфологические данные, полученные в результате сведения и анализа радиолока¬
ционных и гидростатиграфических материалов. Прежде всего к ним относится сущест¬
вование конуса выноса, вершина которого сопряжена с впадиной Ламберта и линией
тальвега на ее днище. Последняя не подходит к самой вершине в связи, вероятно, с
полным погребением подводной долины в ее низовьях на шельфе. Вместе с тем ее
эрозионно-аккумулятивное происхождение сомнений не вызывает, так как только
’’речной транспорт” может обеспечить доставку огромного объема терригенных от¬
ложений на узколокализованный участок бровки шельфа с последующим их пере¬
мещением вниз суспензионными потоками и накоплением на континентальном
подножии. Вопрос о том, когда функционировала эта речная артерия - в макси¬
мальную плиоценовую регрессию или в более ранние периоды, остается пока от¬
крытым. Но сопряженность соответствующих линий и форм поверхность очень по¬
хожа на то, что отмечается на Баренцевоморском шельфе, где в разной степени
погребенные и разрушенные абразией отрезки подводных долин продолжают долины
крупнейших современных рек севера Русской равнины, составляют в своей сово¬
купности сложно построенную речную палеосеть, которая в своих низовьях выходит
на Медвежинский желоб и конус выноса "Персея" на континентальном склоне.
Рельеф западного и восточного обрамления впадины Ламберта развивался по
совершенно разным сценариям. На формирование гор Принс-Чарльз наибольшее
воздействие оказали новейшие поднятия, сопровождаемые интенсивным развитием
дизъюнктивных дислокаций, которые, вероятно, не без участия как глетчерного, так и
конжеляционного льда претерпели максимальное раскрытие в верхней части земной
коры с образованием того, что в Арктике называется фиордами. В условиях от¬
носительной тектонической стабилизации, которая имела место на восточном обрам¬
лении впадины, ледниковый рельеф представлен редкими и слабо выраженным (ве¬
роятно, в значительной мере погребенными под моренным материалом) обширными
89

поверхностей нивального выравнивания (Р+5, Р6_5), осложненных Карлингами (Ро_б) и
останцами (Р^), разделенных уступами (Ps_6).
VI. Денудационные поверхности, сформированные современными нивальными про¬
цессами в условиях дифференцированных высокоамплитудных неотектонических под¬
нятий.
Отрывочные данные о коренных и четвертичных образованиях свидетельствуют о
сложной истории формирования рельефа как в доледниковое геологическое время, так
и в период образования и осцилляций покровного оледенения (Воронов, Гросвальд,
Мягков, 1980 и др.). При дальнейшем развитии представлений о возрасте и этапах
формирования подледно-подводного рельефа и ледникового покрова следует учесть
морфологические данные, полученные в результате сведения и анализа радиолока¬
ционных и гидростатиграфических материалов. Прежде всего к ним относится сущест¬
вование конуса выноса, вершина которого сопряжена с впадиной Ламберта и линией
тальвега на ее днище. Последняя не подходит к самой вершине в связи, вероятно, с
полным погребением подводной долины в ее низовьях на шельфе. Вместе с тем ее
эрозионно-аккумулятивное происхождение сомнений не вызывает, так как только
’’речной транспорт" может обеспечить доставку огромного объема терригенных от¬
ложений на узколокализованный участок бровки шельфа с последующим их пере¬
мещением вниз суспензионными потоками и накоплением на континентальном
подножии. Вопрос о том, когда функционировала эта речная артерия - в макси¬
мальную плиоценовую регрессию или в более ранние периоды, остается пока от¬
крытым. Но сопряженность соответствующих линий и форм поверхность очень по¬
хожа на то, что отмечается на Баренцевоморском шельфе, где в разной степени
погребенные и разрушенные абразией отрезки подводных долин продолжают долины
крупнейших современных рек севера Русской равнины, составляют в своей сово¬
купности сложно построенную речную палеосеть, которая в своих низовьях выходит
на Медвежинский желоб и конус выноса "Персея" на континентальном склоне.
Рельеф западного и восточного обрамления впадины Ламберта развивался по
совершенно разным сценариям. На формирование гор Принс-Чарльз наибольшее
воздействие оказали новейшие поднятия, сопровождаемые интенсивным развитием
дизъюнктивных дислокаций, которые, вероятно, не без участия как глетчерного, так и
конжеляционного льда претерпели максимальное раскрытие в верхней части земной
коры с образованием того, что в Арктике называется фиордами. В условиях от¬
носительной тектонической стабилизации, которая имела место на восточном обрам¬
лении впадины, ледниковый рельеф представлен редкими и слабо выраженным (ве¬
роятно, в значительной мере погребенными под моренным материалом) обширными
89

цирками и трогами с характерными для них формами в плане и относительно крутыми,
невысокими бортами и плоскими днищами.
Как на западе, так и на востоке от впадины Ламберта отсутствуют контрастные
экзарационные формы, которые мы привыкли наблюдать в горных районах со всеми
следами или атрибутами отступивших плейстоценовых ледников. Это вполне объяс¬
нимо, если учесть, что рельеф последних формировался в условиях дегляциации, ко¬
торая всегда сопровождается увеличением его контрастности - образованием каровых
лестниц, врезанных друг в друга разновозрастных трогов (часто осложненных по¬
следующими глубокими эрозионными врезами), а современный подледный рельеф
Антарктиды развивался в противоположном направлении - в условиях роста ледников
от каровых до покровных, когда последующая экзарационная и аккумулятивная
деятельность более крупных глетчеров уничтожала предшествующие малые формы
ледникового и речного происхождения.
В морфоструктурном отношении в исследуемом районе доминирует обширная риф-
товая впадина Ламберта, резко ограниченная дизъюнктивно предопределенными кру¬
тыми бортами-сбросами. Рифт существенно расширяется от "впадающих в него"
рифтовых долин на юге к шельфу, далее - к континентальному склону. Это отличает
его от почти неизменных по ширине окраинных желобов на Баренцево-Карском
шельфе в Арктике. Западное обрамление представлено областью постплатформен¬
ного орогенеза - глыбовыми горами Принс-Чарльз. Для них характерна существенная
расчлененность рельефа (в морфоструктурном и морфоскульптурном отношениях),
созданного резкодифференцированными неотектоническими и гляциоизостатическими
движениями земной коры. Восточное обрамление включает платформенные равнины с
осложняющими ее морфоструктурами - тектонически обусловленными увалами (Земля
Принцессы Елизаветы), отдельными возвышенностями и низменностями (Берег
Ингрид Кристенсен). Подводный рельеф шельфа моря Содружества в основном
предопределен дифференцированной аккумуляцией и не полностью погребенными ею
древними подводными долинами.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Fowler K.F. Ice thickness measurements in Mac. Robertson Land, 1957-1959. Melbourne: Bureau of Mineral
Resources, Australia, 1971. 55 p.
2.	Саватюгин JIM., Преображенская M.A. Российские исследования в Антарктике. СПб.: Гидро-
метеоиздат, 1999. Т. 1. 360 с.
3.	Соловьев Д.С., Каменев Е.Н., Равич Г.М. Геологические исследования в 1965/66 гг. // Бюл. САЭ. 1967.
Вып. 62. С. 10-18.
4.	Соловьев Д.С. Исследования на Землях Мак-Робертсона и Принцессы Елизаветы // Бюл. САЭ. 1976.
Вып. 92. С. 14-17.
5.	Боярский В.И., Шалыгин А.М. Радиолокационная съемка подледного рельефа Девятнадцатой Советской
антарктической экспедицией // Бюл. САЭ. 1976. Вып. 92. С. 18-23.
6.	Куринин Р.Г., Грикуров Г.Э. Строение рифтовой зоны ледника Ламберта // Тр. САЭ. 1980. Т. 70.
С. 76-86.
7.	Куринин Р.Г., Алешкова Н.Д. Коренной рельеф Земли Эндерби, Земли Мак-Робертсона и Земли
Принцессы Елизаветы в Восточной Антарктиде // Антарктика. 1987. Вып. 26. С. 62-65.
8.	Fedorov L.V., Grikurov G.E., Kurinin R.G. et al. Crustal structure of the Lambert glacier area from geophysical
data // Antarctic geoscience, ed. Ruddock C., Madison, Wisconsin: University Wisconsin Press, 1982.
P. 931-936.
9.	Popov S.V. Overview of Russian Radio Echo Sounding and ground reflection seismic investigations in Antarctica
from 1970 to the present day // Antarctica and global change: interactions and impacts. Hobart, Tasmania,
Australia. 13-18 July, 1997. P. 1056.
10.	Leitchenkov G., Shelestov F., Gandjuhin V. et al. Outline of structure and evolution of the cooperation sea
sedimentary basin // International workshop on Antarctic Offshore Seismic Stratigraphy (ANTOSTRAT): Overview
and Extended Abstracts: U.S. Geological Survey Open-File Report 90-309. ed. Cooper A.K., Webb P.N., 1990.
P. 202-211.
90

11.	Morgan V.I. andBudd W.F. Radio-echo sounding of the Lambert Glacier Basin I I J. Glac. 1975. V. 15. № 73.
P. 103-111.
12.	Higham M., Reynolds M., Brocklesby A. et al. Ice radar digital recording, data processing and results from the
Lambert Glacier Basin traverses // Terra Antarctica. 1995. V. 2. № 1. P. 23-32.
13.	Nakao S. Japanese expedition data in the Prudz Bay and its vicinity I I International workshop on Antarctic Offshore
Seismic Stratigraphy (ANTOSTRAT): Overview and Extended Abstracts: U.S. Geological Survey Open-File
Report 90-309. ed. Cooper A.K., Webb P.N., 1990. P. 228-232.
14.	Stagg H.M.J. Australia's Offshore Antarctic Program: current data availability and future intentions // International
workshop on Antarctic Offshore Seismic Stratigraphy (ANTOSTRAT): Overview and Extended Abstracts: U.S.
Geological Survey Open-File Report 90-309. ed. Cooper A.K., Webb P.N., 1990. P. 251-254.
15.	Попов C.B. Методические аспекты обработки материалов радиолокационного профилирования // Меж -
дународная конференция молодых ученых и специалистов-геофизиков "Геофизика-99". Петродворец, 9 -
12 ноября 1999 г. 1999. С. 108.
16.	Попов С.В. Методика обработки аналоговых материалов радиолокационного профилирования // РГЖ.
2001. Т. 23-24. С. 57-61.
17.	Методические указания по составлению геоморфологических карт при средне- и крупномасштабной
геологической съемке / Ганешин Г.С., Соловьев В.С. Л.: Недра, 1980. 60 с.
18.	Спиридонов А.И. Геоморфологическое картографирование. М.: Недра, 1985. 183 с.
19.	Ласточкин А.Н. Рельеф земной поверхности. Л.: Недра, 1991. 340 с.
20.	Методика геоморфологического картографирования шельфа и континентального склона Российской
Федерации (применительно к задачам Госгеолкарты-1000) / Зинченко А.Г., Ласточкин А.Н., Лопатин
Б.Г. М.: ЗАО "Геоинформмарк", 2001. 38 с.
21.	Геоморфологические исследования океанического дна / Ласточкин А.Н. Л.: Изд-во ПГО "Севмор-
геология", 1987. 105 с.
22.	Петров В.Н. Геоморфологические наблюдения в горах Принс-Чарльз // Бюл. САЭ. 1967. Вып. 64.
С. 5-9.
Факультет географии и геоэкологии СПбГУ,	Поступила в редакцию
ПМГРЭ, Ломоносов (СПб)	21.06.2001
TECHNIQUE AND RESULTS OF GEOMORPHOLOGIC MAPPING
OF SUBMARINE-SUBGLACIAL RELIEF
OF LAMBERT BASIN AND ITS FRAME (EASTERN ANTARCTICA)
A.N. LASTOCHKIN, S.V. POPOV
Sum m a г у
Complex geophysical researches including radiolocation profiling, terrestrial and marine seismic survey fulfilled
during the 17-19, 32, 33, 35, 36, 39 and 40th Soviet (Russian) Antarctic expeditions made is possible to investigate
the submarine-subglacial sea bottom relief in the vicinity of Prince Charles Mountains. The schematic geomorphologic
map was compiled in the scale of 1 : 1000000, on the base of the morphogenetic principle. The map includes 6 genetic
and 11 morphologic classes of simple surfaces, divided by crest and keel lines, concave and convex kinks. Within the
submarine middle-mountains there are deep incised canyons, on the high plain - rare troughs and circles possibly
buried by moraines. The Lambert depression has flat bottom and dissected flanges of various slopes. On the whole the
submarine-subglacial relief greatly differs from the relief of Pleistocene glaciations.
91

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрельг-июнь
2002
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.435.4:551.336(235.222)
© 2002 г. А.Р. АГАТОВА, В. ВАН ХЬЮЛ, А.А. МИСТРЮКОВ
ДИНАМИКА ЛЕДНИКА СОФИЙСКОГО (ЮГО-ВОСТОЧНЫЙ АЛТАЙ):
ПОСЛЕДНИЙ ЛЕДНИКОВЫЙ МАКСИМУМ - 20 ВЕК1
ВВЕДЕНИЕ
Одним из актуальных направлений в науке в последнее время является изучение
изменений палеоклимата и прогнозирование на основе выявленных ритмов возможного
изменения климата в будущем. Горные ледники служат одним из важнейших индикаторов
климатических колебаний. Их прерывистое отступание фиксируется стадиальными
моренами с позднего плейстоцена до Малой ледниковой эпохи (ХУП-Х1Х в.). Прерывистый
характер сокращения ледников может свидетельствовать как о нестационарности про¬
цесса уменьшения массы льда как такового, так и о периодических (до нескольких
сот - возможно, первых тысяч лет) колебаниях температуры и (или) влажности на фоне
устойчивого тренда потепления, начавшегося с конца позднего плейстоцена. Изучение
стадий развития горного оледенения делает принципиально возможной реконструкцию
динамики изменения климата центральной части континентов, однако недостаток
абсолютных датировок затрудняет точную временную привязку положений древних
ледников Алтая. Как следствие, в настоящее время задача определения продолжительности
периодов похолоданий и потеплений в голоцене с помощью алтайских ледников еще не
может быть решена корректно. Кроме того, эта задача осложняется тем, что орогра¬
фические различия в пределах Алтая приводят к существенным различиям и в
микроклимате, что в свою очередь обусловливает разную скорость и характер реакции
ледников на климатические колебания. В то же время сопоставление короткопериодичных
(внутривековых) колебаний климата с поведением горных ледниковых систем уже сейчас
возможно благодаря мониторингу современных ледников. В ходе гляцио-геоморфо-
логических исследований района ледника Софийского (Юго-Восточный Алтай), проведен¬
ных российско-бельгийской экспедицией в 1997-2000 гг., получены новые данные о
динамике его отступания. Наличие исторических сведений о сокращении ледника
позволило реконструировать его реакцию на современное потепление за XX столетие. Это
дает возможность сделать следующий шаг - провести корреляцию поведения ледника с
изменением температуры и количества осадков в течение последнего столетия и оценить
степень запаздывания его реакции в зависимости от локальных ороклиматических
факторов. В дальнейшем при условии получения необходимого числа абсолютных
датировок и районирования Алтая по типу ороклиматических факторов можно будет
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Бельгийского правительства (грант IN/RU/006-
BL/03/R06).
92

Рис. 1. Положение и характер оледенения Южно-Чуйского хребта и прилегающих территорий
1 - линии основных водоразделов, 2 - границы Чуйской и Курайской впадин, 3 - элементы гидросети,
4 - ледники, 5 - абсолютные высотные отметки
перейти к оценке длительности долгопериодичных колебаний климата с конца позднего
плейстоцена. В данной статье приводятся результаты первого шага, необходимого для
решения этой задачи.
Алтайская горная система расположена в центральной части Евразии на стыке России,
Казахстана, Китая и Монголии. Юго-восточная часть Русского Алтая образована наиболее
высокими хребтами этой системы, сохранившими реликты позднеплейстоценового оледе¬
нения. Ледник Софийский, третий по величине, находится в верховьях р. Аккол на северном
макросклоне Южно-Чуйского хребта, обрамляющего с юга-запада крупнейшую на Алтае
Чуйскую межгорную впадину с отметками днища 1700-1850 м (рис. 1).
Хребет представляет собой вытянутое в субширотном направлении линейное поднятие,
макросклоны которого имеют трехступенчатое строение. Высота его гребня в центральной
части достигает 3936 м, тогда как снеговая линия в этом районе Алтая проходит на уровне
около 3150 м, поэтому для приосевой части хребта характерен альпийский рельеф с
острыми пилообразными водоразделами. Вторая по высоте ступень хребта (2800-3200 м)
преобразована карами лишь частично, и здесь преобладают уплощенные междуречья,
представленные обширными реликтами мелпозднепалеогеновой поверхности выравни¬
вания. Современное оледенение на этой ступени уже отсутствует. Нижние ступени обоих
макросклонов хребта погребены древними моренными отложениями. Пологий северный
макросклон, нижняя ступень которого является зоной перехода к Чуйской межгорной
впадине, протягивается на 30-40 км и более чем в 2 раза длиннее крутого южного
макросклона.
Поведение ледников отражает как фоновые показатели климата горной системы, так и
микроклимат, обусловленный особенностями орографии того района, где расположен
Район исследования
Ороклиматические факторы оледенения Юго-Восточного Алтая
93

конкретный ледник, поэтому для корректной расшифровки поведения ледника необходимо
иметь представление о комплексе всех климатоформирующих факторов.
Основные черты современного климата Алтая обусловлены его расположением в центре
азиатского материка и поступлением основного объема осадков с запада, со стороны
Атлантического океана. Климатические особенности Южно-Чуйского хребта помимо этих
двух факторов определяются влиянием воздушных масс Монголии, различающихся боль¬
шими контрастами температуры и влагосодержания [1].
В целом территория юго-востока Алтая характеризуется меньшим количеством атмо¬
сферных осадков по сравнению с его северными областями, однако с высотой их
количество возрастает. В приосевых частях Северо- и Южно-Чуйского хребтов выпадает
800-1000 мм/год, что сравнимо с увлажнением Северо-Восточного Алтая (1000 мм/год для
большей части территории) [2]. В то же время количество осадков в Чуйской впадине на
порядок меньше, и в пределах Южно-Чуйского хребта четко прослеживается высотная
климатическая поясность. На его склонах пустынно-степные комплексы днища Чуйской
впадины сменяются лиственничными рощами, которые выше замещаются растительными
ассоциациями альпийских лугов и высокогорных тундр. Меридиональная зональность в
распределении осадков сказывается на повышении границы леса и снеговой линии в
восточном направлении, и восточнее долины Аккола древесная растительность уже не
произрастает. Южно-Чуйский хребет играет роль почти непреодолимого барьера на пути
запад-юго-западного влагопотока. В то же время значительное количество осадков
проходит на северо-восток до цепи отдельных вершин боковых отрогов хребта через
низкие седловины главного гребня, т.е. климатическая граница в данном случае не
совпадает с линией главного водораздела. Благодаря этому крупнейшие ледники (Большой
Талдуринский и Софийский), находящиеся на подветренном склоне, не испытывают
дефицита в питании [3].
С уменьшением количества осадков к востоку на распределение и длину ледников
большее влияние начинает оказывать экспозиция склона, особенно в хребтах субширотного
простирания. 175 ледников площадью 196.21 км2 сосредоточены к северу от главной линии
Южно-Чуйского хребта и лишь 44 ледника площадью 24.61 км2 - к югу от нее [4]. Влияние
экспозиции на размеры ледников усиливается большей протяженностью северного
макросклона, влияющей на площадь ледосборных бассейнов. Подобная закономерность
характерна и для других асимметричных хребтов юго-востока Алтая - Северо-Чуйского и
Курайского. В западном направлении длина ледников даже на северном макросклоне
Южно-Чуйского хребта значительно сокращается. На южном макросклоне с продвижением
на запад они исчезают совсем (рис. 1).
В пределах Юго-Восточного Алтая ледники позднего плейстоцена, превосходя совре¬
менные по длине, имели сходное распределение. Однотипность распределения древних и
современных ледников свидетельствует о сохранении основных направлений атмосферного
влагопереноса и устойчивом дефиците влажности в юго-восточной части Алтая, по крайней
мере с позднего плейстоцена. Данные палинологического анализа подтверждают
существование в этом районе сухого и холодного климата в позднем плейстоцене [5, 6].
Меньшие по сравнению с современными ледниками абсолютные высоты конечных морен
древнего оледенения свидетельствуют о том, что основную роль в деградации ледников в
условиях неизменного дефицита влажности (хотя абсолютное количество осадков могло
меняться во времени) сыграло повышение температуры.
Динамика ледников: последний ледниковый максимум -
Малая ледниковая эпоха
Наиболее сложным в реконструкции палеоклимата является установление соотношения
влияния осадков и температуры. Изменение снеговой границы в одинаковой степени может
быть следствием изменения как количества осадков, так и температурного режима.
П.А. Окишев приводит доказательства восьми стадий отступания ледников Горного Алтая
со времени последнего ледникового максимума (т.е. второй половины вюрма) и обосно-
94

Рис. 2. Схема деградации Софийского и Талдуринского ледников в постмаксимум второго поздне -
плейстоценового оледенения (по [7])
1 - ледники, 2 - реконструируемые П.А. Окишевым стадиальные морены и их датировки по схеме
А.В. Шнитникова [8] (в скобках эти же датировки, приведенные к системе, применяемой в радиоуглеродном
анализе), 3 - гребневидные водоразделы, 4 - уплощенные водоразделы, 5 - гидросеть, 6 - существующие на
данный момент датировки моренных отложений (а - предполагаемые, по схеме А.В. Шнитникова,
б - радиоуглеродные, полученные авторами статьи, в - датировки лимногляциальных отложений по [5])
вывает синхронность их отступания с периодом 1800-1900 лет для всей высокогорной
области Алтая [7]. Основное значение в деградации оледенения П.А. Окишев придает
температурному фактору, в первую очередь повышению летних температур. В то же время
для определения количества стадий и их возраста он использует схему А.В. Шнитникова, в
основе которой лежит ритмичное изменение общей увлажненности материков северного
полушария средней продолжительностью около 1850 лет.
Этот ритм изменения силы морских приливов был установлен О. Петтерссоном еще в
начале XX в. Затем идея о существовании такого ритма была использована А.В. Шнит-
никовым при анализе литературных данных о количестве и возрасте морских и
океанических трансгрессий [8]. За основу им была взята схема океанических трансгрессий
В. Таннера, разработанная по кривым эпейрогенического спектра Фенноскандии и частич¬
но датированная по археологическим стоянкам. Количество трансгрессий соответствовало
восьми выделенным морским террасам. Для подтверждения проявлений пульсации влаж¬
ности не только на побережье, но и в центре Евразии А.В. Шнитников приводит схему
развития вюрмского оледенения [9], в который восемь стадий отступания ледников Кавказа
синхронизированы со стадиями альпийских и алтайских ледников. Данные по Алтаю в свою
очередь обобщены из работ К.Г. Тюменцева [10] и И.М. Мягкова [И]. Следует отметить,
однако, что в первоисточниках, лежащих в основе этой "научной пирамиды", приводятся
сведения лишь об одном (Катунском) хребте Алтайской горной системы. К тому же ни в
одной из его долин не были доказаны все восемь стадий отступания ледников. Балансовые
95

расчеты [12] показали, что вычисленная с учетом схемы Л.А. Варданянца депрессия
снеговой линии максимума "вюрма" в Катунском хребте неверна. Таким образом,
имеющиеся по оледенению Алтая данные в действительности не подтверждали выведенной
Шнитниковым закономерности. Тем не менее цифра м8" как показатель взаимосвязи
морских трансгрессий и континентального оледенения появилась в дальнейших работах по
Алтаю [7]. За неимением достаточного числа абсолютных датировок П.А. Окишев
устанавливает возраст соседних моренных валов, используя схему В.А. Шнитникова и 1850-
летний ритм без каких-либо поправок. Подобное упрощение методов исследования
выглядит не совсем корректным и обоснованным.
В качестве доказательств восьмистадийного отступания алтайских ледников с конца
позднего плейстоцена П.А. Окишев использует и моренные комплексы долины реки Аккол
(Чаган) (рис. 2). Однако геоморфологические исследования в этой долине показали, что
только стадии 1 (Малая ледниковая эпоха), 6, 7 и 8 могут быть определены как конечные
морены. Остальные, указанные в [7] стадиальные валы, или отсутствуют полностью, или
смещены со склонов долины боковыми моренами. Моренные отложения действительно
покрывают днище долины от тектоногенного выступа, сглаженного ледником, до верхнего
края озера Аккуль, но в виде шлейфа, а не отдельных стадиальных валов. Серповидные
перегородки и даже их фрагменты на этом участке долины не обнаружены. Моренный
шлейф перекрыт песками существовавшего какое-то время в долине Аккол а прилед-
никового озера. После осушения озера песчано-алевритистые отложения подвергаются
перевеванию. Это приводит как к образованию небольших дюн, так и к обнажению из-под
озерных отложений моренного материала. Вверх по долине вплоть до комплекса Малой
ледниковой эпохи моренные отложения позднего плейстоцена - голоцена встречаются
только в прибортовых частях долины в виде небольших холмиков между языками
присклоновых каменных глетчеров, что также не дает оснований для выделения их в
качестве стадиальных. Отсутствие стадиальных валов в промежутке от стадии 6 до стадии 1
и возникновение подпрудного озера, реликтами которого являются современные озера
Аккуль и Каракуль, было обусловлено поднятием отдельных блоков Южно-Чуйского
хребта, протягивающихся поперек долины в ее устье. Тектоническое подпруживание
ледника наряду с малой (2-3°) крутизной днища долины приводило к тому, что при
повышении границы питания сразу значительная часть ледника оказывалась в зоне
абляции. В этом случае велика вероятность отделения от активной части ледника
протяженного массива мертвого льда, таяние которого происходило без формирования
конечных валов [13]. Шлейф ледниковых отложений на этом участке днища долины мы
склонны считать базальной мореной, включающей также обломки с поверхности ледника,
спроецированные на днище при его таянии. Вполне возможно, что некоторое выравнивание
базальной морены связано с деятельностью возникшего затем приледникового озера.
Авторами были получены новые радиоуглеродные датировки моренных отложений.
Возраст морены, залегающей в прибортовой части долины на правом берегу Аккола
напротив устья ручья Нижний Тураоюк (87°57* в.д., 49°5Г с.ш.; абс. высота 2380 м), т.е.
между стадиями 3 и 2 по [7], был определен по фрагменту ствола погребенного ею дерева.
Древесина (часть ствола диаметром 35-40 см) была отобрана на глубине 1.6 м от кровли
разреза из слоя мелкозернистого песка и алевролита с плохо окатанной галькой от 5 до
10 см и валунами от 10 до 30 см в диаметре. Небольшой холмик моренных отложений
расположен между языками двух сползающих со склона долины каменных глетчеров за
пределами распространения озерных песков (рис. 3). Гибель дерева, погребенного,
вероятно, при оседании боковой морены, оставленной при отступании позднеплей¬
стоценового ледника в долине Аккола, произошла 2630 ± 60 лет назад (СОАН-4116). Это
позднее накопление основной массы озерных песков, возраст которых составляет
3200 ± 600 лет [5]. Однако сам моренный материал скорее всего был оставлен ледником на
борту долины еще до формирования озера, и полученная датировка относится лишь к
моменту смещения моренных отложений вниз по склону. К сожалению, дата гибели дерева
не может уточнить и время спуска озерного бассейна в долине Аккола, так как, наиболее
вероятно, оно росло в присклоновой части долины за пределами распространения озерных
96

песков. Даже сейчас эти пески освоены древесной растительностью слабо, в основном по
периферии. Погибшее 2630 лет назад дерево могло расти у борта долины как в период
существования озера, так и после его спуска.
Формально полученная датировка вписывается в интервал 3850 - 1950 лет назад,
который разделяет Аккемскую (3) и Историческую (2) стадии отступания (рис. 2). Однако
геоморфологические исследования показывают, что выделить какие-либо стадии в данном
участке долины практически невозможно. Указанные в работе [7] 2-я и 3-я стадии в
действительности представляют собой обособленные холмики разнородного по петрогра¬
фическому составу моренного материала на правом берегу в прибортовой части долины
(рис. 3). Они практически погребены под отложениями присклоновых каменных глетчеров,
состоящих из обломков песчаников горноалтайской свиты, слагающих борта долины. На
наш взгляд, эти небольшие отдельные всхолмления являются фрагментами смещенной со
склонов боковой морены. В настоящее время моренные отложения в долине Аккола нигде
на участке от устья долины до морен Малой ледниковой эпохи в ее верховьях не имеют
формы конечных валов, и потому принимать какой-либо один моренный холм из ряда
подобных ему за границу древнего ледника методически неверно.
Некорректность датировок стадий 2 и 3 в других долинах Русского Алтая подтвер¬
ждается также Серебрянным и Соломиной [14].
Конечные морены Малой ледниковой эпохи (стадия 1 по [7]) Софийского ледника имеют
двухчленное строение, свидетельствуя о кратковременном отступании ледника в течение
этой активизации. Начало Малой ледниковой эпохи на Алтае датируется по радио¬
углеродным данным и анализу динамики радиального прироста деревьев в долине Актру
(Северо-Чуйский хребет) XVI в. [15, 16]. По дендрохронологическим данным между началом
XVI в. и восьмидесятыми годами XIX в. было выявлено три наступания ледника Малый
Актру [16], синхронных периодам сильного понижения летних температур [17]. Вторая фаза
похолодания (конец XVII - начало XVIII в.) подтверждается радиоуглеродными дати¬
ровками [15], третье наступание (1810-1850 гг.) - лихенометрическими исследованиями [18].
В 1999 г. в основании моренной толщи Софийского ледника был найден фрагмент ствола
дерева, гибель которого произошла приблизительно в XIII в. (710 ± 35 лет (СОАН-4117))
либо при непосредственном наступании фронта ледника на растительность днища долины,
либо под действием холодного ветра при его приближении. Эта датировка дает
возможность уточнить начало Малой ледниковой эпохи на Алтае, хотя для корректного
обоснования ее хронологических рамок необходимо провести датирование морен в гораздо
большем количестве долин. Судя по положению этой более древней морены, наступание
Софийского ледника в XIII в. было практически таким же, что и в XVI-XIX вв. Вероятно,
отсутствие данных о моренах самой ранней фазы наступания ледника на Алтае связано как
с малой изученностью большинства долин, так и с погребением этих морен под
отложениями более поздней генерации. Помимо Алтая увеличение длины ледников в XIII в.
установлено для гор Урала [19, 20], Кавказа [21], Тянь-Шаня [22], что говорит о глобальном
масштабе начавшегося в это время похолодания. Следы первой фазы Малого ледникового
периода (XIII-XV вв.) в этих горных странах также чаще всего встречаются в виде
полупогребенных фрагментов береговых морен, свидетельствуя о меньшем масштабе по
сравнению с наступанием XVI-XIX вв. Исключение - Кавказ, где морены XIII в.
сохранились в виде конечно-моренных валов и лежат существенно ниже более поздних [23].
Несмотря на то что поведение ледников в целом чутко отражает глобальные изменения
климата, количество стадиальных морен далеко не всегда является прямым следствием
более кратковременных климатических колебаний. Полевые геоморфологические исследо¬
вания и дешифрирование аэрофотоснимков соседних с долиной Аккола долин Талдуры и
Караоюка показали, что в пределах даже одного водосборного бассейна существуют
значительные различия в характере деградации оледенения. В долине Караоюка ледник
вовсе не оставлял конечных морен (или их следы полностью уничтожены) вплоть до
верховьев, где фиксируются морены Малой ледниковой эпохи прекрасной сохранности.
Выделение восьми конечных морен в долине Талдуры также под вопросом - гео¬
морфологически не обоснованы по крайней мере стадии 2 и 3. Стадии 4, 5 и 6 невозможно
выделить в едином непрерывном комплексе конечно-боковых морен, когда-то перегора¬
97

живавших долину. В настоящее время дуги конечных морен уничтожены эрозией, но их
положение реконструируется по повороту к центру долины ступеней боковых морен.
Искусственно и разделение залегающей ниже по течению Тал дуры непрерывной серии
морен на седьмую и восьмую стадии. Детальное геоморфологическое картографирование
показало, что сокращение ледников короткого и крутого южного макросклона Южно-
Чуйского хребта также происходило без формирования всех восьми конечных морен.
Подобная ситуация характерна и для других исследованных нами асимметричных хребтов
Юго-Восточного Алтая - Курайского и Северо-Чуйского.
Развитие каждого ледника отражает не только глобальные климатические колебания, но
и влияние целого ряда локальных факторов. Особенности развития и деградации
оледенений долины Аккола определялись следующим комплексом таких факторов: 1) ее
расположением в наиболее увлажненной части Южно-Чуйского хребта, находящегося в то
же время в наиболее засушливом районе Русского Алтая; 2) высокими абсолютными
отметками основного водораздела; 3) северной экспозицией дренируемого Акколом
макросклона; 4) пологим уклоном днища долины и ее тектоническим подпруживанием.
Очевидно, что влияние одного или комплекса локальных факторов и объясняет
’’недостаток” конечных морен в долинах Алтая. По этой же причине не всегда строго
синхронна реакция ледников на колебания климата. Подтверждение этого - деградация
ледников северного макросклона Северо-Чуйского хребта в начале позднего плейстоцена.
В то время как ледники Таджилу, Ортолык и Тюте уже отступили и сформировали четко
выраженные в рельефе конечные валы, ледники массива Биш-Иирду (Куркурек, Корумду,
Актру) все еще продолжали наступать. Формирование их конечных морен происходило уже
в субаквальной обстановке - при таянии более мелких ледников и ледников, продви¬
гавшихся с севера из зоны с большим количеством атмосферных осадков, в Курайской
впадине возникло озеро. Его уровень фиксируется по волноприбойным террасам,
выработанным в конечных моренах отступивших ледников. О более поздней деградации
ледников Биш-Иирду можно судить по некоторой размытости очертаний их конечных
морен и отсутствию на них волноприбойных террас [24]. Такое различие во времени начала
отступания ледников Курайской впадины свидетельствует о неоднородности микроклимата
в ее пределах, качественно сходной с современной.
В случае синхронной реакции ледников на изменения климата зачастую различается
степень этой реакции даже в пределах одной долины. Так, по данным лихенометрического
анализа [17], наступания ледников Большой и Малый Актру на протяжении по крайней
мере последних 2 тыс. лет были синхронными. Однако кульминация наступаний Большого
Актру приходится на XVII в., в то время как на Малом Актру наиболее удаленная от конца
ледника морена датируется концом XVIII - началом XIX в. Таким образом, понятие * IРис. 3. Фрагмент геоморфологической карты на участок среднего течения долины Аккола
I - склоны средней крутизны (15-30°) с делювиальными отложениями и коллювиальным шлейфом в
основании, 2 - склоны крутые (30-75°), местами обрывистые, со скальными выходами, 3 - пологие площадки
(3-5°), образованные в результате деятельности ледника, с маломощным шлейфом коллювиальных
отложений, 4 - склоны крутые (30-75°), местами задернованные, с выходами скальных пород, преоб¬
разованные ледниками, 5 - бараньи лбы (курчавые скалы), 6 - склоны крутые (30-75°) со шлейфом
коллювиальных отложений, 7 - склоны средней крутизны (15-30°), задернованные, с пролювиальными
отложениями, 8 - пологие площадки (3-5°), образованные в результате деятельности ледника, покрытые
мощным шлейфом коллювиальных отложений, 9 - склоны пологие (5-15°), со шлейфом пролювиальных
отложений, задернованные, 10 - склоны пологие (5-15°), со шлейфом пролювиальных отложений, поросшие
лиственницей и кустарником, 11 - бугристая поверхность моренных и флювиогляциальных отложений (5-
15°), 12 - бугристая, частично задернованная, местами поросшая лиственницей поверхность древней морены,
с тонким чехлом пролювиальных отложений, 13 - пологая (5-15°) задернованная поверхность озерных
отложений, 14 - пологая (5-15°) задернованная поверхность озерных отложений с наложенными эоловыми
формами, 15 - склоны крутые (30-75°), покрытые шлейфом коллювиальных отложений с отдельными
моренными валунами, 16 - каменные глетчеры, 17 - коллювиальные конусы, 18 - делювиально-
пролювиальные шлейфы, 19 - овраги, небольшие долины временных и постоянных водотоков; 20 - терраса
р. Аккол, сложенная мелкой галькой, песками различных фракций с прослоями глин, 21 - то же,
заболоченная, 22 - вытянутые гряды высотой 10-15 м, сложенные древними озерными отложениями
(ленточными глинами) с тонким чехлом пролювиальных отложений, 23 - пойма р. Аккол, сложенная галькой
различных размеров, 24 - озера, 25 - временные водотоки, суходолы, 26 - водораздел. Черным квадратом
показано место отбора пробы на радиоуглеродный анализ
98

"максимума Малого ледникового периода" также неоднозначно, так как его неодновре-
менность отмечается не только в разных горных странах, но и у ледников одной долины
[23].
Влияние локальных факторов, накладывающихся на климатические изменения гло¬
бального характера, определяет как некоторую асинхронность реагирования ледников, так
и различную продолжительность их отступания. Установить, сколько же "должно" было
быть стадий отступания, соответствующих именно общим изменениям климата, можно
лишь при определении роли локальных факторов в каждой из ледниковых долин.
Возможным решением этой проблемы могут стать районирование Алтая по типам
локальных факторов и сравнение их влияния на динамику ледников. Пока же имеющиеся по
ледникам Алтая данные не позволяют нам однозначно реконструировать ритмику
климатических изменений позднего плейстоцена - голоцена в данной части континента.
Детальное геоморфологическое изучение морен долины Аккола, служивших одним из
99

доказательств восьми стадий синхронного отступания ледников Алтая с периодом 1850 лет
в позднем плейстоцене - голоцене, так же как и данные по другим долинам Южно-
Чуйского, Северо-Чуйского и Курайского хребтов, заставляют критически относиться к
этой схеме по крайней мере в пределах Юго-Восточного Алтая. Ее универсальность была
оспорена и для других горных систем [23]. Принимая по внимание изначальную некор¬
ректность построения этой схемы, стоит избегать ее применения для определения возраста
конечных морен Алтая. Логичнее устанавливать продолжительность климатических
циклов, исходя из конкретного фактического материала, а не пытаться найти в
исследуемом районе подтверждение какой-либо известной схемы. Однако на данный
момент такая возможность не существует, так как имеющиеся датировки все еще
малочисленны, очень разрозненны, определены различными методами и зачастую в период
становления этих методов, т.е. их надежность сомнительна.
Динамика ледника Софийского за последние 100 лет
Если корректная корреляция стадий сокращения древних ледников с колебаниями
климата в голоцене является еще нерешенной проблемой, то наблюдения за современными
ледниками позволяют сопоставлять их динамику с внутривековыми климатическими изме¬
нениями благодаря наличию метеорологических данных. История изучения современных
алтайских ледников не превышает 100 лет. Одним из наиболее посещаемых в XX в.
ледников Алтая был ледник Софийский, что и послужило выбором его для измерений
отступания долинных ледников этой горной системы после активизации в Малую леднико¬
вую эпоху.
Ледник Софийский был открыт, описан и нанесен на топографическую карту в 1898 г.
В.В. Сапожниковым. В 1911 г. он посетил истоки Аккола вторично и отметил положение
конца Софийского ледника зеленой полосой на камне у северной границы приледникового
мореноподпрудного озера. Граница этого озера - прекрасный репер для определения
сокращения ледника, ее использовали все исследователи. В 1939 г. расстояние от края озера
до языка было измерено сотрудниками Томского университета М.В. Троновым и Г.К. Тю-
менцевым. В 1963 г. в рамках международного геофизического года гляциологические
исследования в бассейне р. Аккол были проведены отрядом ледниковой экспедиции ТГУ. В
ходе этой экспедиции были получены данные о таянии и скорости движения льда Софий¬
ского ледника и суточном расходе воды в р. Аккол. Наблюдения проводились в период с
22 июля по 12 августа, что позволяет сравнивать их с данными 1997 г.
Позднее в рамках большой измерительной программы были проведены радарные
измерения в нижней части Софийского ледника и его правого притока [25].
С 1996 г. в долине р. Аккол и на леднике Софийском ведутся комплексные гляцио-
геоморфологические исследования совместной российско-бельгийской экспедиции. Сотруд¬
никами Департамента географии Свободного университета Брюсселя (VUB) и Института
геологии СО РАН осуществляется программа мониторинга баланса массы, динамики льда,
положения фронта ледника и толщины его льда. Летом 1997 г. в абляционной части ледника
была установлена серия реперов. Во время летней экспедиции 1999 г. в пределах главного
цирка ледника Софийский было выкопано несколько шурфов для определения аккумуляции
1997-1998 и 1998-1999 гляциологических годов. Для всех топографических измерений была
использована дифференциальная система GPS Leica SR9500, для определения толщины льда
- Icefield Ice Penetrating радар [26, 27]. В июле 2000 г. совместной японско-российской
исследовательской группой был получен ледовый керн (10-15 м) для изучения загрязнений,
вызванных деятельностью человека. Одним из результатов этого бурения будет
установление скорости аккумуляции льда. Количество измерений в области аккумуляции
ограничено по техническим причинам.
Для возможности сравнения все предыдущие исторические данные и современные
измерения положения края ледника были приведены к единой линии отсчета, которой
послужила восточная и южная границы мореноподпрудного озера (таблица, рис. 4). На
основании этих реконструкций были определены скорости отступания ледника (таблица). В
1997 г. впервые после 1911 г. удалось обнаружить метку В.В. Сапожникова (она была
найдена В. Ван Хьюлом и П. Бородавко). Ее координаты 87°4934,0412 " в.д. и 49°48'37,3168"
с.ш. Однако положение ледника в 1911 г. было исключено из расчетов, так как расстояние и
направление от метки до его края неизвестно. Приведенное в таблице расстояние 650 м ос¬
новано на предположении, что край ледника располагался к северу от метки. В то же время
100

Исторические и современные изменения положения фронта ледника Софийского (период 1898-2000 гг.)
Год
Источник
Изменения за период
Высота,
Рас¬
Средняя
м. абс.
стоя¬
скорость от¬
ние до
ступания за
ледни¬
период, м/г
ка, м
1898
Сапожников, 1901 [28]
Фронт ледника расположен вблизи
морен Малой ледниковой эпохи,
отделяясь от них озером. В преде -
лах языка существует маленькое
наледниковое озеро. Из морено-
подпрудного озера сток Аккола
происходит в левой части долины
между морен. Лед в моренных
± 25102
0
отложениях
1911
VUB-ИГ СО РАН3
Репер Сапожникова, оставленный
650?
им в 1911 г., обнаружен в 1998 г.
на западном берегу одного из
небольших озер, образованных при
термокарстовом проседании морен
Малой ледниковой эпохи. Однако
направление и дистанция до фрон -
та ледника не указаны
(ГС)
1939
Тронов, 1949 [29]
Отступание ледника с формирова¬
нием зандра. Сток Аккола с левой
стороны языка. Длина моренопод -
прудного озера увеличивается до 1
км. Деградация льда в моренах
Малой ледниковой эпохи
25502
1201
27.7
1944-
Булатов, Дик,
Формирование двух моренных
1277-
1951
Ревякин, 1967 [30]
валов. Их возраст (1944-1951 гг.)
рассчитан по средней скорости
отступания 18.3 м/г за период
1939-1963 гг. [30]
1347
1952
Булатов, Дик,
Ревякин,1967 [30]
Детали неизвестны
1382
13.9
1961
Аэрофотоснимки
Отступание ледника. Изменение
формы и размера озера. Смещение
русла Аккола к центру языка
?
1963
Гляциологическая
Озеро достигает 1 км в длину и
26202
1617
21.4
экспедиция ТГУ Була¬
350-400 м в ширину. Левый приток
тов, Дик, Ревякин, 1967
ледника отделился от главного
[30]
потока
1997
VUB-ИГ СО РАН
Моренные валы 1944-1951 гг.
2484.0
1874
7.6
1998
VUB-ИГ СО РАН
почти полностью размыты распав¬
2485.6
1895
21
1999
VUB-ИГ СО РАН
шиеся на переплетающиеся рукава
2486.2
1928
33
2000
VUB-ИГ СО РАН
системой стока. Правый приток
почти полностью отделился от
главного ледника
2484.5
1935
7
2	Измерения проводились при помощи барометрического альтиметра.
3	Свободный университет Брюсселя - Институт геологиии СО РАН.
ГС - географический север.
101

Рис. 4. Карта исторических и современных положений фронта Софийского ледника в период 1898-1999 гг.
1 - 1999 г., 2 - 1998 г., 3 - 1997 г., 4 - 1963 г., 5 - 1952 г., 6 - 1944-1951 гг., 7 - 1939 г., 8 - 1898 г.,
9 - русло р. Аккол, 10 - озера, 11 - положение репера, оставленного В.В. Сапожниковым в 1911 г.
такое расстояние мало вероятно, так как получаемая в этом случае скорость отступания за
период 1898-1911 гг. нереально высока: 50 м/год.
Репер, оставленный томскими исследователями в 1963 г. в 18.27 м от конца ледника, и
два отмеченных ими моренных вала, сформированных приблизительно в 1944-1945 и 1948-
1951 гг. [30], были размыты блуждающим по приледниковой зандровой равнине Аккол ом.
Эти валы также были исключены из расчетов скорости, так как их возраст был определен
уже после их формирования с использованием средней скорости отступания за период
1939-1963 гг.
Средняя скорость отступания ледника Софийского за период 1898-2000 гг. составила
18 м/год. Минимальное значение скорости сокращения составило 7 м/год (2000 г.), макси¬
мальное - 33 м/год (1999 г.). В целом уменьшение длины ледника в конце XX в. шло более
быстрыми темпами, чем в начале столетия (рис. 4). В настоящее время его длина составляет
6782.5 м, тогда как в 1898 г. она достигала 8653.5 м.
Сокращение ледника отражалось в повышении абсолютных отметок его фронтальной
части, что связано с постепенным повышением днища долины к водоразделу. Следует
отметить, что измерения предыдущих исследователей довольно значительно отличаются от
наших данных (таблица). Высота конца ледника, определенная по GPS в ходе нашей
экспедиции в 1997 г., несмотря на продолжающееся отступание ледника вверх по долине,
была ниже, чем высоты, определенные по альтиметру экспедицией Томского университета
и ранее Сапожниковым и Троновым. Однако точность используемой нами GPS-аппаратуры
(2 см в плане и 4-5 см по высоте) на несколько порядков выше точности барометрических
альтиметров, и наши измерения являются на сегодняшний день эталонными. Все сделанные
с помощью GPS высотные измерения были пересчитаны с использованием абсолютной
высоты мореноподпрудного озера в русской системе координат. Предыдущие данные не
могут служить даже приблизительным показателем, так как приведенные в литературе
отметки расположены значительно выше современного края ледника. Привязка к топогра¬
фической карте положений конца ледника в разные годы дала следующие результаты: в
1898 г. он находился на высоте 2450 м, в 1939 г. - 2456.5 м, в 1963 г. - 2500 м. Таким образом,
ошибка определения высоты фронта ледника В.В. Сапожниковым, М.В. Троновым и
гляциологической экспедицией ТГУ 1963 г. составила 60, 93.5 и 120 м соответственно.
Определение, сделанное Сапожниковым еще в конце XIX в., оказалось наиболее точным в
ряду этих измерений.
Понижение высоты края ледника при его продолжающемся отступании в 2000 г., по
сравнению с периодом 1997-1999 гг. может быть объяснено только неровностями днища
102

Рис. 5. График отступания ледника Софийский за период 1898-2000 гг.
долины, так как для исключения возможной ошибки измерения и последующие расчеты
были проведены дважды.
Полученные за последние 100 лет данные о скорости отступания ледника Софийского,
несмотря на непериодичность, позволяют построить кривую ее изменения (рис. 5).
Следующий шаг - корреляция изменения скорости отступания ледника с изменениями
летней и среднегодовой температуры и количества осадков или иными словами опреде¬
ление "чувствительности” ледника к изменениям климата. Ближайшая высокогорная метео¬
станция расположена западнее, в долине Актру Северо-Чуйского хребта, где количество
осадков выше. Для того чтобы использовать данные этой метеостанции для долины
Аккола, необходимо провести сопоставление скоростей отступания ледников Актру и
Софийский и вывести поправочные коэффициенты. Проведение этих расчетов является
темой отдельной статьи.
Заключение
Современное отступание ледников Алтая отражает глобальные климатические измене¬
ния. При этом значительное влияние на характер отступания оказывает целый комплекс
локальных факторов. Особенности микроклимата обусловлены сложной широтной,
меридиональной и высотной зональностью в пределах Алтая. Помимо этого размеры
ледников определяются их экспозицией, различиями в уклонах днищ долин, строением и
площадью ледосборных бассейнов. Все это приводило и приводит к различной реакции
ледников в разных районах Алтая на колебания климата, происходящие на фоне общего
потепления в голоцене. Таким образом, количество стадиальных морен не всегда является
прямым следствием климатических колебаний и "порядковый номер" моренного вала не
может служить основанием для определения его возраста. Этот вывод подтверждается
детальными геоморфологическими исследованиями следов оледенения в долине Аккола и
данными по другим долинам Южно-Чуйского, Северо-Чуйского и Курайского хребтов.
Полученная авторами датировка древесных остатков в основании морен ледника
Софийского позволяет уточнить хронологические рамки Малой ледниковой эпохи на Алтае
и выделить более раннюю фазу наступания ледников (XIII в.), предшествовавшую
наступанию XVI-XIX вв., установленному в долине Актру.
Ледник Софийский, отступавший с 1898 г. со средней скоростью 18 м/год - это типичный
континентальный горно-долинный ледник. Собранные по нему исторические и совре¬
менные данные могут быть использованы для моделирования отклика долинных ледников
на потепление климата в Центральной Азии за XX столетие.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Нарожный Ю.К. Зональные особенности ледникового климата, льдообразования и стока с ледников в
Центральном Алтае // М-лы гляциол. исследований. Хроника, обсуждения. 1989 г. Вып. 66. С. 99-105.
2.	Алтайский край. Атлас. М.: ГУГК, 1991. 36 с.
103

3.	Нарожный Ю.К., Осипов А.В. Ороклиматические условия оледенения Центрального Алтая // Изв. РГО.
1999. Т. 131. Вып. 3. С. 49-57.
4.	Ревякин В.С. Некоторые замечания о современном оледенении Южно-Чуйского хребта // Гляциология
Алтая. 1967. Вып. 5. С. 149-162.
5.	Разрез новейших отложений Алтая (Стратиграфия и палеогеография Приобского плато, Подгорной
равнины Горного Алтая) / Марков К.К. М.: Изд-во МГУ, 1978. 208 с.
6.	Боярская Т.Д., Свиточ АЛ. Материалы к палеогеографии ледниковых эпох Горного Алтая //
Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. М.: Изд-во МГУ, 1973. Сб. 4. С. 92-99.
7.	О кишев П.А. Динамика оледенения Алтая в позднем плейстоцене и голоцене. Томск: Изд-во Томск,
ун-та, 1982. 209 с.
8.	Шнитников А.В. Изменчивость общей увлажненности материков северного полушария // Зап. Геогр.
о-ва СССР. 1957. Т. 16. 338 с.
9.	Варданянц JI.A. О древнем оледенении Алтая и Кавказа (сравнительный очерк) // Изв. Геогр. о-ва
СССР. 1938. Т. 70. Вып. 3. С. 386-406.
10.	Тюменцев К.Г. Отчет геолого-гляциологической части Алтайской ледниковой экспедиции 1933 года // Тр.
ледн. эксп. АН СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1936. Вып. 6. С. 37-94.
11.	Мягков И.М. Морены ледников Белухи // Вести. Зап.-Сиб. Геол. треста. Новосибирск: 1936. Вып. 1.
С. 85-106.
12.	Тронов М.В. Ледники и климат. Л.: Гидрометеоиздат, 1966. 408 с.
13.	Агатова А.Р. Постледниквое развитие долины реки Аккол (Южно-Чуйский хребет) // Геоморфология,
1999. № 2. С. 52-59.
14.	Serebryanny L.R., Solomina O.N. Glaciers and climate of the former USSR during the Neoglacial // Mountain
Research and development. 1996. V. 16. P. 157-166.
15.	Ивановский Л.Н., Панычев В.А. Развитие и возраст конечных морен XVII-XIX вв. ледников Ак-Туру на
Алтае // Процессы современного рельефообразования в Сибири. Иркутск: Ин-т земной коры СО АН
СССР, 1978. С. 127-138.
16.	Адаменко М.Ф., Селищев Е.Н. Новые данные о динамике ледников бассейна рр. Актуру и Курумду в
период Малой ледниковой эпохи // Природа и экономика Кузбасса. (Тез. докл. научн. конф.). Ново¬
кузнецк: 1984. С. 58-61.
17.	Адаменко М.Ф. Динамика прироста лиственницы как индикатор термического режима летних сезонов в
Горном Алтае // Региональные географические исследования Западной Сибири. Новосибирск: Наука,
Сиб. отд-ние, 1978. С. 20-25.
18.	Соломина О.Н. Лихенометрия морен долины Актру // Ледники и климат Сибири (Тез. докл. научн.
конф.). Томск: Изд-во ТГУ, 1987. С. 100-102.
19.	Мартин ЮЛ. Формирование лишайниковых синузий на моренах ледников Полярного Урала: Автореф.
дис. ... канд. биол. наук. Свердловск: СГУ, 1967. 22 с.
20.	Шиятов С.Г. Дендрохронология верхней границы леса на Урале. М.: Наука, 1986. 135 с.
21.	Серебрянный Л.Р., Голодковская Н.А., Орлов А.В. и др. Колебания ледников и процессы морено -
накопления на Центральном Кавказе. М.: Наука, 1984, 216 с.
22.	Savoskul O.S., Solomina O.N. Late-Holocene glacier variation in the frontal and inner ranges of the Tian Shan,
Central Asia // Holocene. 1996. V. 1. P. 25-35.
23.	Соломина О.Н. Горное оледенение Северной Евразии в голоцене. М.: Научный мир, 1999. 272 с.
24.	Новиков И.С., Мистрюков А.А., Агатова А.Р. Отражение постпозднеплейстоценовых временных и
пространственных климатических изменений в развитии рельефа юго-восточной части Горного Алтая //
Проблемы реконструкции климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири. Новосибирск: Изд-
во ИАиЭ, 2000. С. 358-364.
25.	Никитин С.А., Меньшиков В.А., Веснин А.В., Селин Г.А. Результаты эхолотирования алтайских
ледников портативным радаром // М-лы гляциол. исследований (Хроника, обсуждения). 1986. Вып. 56.
С. 116-121.
26.	Jones F.H.M., Narod В.В., Clarke G.K.C. Design and operation of aportable, digital impulse radar //
J. Glaciology. 1989. V. 35. № 119. P. 143-148.
27.	Narod B.B. and Clarke G.K.C. Miniature high-power impulse transmitter for radio-echo sounding // J. Glaciol.
1994. V. 40. № 134. P. 190-194.
28.	Сапожников B.B. Катунь и ее истоки. Путешествия 1897-1899 гг. Томск: Изд-во ТГУ, 1901. 271 с.
29.	Тронов М.В. Очерки оледенения Алтая. М.: Географгиз, 1949. 374 с.
30.	Булатов В.И., Дик И.П., Ревякин В.С. Гляциологические наблюдения в бассейне реки Аккол //
Гляцилогия Алтая. 1967. Вып. 5. С. 178-183.
Институт геологии СО РАН, Новосибирск	Поступила в редакцию
Департамент географии Свободного университета Брюсселя, Бельгия	27.12.2000
104

DYMANICS OF SOPHIYSKY GLACIER (SOUTH-EASTERN ALTAY):
THE LATE GLACIAL MAXIMUM -XX CENTURY
A.R. AGATOVA, V. VAN HULE, A.A. MISTRYKOV
Sum тагу
Altai mountain glaciers are the important indicators of climate variations in the inner part of Eurasia. Analysis of
stadial moraines quantity will allow to find out long period temperature and precipitation fluctuations during Late
Pleistocene-Holocene if the sufficient number of absolute dates is available. Our researches show the importance of the
local oroclimatic conditions for correct estimation of the long-term climate cycles. These conditions have the strong
influence on timing, quantity and amplitude of glacier advances. The authors consider the accepted scheme of eight
synchronous glacier retreats with 1850-year rhythm inapplicable to Altai glaciers. Now we can study only short period
climate fluctuations, juxtaposing them with the modem dynamic of glacier retreats; it is possible due to the permanent
monitoring and historical and meteorological data available. The article presents also the Sophysky glacier's retreat
velocity data in 20 century. Both historical information and monitoring data were used for this purpose. These
monitoring data were obtained during the field researches held by joint Russian-Belgian scientific group in 1997-2000
years. Radiocarbon data have allowed to estimate more precisely the duration of Little Ice Age in Altai. According to
this data LIA began in 13th century but not in 16th as it was considered earlier.
УДК 551.435.162(470)
© 2002 г. B.P. БЕЛЯЕВ
ОСОБЕННОСТИ ОВРАГООБРАЗОВАНИЯ В РАЗНЫХ ПРИРОДНЫХ
УСЛОВИЯХ1
В настоящее время исследователями накоплен и обработан обширный материал по
морфологии линейных эрозионных форм, механизме овражной эрозии и динамике ее
развития. Имеющиеся представления позволяют в каждом конкретном случае с той или
иной степенью точности определять историю развития и генезис оврагов, их активность и
потенциальную опасность развития эрозионных процессов. При этом наряду с вопросами,
связанными непосредственно с эрозионной деятельностью водотока в овраге, не меньшее
внимание должно уделяться зональным особенностям оврагообразования, определяющим
внешние условия развития оврага, а также непосредственно влияющим на склоновую
составляющую процесса оврагообразования и некоторые другие специфические процессы
(например, термоэрозия). Эта проблема имеет большое значение как для углубления
теоретических представлений о механизме овражной эрозии, так и для усовершенствования
методических схем исследований и решения прикладных задач, связанных с прогнози¬
рованием овражной эрозии и проектированием противоэрозионных мероприятий.
В последнее время в связи с активным освоением новых территорий (особенно в тех
природных зонах, которые ранее оставались практически не затронутыми антропогенным
воздействием), остро встает необходимость более глубокой разработки этих вопросов.
Процесс оврагообразования вообще связан со значительными перестройками природных
комплексов, изменением большинства компонентов ландшафта. В случаях же, когда этот
процесс инициируется необдуманной хозяйственной деятельностью человека на терри¬
ториях, для которых естественная овражность практически не характерна, он может при¬
вести к катастрофическим последствиям для экосистем и огромным материальным
потерям. Учитывая то, что в оврагообразовании подчиняются зональности как многие из
основных факторов, так и собственно составляющие процесса (особенно его склоновая
компонента), изучение овражной эрозии в этом контексте представляется весьма
перспективным, на что указывают в своих работах многие исследователи [1-3 и др.].
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64932).
105

Основная цель данной статьи - выявление тех особенностей формирования, морфологии
и динамики овражных форм, которые связаны в первую очередь с зональной спецификой.
Для достижения поставленной цели анализировались материалы исследований НИЛ эрозии
почв и русловых процессов им. Н.И. Маккавеева, а также некоторых других работ. Кроме
того, использовались крупномасштабные картографические материалы и результаты
натурных исследований оврагов в следующих районах: 1 - бассейн р. Песчанка, Саратовская
область, Аткарский район (степная зона); 2 - бассейн балки Лог Репный, Воронежская
область, Семилукский район (лесостепная зона); 3 - У НС (Учебная научная станция) МГУ
"Сатино", Калужская область, Боровский район (юг зоны смешанных лесов); 4 - район
Бованенковского газоконденсатного месторождения (бассейн р. Се-Яха), п-ов Ямал, Ямало-
Ненецкий автономный округ (зона тундры).
Для этих районов проведен анализ морфологии и (при наличии данных) динамики
оврагов. Кроме того, дан прогноз максимально возможной длины оврагов (с целью
определения потенциала регрессивной линейной эрозии) [4], а также минимальной площади
водосбора, необходимой для образования оврага в условиях естественного растительного
покрова и для пашни. Модули талого и ливневого стока со склоновых водосборов
рассчитывались по методике ГГИ [5], а неразмывающие скорости для различных типов
грунтов брались по данным Ц.Е. Мирцхулавы [6,7] и Б.П. Любимова (материалы экспеди¬
ционных отчетов). Для тундровой зоны (п-ов Ямал) проведены расчеты возможного
развития оврагов на малых водосборах при различном антропогенном воздействии с
использованием математической модели, специально разработанной для условий термо¬
эрозии [8].
Необходимо отметить, что не всегда можно было соблюсти принцип однородности
азональных условий на рассматриваемых ключевых участках, так как выбор делался в
пользу наиболее детально исследованных районов. Таким образом, важной задачей
является разделение различий развития и проявления процесса оврагообразования, связан¬
ных с зональными и азональными условиями. В качестве зональных выступают гидро¬
метеорологические факторы, характер экзогенных рельефообразующих процессов, расти¬
тельность, почвенный покров и, в какой-то мере, тип и степень хозяйственного исполь¬
зования земель. К азональным условиям относятся геолого-геоморфологическое строение
территории, новейшие и современные тектонические движения и, в значительной степени,
антропогенный фактор.
Проведенный детальный анализ материалов исследований овражной эрозии в разных
природных зонах показал, что хотя овражная эрозия в целом является интразональным
процессом, в каждой зоне оврагам присущи свои особенности морфологии и динамики.
Наиболее ярко выраженное свидетельство зональной изменчивости процесса овражной
эрозии - это различия динамики временных водотоков, создающих овраги, и различная
роль талого и дождевого стока в развитии этих форм рельефа. Полевые наблюдения и
расчеты гидрологических характеристик показывают, что если для степной и особенно
лесостепной зон основную роль в развитии оврагов играет летний ливневой сток, то для
лесной зоны влияние ливневого и талого стока приблизительно выравнивается. Талый сток
в основном определяет ежегодный средний прирост параметров оврага (постепенное
развитие), а ливневый дает скачкообразные изменения параметров оврага при редких
экстремальных метеорологических явлениях. В тундровой зоне дождевые паводки играют
гораздо меньшую роль в развитии оврагов, чем снеготаяние, так как имеют максимальные
параметры стока, близкие к таковым у талого стока, но гораздо меньшую повторяемость.
По-видимому, можно говорить о существовании закономерного уменьшения влияния
дождевых паводков на овражную эрозию с юга на север и об увеличении роли снеготаяния в
том же направлении.
Скорости роста оврагов также различны в разных природных зонах. И хотя они зачастую
определяются стадией развития оврага и степенью антропогенного воздействия, следует
отметить, что из рассматриваемых природных зон наибольшие средние скорости роста
оврагов (равно как и потенциал регрессивной эрозии) характерны для лесостепной и
тундровой зон. В первом случае это связано с наибольшей интенсивностью ливневых
дождей в лесостепной зоне, а во втором - с целым комплексом благоприятствующих эрозии
факторов (тонкий, трудно восстанавливающийся почвенно-растительный покров; активные
склоновые процессы; влияние многолетнемерзлых грунтов и связанных с ними криогенных
процессов).
Кроме того, важной характеристикой территории, подчиняющейся закону географи¬
ческой зональности, является количество выпадающих осадков разного вида и та их часть,
106

1.6
Площади водосбора, необходимые для образования оврага в разных природных зонах на суглинистых
грунтах для поверхностей, полностью лишенных растительности (а) и полностью задернованных (б)
1 - тундра, 2 - лес, 3 - лесостепь, 4 - степь
которая непосредственно формирует поверхностный сток. Оно, несомненно, испытывает
некоторые колебания под влиянием азональных факторов (например, инфильтрационная
способность грунтов), но все же имеет характерные значения для разных природных зон.
Эта важная характеристика определяет, при прочих равных условиях, минимальную
площадь водосбора, необходимую для формирования оврага (через расход воды, поступаю¬
щей непосредственно в эрозионную форму и скорости потока в этот период).
Исходя из критических величин скоростей (под ними понимались размывающие скорости
для грунтов, слагающих водосбор) и средних модулей стока для малых водосборов,
рассчитаны минимальные площади водосборов (F, км2), необходимые для образования
оврага на первичных склонах различной крутизны (/°) (при условии естественной и
полностью сведенной растительности) для всех исследованных районов. При этом расчеты
модулей стока проводились для 5%-ной обеспеченности. Полученные закономерности
прослеживаются на графиках (рисунок). Для исследуемых водосборов характерны более
или менее сходные комплексы пород (за искючением тундровой зоны), что дает возмож¬
ность сравнивать полученные результаты.
Наименьшие необходимые площади характерны для лесостепной зоны. При средней
107

крутизне первичных склонов (порядка 3-5°) для образования оврага на суглинистых
грунтах, лишенных естественной растительности, в лесостепи достаточно водосбора пло¬
щадью 0.005-0.015 км2. В условиях естественного растительного покрова необходимые
площади значительно выше: 0.4-1.4 км2, что связано с меньшими модулями летнего стока и
большой защитной ролью растительности. Лесная и степная зоны менее благоприятны для
развития оврагов в естественных условиях. По-видимому, значительная современная за-
овраженность степной зоны на 80% имеет антропогенное происхождение [9]. В неменьшей
степени это справедливо и для оврагов лесной зоны, где дополнительным неблагоприятным
для оврагообразования фактором выступает невозможность образования оврагов в лесу из-
за отсутствия концентрированного стока (исключения составляют места естественного
нарушения растительного покрова - подмываемые берега рек, гари, свежие оползневые
участки и т.п.).
Более сложно интерпретировать данные о минимальной необходимой площади водо¬
сбора для оврагов тундровой зоны. С одной стороны, площади водосбора, необходимые для
образования оврага на лишенной растительного покрова поверхности для исследованной
территории, больше, чем в других природных зонах. Это можно объяснить, во-первых,
неоднородностью условий ключевых участков (в исследуемом районе Ямала широко
распространены морские тяжелые суглинки, которые более устойчивы к эрозии по
сравнению с лёссовидными покровными суглинками на других исследованных участках), а
во-вторых, бронирующим влиянием мерзлоты. В то же время образование оврагов здесь
при достаточно большой крутизне склонов возможно даже на полностью задернованных
поверхностях (при крутизне 3-5° - на водосборах площадью 0.3-0.8 км2, что значительно
меньше, чем для задернованных склонов в других природных зонах). Это связано не с
большими модулями стока, а со слабым почвенно-растительным покровом.
Таким образом, в тундровой зоне растительность слабо защищает грунты от размыва, и
при условиях, благоприятствующих концентрации потока, овраги могут образовываться на
поверхностях с естественным растительным покровом. Мерзлота на начальном этапе
образования оврага является фактором, препятствующим эрозии, однако в дальнейшем ее
протаивание способствует активизации склоновых процессов и ускоренной эрозии
(термоэрозии), что ускоряет рост оврага. Эти факты еще раз подтверждают вывод о
благоприятных для овражной эрозии естественных условий тундровой зоны.
Необходимо отметить, что при увеличении крутизны первичных склонов величина
минимальных площадей водосборов сближается для всех природных зон (менее 0.009 км2
для площадей, лишенных растительности, и менее 0.4 км2 на задернованных склонах
крутизной более 10°, сложенных суглинками). Это свидетельствует о том, что при значи¬
тельной расчлененности рельефа зональные факторы оврагообразования уже не играют
большой роли и определяющим условием формирования оврагов является рельеф исходной
поверхности.
По прогнозу возможного линейного прироста оврагов потенциал линейной эрозии на
территориях, уже в значительной степени освоенных оврагами, в большей степени зависит
от первичного рельефа (глубина базисов эрозии, крутизна и длина склонов, первичная
расчлененность), чем от влияния зональных факторов. В то же время такие зональные
особенности, как быстрое зарастание склонов оврагов и преобладающая роль талого стока,
по-видимому, определяют наиболее низкий потенциал линейной эрозии в лесной зоне. В
лесостепи возможно проникновение оврагов глубоко в водораздельные пространства, что
определяется наименьшей площадью водосбора, необходимой для активного развития
оврагов в этой зоне. В тундровой зоне высоким потенциалом регрессивной эрозии
обладают склоновые водосборы, в которых есть условия для повышенного (естественного
или антропогенного) накопления снега, что связано с преобладанием в ежегодном приросте
оврагов роли талого стока.
Наиболее яркие зональные отличия морфологии и динамики оврагов характерны для
зоны тундры. Сам механизм воздействия потока на размываемые им грунты здесь
настолько специфичен, что получил специальное название - термоэрозия, которое хорошо
передает основную особенность процесса: поток не только эродирует многолетнемерзлые
грунты, но и ’’протаивает” их, что значительно увеличивает скорости роста параметров
оврага. Кроме того, для оврагов тундры характерны нивальные процессы и процессы
термокарста и криопланации, придающие им характерные морфологические черты [8].
В значительной мере зональную специфику оврагообразования определяет другой
важный компонент процесса - его склоновая составляющая. Склоновые процессы на бортах
и в вершине оврага наряду с эрозионными формируют его морфологический облик.
108

Поскольку для различных природных зон характерны разные комплексы склоновых
процессов, то их зональные особенности должны проявляться и во взаимодействии с
флювиальными процессами [3].
Наиболее ярко проявляются зональные особенности склоновых процессов в тундровой
зоне. Здесь развивается целый комплекс процессов, связанных с распространением много¬
летнемерзлых грунтов. Это солифлюкция и крип, посткриогенные оползни и сплывы по
вытаивающим льдам. Результат воздействия этих процессов - особый морфологический
облик тундровых оврагов, значительно отличающийся от "классической" формы активного
оврага [3]. Скорость переработки материала склоновыми и эрозионными процессами здесь
сравнима в отличие от других природных зон, где на стадии активного роста эрозия
значительно опережает склоновые процессы, поэтому даже активно растущие овраги
зачастую не имеют здесь свежего морфологического облика или приобретают его только в
периоды интенсивного стока. Для них характерны более пологие склоны, часто плоские
или пологовогнутые днища, заполненные склоновыми отложениями. Вершины и днища
оврагов наряду со склонами также могут являться зоной активных солифлюкционных
процессов, что существенно изменяет их морфологию (солифлюкционные языки в днищах
оврагов, нагромождения сплывших блоков дернины в вершинах и т.д.).
Различия склоновых процессов в других исследованных природных зонах не столь четко
морфологически выражены. Они связаны скорее с различной скоростью зарастания бортов
оврагов, когда происходит смена одних ведущих процессов другими. Быстрее всего
зарастают борта оврагов в лесной зоне, что обусловливает также меньшую длительность
цикла активного оврагообразования. Это, по-видимому, является одной из причин того, что
овраги лесной зоны редко достигают таких размеров, как овраги лесостепи и степи, где
склоны оврагов зарастают медленнее из-за распространения других растительных сооб¬
ществ.
Наконец, и антропогенное воздействие тоже несомненно имеет зональную изменчивость,
причем в разных природных зонах различаются как типы антропогенного вмешательства,
так и продолжительность воздействия. Давняя история сельскохозяйственного освоения
степной и лесостепной зон обусловила развитие здесь густой овражной сети, в то время как
в лесной зоне ее густота гораздо меньше, за исключением южных районов, также давно
осваиваемых человеком. Вероятно, именно сельскохозяйственное освоение территории, в
свою очередь зависящее от климата и растительности, определяет в значительной мере
различия густоты овражной сети в разных природных зонах на Русской равнине.
Из сказанного выше следует, что естественные условия каждой зоны создают в различ¬
ной степени выраженные отличия оврагообразования, присущие данной конкретной зоне,
по сравнению с остальными. В этой связи важную научную и практическую роль играет
выявление зональных особенностей овражной эрозии и ее количественных характеристик,
а главное - разработка методики их учета на практике при работах, так или иначе
связанных с решением проблемы противоэрозионной защиты тех или иных территорий или
объектов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Косов Б.Ф. Географический фактор развития овражной эрозии // Науч. докл. высш. шк. Геол.-географ,
науки. 1958. № 2. С. 18-24.
2.	Косов Б.Ф., Константинова Г.С. Особенности овражной эрозии в тундре // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1970. С. 157-161.
3.	Любимов Б.П. Зональные особенности овражной эрозии //Геоморфология. 1998. № 1. С. 68-73.
4.	Зорина Е.Ф. Расчетные методы определения потенциала овражной эрозии // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 7. М.: Изд-во МГУ, 1979. С. 81-90.
5.	Инструкция по определению расчетных гидрологических характеристик при проектировании противо-
эрозионных мероприятий на европейской территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1979.49 с.
6.	Мирцхулава Ц.Е. Основы физики и механики эрозии русел. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 303 с.
7.	Мирцхулава Ц.Е. Инженерные методы расчета и прогноза водной эрозии. М.: Колос, 1970. 240 с.
8.	Сидорчук А.Ю. Динамическая модель овражной эрозии //Геоморфология. 1998. № 4. С. 28-38.
9.	Косов Б.Ф. Рельефообразующая роль антропогенной овражной эрозии // Вести. МГУ. Сер. 5. География.
1978. № 5. С. 19-26.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Г еографический факультет	16.11.2001
109

CHARACTERISTICS OF GULLY FORMATION AT THE DIFFERENT NATURAL SETTINGS
V.R. BELIAEV
Sum тагу
Field research data, including route and stationary data obtained by Research Institute of Soil Erosion and Channel
Processes as well as published data were used to analyze the peculiar features of the gully formation under different
natural conditions. Four test sites were taken: in the steppe zone, forest-steppe zone, the southern part of the mixed
forest zone and tundra zone. The impact of melt-water and storm rainfall was shown, minimal catch basin area necessary
for gullies rise was evaluated as in natural conditions and under strong human impact. Simultaneous action of zonal
and local factors of gully formation was analyzed.
110

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
2002
ПОТЕРИ НАУКИ
Александр Иванович Скоморохов
(1927-2001)
25 октября 2001 года после тяжелой болезни ушел из жизни геолог и геоморфолог Александр Иванович
Скоморохов. Родился Александр Иванович 21 ноября 1927 года в с. Калистратиха Алтайского края. В
1956 году окончил Томский политехнический институт и получил квалификацию горного инженера-геолога.
Работал начальником съемочной экспедиции Западно-Сибирского геологического управления. С 1964 г.
руководил съемочной партией в Юго-Западной геологоразведочной экспедиции, выпол няющей работы по
Курской области. Свои первые научные работы начал публиковать с 60-х годов, накопив уже немалый опыт
практической работы. В творческой деятельности А.И. Скоморохова особое место принадлежит
исследованию флювиальной геоморфологии. Александра Ивановича отличал свежий взгляд на старые
проблемы. Желание всегда докопаться до истины, лишенное груза прагматических около научных интересов
было характерной чертой ученого. А.И. Скоморохов был постоянным автором жур нала "Геоморфология" и
его самобытные и яркие работы всегда служили предметом жарких дискуссий в научном мире. Новое в
науке было сделано Александром Ивановичем в исследовании саморегуляции и внутренней
противоречивости флювиального процесса, теории эрозионного рельефообразования и роли аккумуляции в
развитии эрозионных форм.
До последних дней жизни, несмотря на тяжелую болезнь, Александр Иванович продолжал научную ра¬
боту и был полон новых идей. Неутомимость и энергичность, высокая требовательность к окружающим и
самому себе, внимательное и доброжелательное отношение к друзьям, коллегам, ученикам всегда отличали
Александра Ивановича.
Коллеги Александра Ивановича Скоморохова сохранят о нем светлую память.
Редколлегия журнала "Геоморфология"
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.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 18.02.2002	Подписано к печати 09.04.2002	Формат бумаги 70xl00Vi6
Офсетная печать	Усл.печ.л. 9,1	Усл.кр.-отт. 2,8 тыс.	Уч.-изд.л. 10,5 Бум.л. 3,5
Тираж 310 экз. Зак. 5872
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук, Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017, Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя:! 17997, Москва, Профсоюзная ул., 90

Глубокоуважаемые читатели!
Ученым, специалистам, преподавателям вузов, аспирантам и студентам вели¬
ким подспорьем в труде всегда служили и будут служить научные статьи и книги.
Помочь им, а также работникам библиотек правильно и оперативно ориентировать¬
ся в издательских проектах призван журнал “Научная книга”, с 1998 г. выпускаемый
четыре раза в год издательством “Наука”.
Журнал “Научная книга”:
-	это достоверный источник информации о сегодняшнем дне российской науки;
-	это оперативные и надежные сведения “из первых рук” о публикациях оте¬
чественных ученых и специалистов;
-	это верный компас в море общеакадемических, региональных и институт¬
ских издательских проектов.
Журнал “Научная книга”:
-	это профессиональная трибуна издателей, полиграфистов, распространите¬
лей научной книги;
-	это интересные, часто уникальные материалы из истории издательской де¬
ятельности как Российской академии наук, так и книгоиздания страны, а также по
актуальным проблемам книговедения;
-	это самые последние официальные материалы и нормативные документы,
регламентирующие профессиональную деятельность российских издателей, поли¬
графистов, книгораспространителей.
Журнал “Научная книга”:
-	это увлекательный рассказ о рождении и жизни научной книги на всех эта¬
пах ее развития: от “чернильницы” автора до полки книжного магазина, библиотеки
и до рук ученого, специалиста, любителя научной книги;
-	это самая свежая информация о состоявшихся в стране и за рубежом книж¬
ных и полиграфических выставках, ярмарках, о презентациях новых интересных из¬
даний;
-	это своеобразная “путеводная звезда” в мире научной литературы для уче¬
ных, специалистов и всех книголюбов.
Журнал можно выписать по Объединенному каталогу “Пресса России”, т. 1,
индекс 26099. Возможно также оформление подписки непосредственно в издатель¬
стве “Наука”, тел. (095) 334-74-50.
Отдельные номера журнала можно приобрести в фирме “Наука-Инициатива”,
тел. (095) 334-98-59, а также в редакции (117997, г. Москва, ул. Профсоюзная, д. 90,
к. 327, тел./факс (095) 334-75-21).

УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА “НАУКА”
Подписка на академические журналы издательства “Наука” во II полугодии
2002 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась в I полугодии
2002 г., - по ценам Объединенного Каталога Прессы России “Подписка-2002” (т. 1)
в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются государственным научно-
исследовательским организациям Российской академии наук, а также их
сотрудникам. В связи с недостаточностью бюджетного финансирования подписка
для других учреждений и их специалистов будет осуществляться на общих
основаниях.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам, предъявив служебное удостоверение. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
“Один специалист - одна подписка”.
Коллективные подписчики академических организаций, перечисленные выше,
для оформления своего заказа должны будут направить в издательство “Наука”
надлежаще оформленные бланк-заказы. При положительном рассмотрении полу¬
ченных заявок оплата производится через отделение банка или почтовым перево¬
дом на основании полученного подписчиками счета ЗАО “Агентство подписки и
розницы” (АПР).
Учреждения РАН, специализирующиеся на комплектовании научных
библиотек академических организаций (БАН, БЕН, ИНИОН), могут осуществить
подписку, как и прежде, непосредственно в издательстве, предварительно
согласовав с ним список пользующихся их услугами организаций и количество
льготных подписок.
Лицам и организациям, сохранившим право подписки по специальным ценам,
в соответствии с настоящими условиями, достаточно будет при оформлении
подписки на II полугодие 2002 г. лишь подтвердить заказ, указав в письме номер
своего кода, присвоенного АПР при предыдущем оформлении подписки.
Бланки заказов как коллективных, так и индивидуальных подписчиков будут
приниматься только с печатью организации (оттиск должен быть четким и
читаемым).
Убедительно просим всех индивидуальных и коллективных подписчиков
журналов издательства “Наука”, имеющих право на подписку по специальным це¬
нам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117997, ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50, 420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по Вашему адресу.
Издательство “Наука”

Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка индивидуального подписчика
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2002 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:
Полный почтовый адрес:
телефон:	e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование .журнала
На 2002 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого
сумма в
рублях
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
М. П.
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука”
по адресу: 117997 ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90, или по факсу (095) 420-22-20,
334-76-50. Информацию о ценах можно узнать в Заявках на специальную адресную подписку,
разосланную в организации, или по телефону для справок: (095) 334-74-50 и 974-11-11.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится через отделение банка или почтовым переводом только
после получения подписчиком счета с банковскими реквизитами от ЗАО “Агентство подписки и роз¬
ницы” (АПР) - официального распространителя изданий Издательства “Наука”.
Издательство “Наука” не гарантирует исполнение заказов, если оплата получена после
15 числа предподписного месяца. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий
производится Агентством подписки и розницы в течение 10 дней со дня выхода издания из печати
заказными отправлениями на адрес, указанный в настоящей заявке. Претензии по доставке
периодических изданий направляйте в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4,
офис 94; тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail: nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su
WWW: HTTPrWwww.apr.ru

Российская академия наук » Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу: (095) 420-22-20 либо по электрон, почте: nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2002 года
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Физика. Математика.
Астрономия. Геология.
Технические науки.
Географические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
итого
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70001
Автоматика и телемеханика
6
385
70010
Акустический журнал
3
440
70237
Алгебра и анализ
3
420
70030
Астрономический вестник
3
330
70024
Астрономический журнал
6
480
70053
Биофизика
3
525
70134
Водные ресурсы
3
510
70162
Вулканология и сейсмология
3
330
70217
Геология рудных месторождений
3
360
70218
Геомагнетизм и аэрономия
3
405
70215
Г еоморфология
2
330
70228
Г еотектоника
3
360
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
385
70253
Дефектоскопия
6
I
290
70239
Дискретная математика
2
305
70244
Доклады РАН
18
672
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
280
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
225
70298
Журнал технической физики
6
I
|
I
385
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
ш
§!
I >Ч
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
?g
§“
*
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
605
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
385
70335
Защита металлов
3
330
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
420
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
420
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
420
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
450
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
405
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
470
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
и океана
3
510
70407
Известия РАН. Энергетика
3
360
70363
Известия русского географического общества
3
290
70420
Исследования Земли из космоса
3
405
70459
Космические исследования
3
360
70447
Кристаллография
3
585
70493
Литология и полезные ископаемые
3
360
70560
Математические заметки
6
235
70512
Математический сборник
6
280
70502
Математическое моделирование
6
290
70571
Микроэлектроника
3
290
70670
Оптика и спектроскопия
6
470
70642
Петрология
3
330
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
305
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
360
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
360
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
360
70706
Прикладная математика и механика
3
495
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
305
70741
Проблемы передачи информации
2
305
70776
Радиотехника и электроника
6
360
70797
Расплавы
3
305
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
330
70982
Теоретическая и математическая физика
6
290
70965
Теория вероятностей и ее применение
2
475
70967
Теплофизика высоких температур
3
440
71002
Успехи математических наук
3
380
70361
Физика Земли
6
330
71034
Физика и техника полупроводников
6
.
390
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71059
Физика и химия стекла
3
445
71022
Физика металлов и металловедение
6
330
71058
Физика плазмы
6
360
71023
Физика твердого тела
6
525
71036
Функциональный анализ и его приложения
2
240
71140
Ядерная физика
6
535
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
М. П.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail: nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте: nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и
во II полугодии 2002 года
1НИЦЫ (АПР)
Химические науки,
биологические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
290
70112
Биологические мембраны
3
510
27233
Биология внутренних вод
2
|
320
71151
Биология моря
3
405
71150
Биоорганическая химия
3
385
70054
Биохимия
6
360
70056
Ботанический журнал
6
360
70147
Вопросы ихтиологии
3
455
70178
Высокомолекулярные соединения
6
440
70211
Генетика
6
385
70219
Г еохимия
6
330
70284
Журнал аналитической химии
6
385
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. И. Павлова
3
455
70293
Журнал общей биологии
3
420
70294
Журнал общей химии
6
455
70301
Журнал органической химии
6
420
70296
Журнал прикладной химии
6
430
70299
Журнал физической химии
6
545
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
360
70333
Зоологический журнал
6
|
I
320
70350
Известия РАН. Серия биологическая
3
455
70430
Кинетика и катализ
3
535
70438
Коллоидный журнал
3
510
71057
Координационная химия
6
|
|
I
360
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
со
2 ч:
§2
X >4
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
*
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70495
Лесоведение
3
330
70561
Микология и фитопатология
3
330
70540
Микробиология
3
470
70562
Молекулярная биология
3
480
88744
Нейрохимия
2
550
70359
Неорганические материалы
6
I
385
70617
Нефтехимия
3
360
70669
Океанология
3
495
70676
Онтогенез
3
305
70690
Палеонтологический журнал
3
405
70743
Паразитология
3
290
70701
Почвоведение
6
|
I
360
70740
Прикладная биохимия и микробиология
3
405
70773
Радиационная биология. Радиоэкология
3
360
70777
Радиохимия
3
440
70786
Растительные ресурсы
2
405
71024
Российский физиологический журнал
им. И. Сеченова
6
360
70810
Сенсорные системы
2
305
70981
Теоретические основы
химической технологии
3
360
71003
Успехи современной биологии
3
290
71007
Успехи физиологических наук
2
|
360
71025
Физиология растений
3
535
71152
Физиология человека
3
535
71068
Химическая физика
6
I
|
I
330
71051
Химия высоких энергий
3
330
71052
Химия твердого топлива
3
360
71063
Цитология
6
305
71113
Электрохимия
6
360
71110
Энтомологическое обозрение
2
580
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
М П
ГЛАВНЫЙ бухгалтер
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail: nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2002, № 2