Геоморфология №3 за 1998 год

Теги: геоморфология журнал геоморфология

ISBN: 0435-4281

Год: 1998

Похожие

Геоморфология №4 за 1998 год

Геоморфология №1 за 1998 год

Геоморфология №2 за 1998 год

Геоморфология №3 за 2000 год

Текст

Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1998

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ИЮЛЬ-СЕНТЯБРЬ
№ 3 - 1998
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Михайлов В.Н. Процессы дельтообразования и возможности их математического моделирования 3
Свиточ А.А., Янина Т.А. История развития побережий Каспийского моря в плейстоцене 16
Экологическая геоморфология
Абалаков А.Д., Кузьмин С.Б. Экологическая оценка экзоморфосистем 28
Лихачева Э.А., Маккавеев А.Н., Тимофеев Д.А., Бронгулеев В.Вад., Козлова А.Е., Курбато¬
ва Л.С., Некрасова Л.А., Горецкий К.В., Локшин Г.П. Геоморфология Москвы по материалам
карты "Геоморфологические условия и инженерно-геологические процессы г. Москвы" 41
Научные сообщения
Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. О гляциальном термокарсте на севере Приенисейской Си¬
бири 52
Клюкин А.А. Эволюция крутых склонов Крымских гор 59
Мишев К., Вапцаров И. Морфоструктурная выраженность в рельефе зон сочленения главных
морфотектонических областей Болгарии 67
Никитина Л.Н., Чалов Р.С. Эволюция свободных излучин и основные стадии их развития 69
Нуждин Б.В. Географическая специфика начальных звеньев малых рек долинной сети бассейна
Верхней Волги 77
Прохоров В.А. Структурно-геоморфологический прогноз нефтегазоносных структур в палеозойских
отложениях Нижнего Поволжья 81
Рыжов Ю.В. Овражная эрозия в межгорных котловинах Юго-Западного Прибайкалья 85
Рысин И.И. О современном тренде овражной эрозии в Удмуртии 92
Серебренникова Й.А. Особенности развития овражной эрозии в Восточном Закамье Татарстана 101
Хруцкий С.В., Семенов О.П., Косцова Э.В. Процессы рельефообразования в перигляциалах плейсто¬
цена и современные формы эрозионного рельефа 104
Юбилеи
Чалов Р.С. Ученый, педагог, инженер, солдат - профессор Географического факультета Нико¬
лай Иванович Маккавеев и его лаборатория (к 90-летию со дня рождения и 30-летию Научно-
исследовательской лаборатории эрозии почв и русловых процессов МГУ) 109
Рецензии
Чалов Р.С. Единый цикл новых монографий по устьям рек и устьевым процессам 115
Дедков А.П., Бутаков Г.П. Фундаментальный труд о четвертичном рельефообразовании в Цент¬
ральной Европе 117
Зорина Е.Ф., Любимов Б.П. Экология города и геоморфологический анализ урбосферы 118
Тимофеев Д.А. Интересная монография по экологической геоморфологии 119
Наука за рубежом
Алексеевский Н.И., Чалов Р.С. Исследования русловых процессов в Китае 121
Потери науки
Анатолий Павлович Сигов (1904-1998) 125
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1998 г.
1

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JULY-SEPTEMBER
№ 3 -1998
CONTENTS
Mikhailov V.N. Delta formation processes and possibilities of their mathematical modeling 3
Svitotch A.A., Yanina T.A. History of Caspian Sea coasts development in Pleistocene 16
Ecological geomorphology
Abalakov A.D., Kuzmin S.B. Ecological estimation of exogenous morphological systems 28
Likhacheva E.A., Makkaveyev A.N., Timofeyev D.A., Bronguleyev V.Vad., Kozlova A.E., Kurbato¬
va L.S., Nekrasova L.A., Goretsky K.V., Lokshin G.P. Geomorphology of Moscow according to the
map "Geomorphological conditions and geological-engineering processes in the Moscow" 41
Short communications
Kaplyanskaya F.A., Tarnogradsky V.D. On the glacial thermokarst at the North of Prienisey Siberia 52
Klyukin A.A. Evolution of steep slopes in the Crimean mountains 59
Mishev K., Vaptsarov I. Morphostructural manifestation of the joint zones of main morphotectonic regions in
Bulgaria 67
Nikitina L.N., Chalov R.S. Free meanders evolution and the main stages of their development 69
Nuzhdin B.V. Geographical peculiarities of the small rivers’ initial elements in the Upper Volga basin 77
Prokhorov V.A. Morphostructural projection of gas- and oil-bearing structures in the Paleozoic deposits of
Lower Volga basin 81
Ryzhov Yu.V. Gully erosion in the intermountain basins of South-West Pribaikalye 85
Rysin I.I. On the resent trend of gully erosion in Udmurtiya 92
Serebrennikova I.A. Peculiar features of gully erosion in the eastern territories of Tatarstan over Kama river... 101
Kchroutsky S.V., Semenov O.P., Kostsova E.V. Relief formation processes in the periglacial zones of
Pleistocene and recent forms of erosion relief 104
Anniversaries
Chalov R.S. Scientist, teacher, engineer, soldier - professor of Department of geography Nikolai Ivanovich
Makkaveyev and his laboratory (to the 90th birthday and 30th anniverwv of scientific laboratory of soil
erosion and channel processes) 109
Reviews
Chalov R.S. Completion of new monographs on river mouths and iber processes 115
Dedkov A.P., Butakov G.P. Fundamental work on quaternary relief foonboe in Central Europe 117
Zorina E.F., Lyubimov B.P. Ecology of a city and geomorphok>gjai ea)w of urban sphere 118
Timofeyev D.A. An interesting monograph on ecological geomorphoioc* _ 119
Science adroaad
Alexeyevsky N.I., Chalov R.S. Channel processes’ investigaboe as Ousel 121
Obituan
Anatoly Pavlovitch Sigov (1904-1998) 125
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июль-сентябрь
1998
УДК 551.482.6
© 1998 г. В.Н. МИХАЙЛОВ
ПРОЦЕССЫ ДЕЛЬТООБРАЗОВАНИЯ И ВОЗМОЖНОСТИ
ИХ МАТЕМАТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ
Введение
Речные дельты - важные в экономическом и экологическом отношении элементы
приморских равнин и береговой зоны океанов, морей и крупных озер. Речные дельты
представляют собой специфические формы рельефа и очень изменчивые и весьма
уязвимые географические объекты. Они формируются под влиянием речных (сток
воды и наносов реки) и морских (крупномасштабные изменения уровня приемного водо¬
ема, приливы, нагоны, морское волнение) факторов. Процессы дельтообразования
также зависят от размеров, формы (открытое или полузакрытое) и глубины (при-
глубокое или отмелое) устьевого взморья.
Дельтообразование - один из наиболее интенсивных, интересных и еще недоста¬
точно изученных геоморфологических процессов. Его физической основой служит
отложение речных наносов вследствие уменьшения скоростей течения речного потока
при втекании в приемный водоем (океан, море, озеро). Отложение наносов приводит к
формированию устьевого бара, что в свою очередь часто вызывает разделение потока
и образование рукавов первичной дельты.
В последние десятилетия накоплены данные о характере процессов дельтообразо¬
вания в устьях Терека и Сулака [1], Лены, Яны и Индигирки [2], Дуная, Амударьи,
Куры, Урала и других рек республик бывшего СССР [3-6], Миссисипи, Орла, Сан-
Франсиску и других рек Америки и Австралии [7]. Одновременно разрабатывали воп¬
росы теории процессов дельтообразования и некоторые методы их расчета [1-3, 5-11].
К настоящему времени созданы предпосылки к обобщению современных представ¬
лений о процессах дельтообразования (по крайней мере в устьях неприливных рек) и
разработке основ их математического моделирования. Рассмотрению этих вопросов и
посвящена настоящая статья.
Закономерности процессов дельтообразования
Процессы дельтообразования имеют различные временные и пространственные
масштабы. Выделяют эпохи, стадии и циклы дельтообразования [8, 11]. Эти процессы
охватывают либо всю дельту, либо отдельные ее части.
Процессы дельтообразования могут происходить в трансгрессионные и регрессион¬
ные эпохи в соответствии с крупномасштабными изменениями уровня моря, а также
включать две последовательные стадии - формирование дельты выполнения (внут¬
ренней дельты) в полузакрытом морском заливе, лимане, губе, лагуне, эстуарии и
формирование дельты выдвижения (внешней дельты) на открытом морском по¬
бережье.
Продолжительность эпох дельтообразования зависит прежде всего от периодич-
3

/
3
1
к
Рис. 1. Схема эволюции устьевых областей рек и процессов дельтообразования при относительно ста¬
бильном уровне приемного водоема
Устьевые области: I - простая, II - эстуарная, III - эстуарно-дельтовая (с дельтой выполнения), IV - дель¬
товая (с дельтой выдвижения).
1 - берег без блокирующей косы; 2 - берег с блокирующей косой; 3 - дельтовые отложения
ности и величины изменений уровня моря, а также от величины стока наносов реки и
глубины устьевого взморья. В период трансгрессии моря дельта может сохраняться
лишь при достаточно большом стоке наносов реки; при малом стоке наносов дельта
может быть затоплена и может прекратить свое существование, а затем при стаби¬
лизации уровня моря возникнуть на новом месте. В период регрессии дельта сохра¬
няется, но изменяет свои размеры и местоположение. Интенсивность развития дельты
выполнения и продолжительность этого периода в основном зависят от размера залива
(лимана, губы, лагуны, эстуария) и стока наносов реки. После завершения образо¬
вания внутренней дельты, должно начаться формирование дельты выдвижения на
открытом морском побережье. Интенсивность этого процесса зависит от совместного
воздействия формирующих (речные и частично морские наносы) и разрушающих
(морское волнение, течения, приливы) факторов, а также от емкости (ширины и глу¬
бины) открытого устьевого взморья.
Тип устья реки определяется формой устьевого взморья и стадией процесса дельто¬
образования. Поэтому все современные устья рек мира могут быть подразделены на
четыре морфологических типа: I - простые (бездельтовые устья малых рек), II -
эстуарные (с полузакрытым устьевым взморьем - узким заливом, лиманом, лагуной,
губой, эстуарием - и без дельты), III - эстуарно-дельтовые (с полузакрытым устьевым
взморьем и с дельтой выполнения); IV - дельтовые (с открытым устьевым взморьем и
с дельтой выдвижения) [4, 8, 11].
Предлагаемая типизация устьев рек является одновременно и генетической их
классификацией. Возможны две схемы развития устья реки при относительной ста¬
билизации уровня приемного водоема: I —> IV и II —> III —> IV (рис. 1). По такой схеме
развивались все устья на побережье океанов после завершения послеледникового
повышения уровня Мирового океана и его относительной стабилизации 6000 лет тому
назад. Ряд устьев рек с очень малым количеством наносов сохраняют до сих пор облик
затопленной речной долины, например, устья рек Ю. Буг, Делавэр и др. В некоторых
случаях сохранению залива или эстуария способствуют приливные явления. Многие
реки сформировали к настоящему времени дельты выполнения в заливах, губах,
лагунах, эстуариях (устья Днепра, Оби, Енисея, Мобил и др.). Во многих эстуариях
идет процесс формирования отмелей-зародышей дельт выполнения (устья Темзы,
Сены и др.). Реки с большим стоком наносов уже практически заполнили заливы и
4

Рис. 2. Схема развития Килийской дельты в устье Дуная
формируют дельты выдвижения на открытом морском побережье (устья Роны, Лены,
Хуанхэ и др.). В некоторых устьях, относящихся в целом к типу IV, еще сохранились
элементы III типа - незаполненные речными наносами акватории первичного залива,
эстуария, лагуны (устья Миссисипи, Дуная). Некоторые устья находятся в настоящее
время в переходном состоянии от III к IV типу (устье Янцзы). Глобальное повышение
уровня океана может привести к затоплению некоторых дельт или их частей,
расширению и углублению еще незаполненных наносами акваторий. В некоторых
случаях, видимо, возможен переход устья от IV типа к III или I, или от III ко II. Приз¬
наки такого перехода появились, например, в некоторых устьях рек Каспийского моря
в связи с быстрым подъемом уровня последнего.
Дельты выполнения и, в особенности, дельты выдвижения формируются двумя
различными путями: медленным, эволюционным, без прорывов и быстрым, скачко¬
образным, с прорывами потока по гидравлически наиболее выгодному направлению в
сторону пониженных частей дельтовой равнины или открытого моря. Первым путем
формируются дельты рек с небольшим содержанием наносов (Волги, Дуная, Кубани,
Лены, Яны, Макензи и др.), второй путь свойствен дельтам рек с повышенным
содержанием наносов, обычно более 1 кг/м3 (Хуанхэ, Амударьи, Терека, Сулака, Или
и др.). В первом случае новые дельтовые рукава образуются путем деления потока на
устьевом баре, а во втором - кроме того, в результате прорывов. После прорывов
формируются новые наложенные (образующиеся на поверхности старой дельты),
причлененные (образующиеся в море на периферии старой дельты) и комплексные
наложенно-причлененные частные дельты (субдельты) и их пояса. Каждая из таких
частных дельт обычно проходит полный цикл развития от возникновения до отмирания
после прорыва потока в новом направлении. В случае образования наложенной дельты
цикл начинается с возникновения разливов (озер) в пониженных частях старой дельты
в результате прорыва и кончается полным отмиранием гидрографической сети вновь
образовавшейся дельты после нового прорыва. В случае образования причлененной
дельты цикл начинается с возникновения баровой отмели в прибрежной зоне моря в
результате прорыва и кончается отмиранием возникшей дельты и волновым
разрушением (абразией) ее морского края после нового прорыва.
Приведем некоторые примеры формирования причлененных и наложенных дельт.
В устье Дуная в разные периоды развития современной дельты формировались по
крайней мере четыре причлененные частные дельты [3-5]. Сначала - причлененная
частная дельта древнего Георгиевского рукава, затем - причлененная частная дельта
Сулинского рукава, затем - новая причлененная дельта в устье Георгиевского рукава.
В последние 200-300 лет сформировалась четвертая причлененная частная дельта
Килийского рукава или так называемая Килийская дельта (рис. 2). За период 1830—
5

1980 гг. эта дельта выдвинулась в море на 11 км и увеличила свою площадь на
268 км2 [4]. Вторая из трех упомянутых причлененных дельт после того, как большая
часть стока реки вновь стала поступать в Георгиевский рукав, строивший новую
причлененную дельту, была полностью разрушена морским волнением. Из продуктов
абразии этой дельты сформировалась песчаная коса Сэрэтуриле севернее дельты
Георгиевского рукава.
Анализ всего сохранившегося картографического материала позволил по-новому
осветить историю развития дельты Сулака (рис. 3). В устье этой реки начиная с конца
XVIII в. последовательно сформировались: пионерная дельта выдвижения и три при-
члененные частные дельты. Началом образования первой причлененной дельты приб¬
лизительно в 1922 г. послужил естественный прорыв Сулака через левую устьевую
косу, вторая и третья причлененные дельты начали формироваться после прорыва
Сулака по искусственному прокопу на север (1929 г.) и после вывода реки по искус¬
ственной прорези на восток (1957 г.). Третья небольшая причлененная дельта полу¬
чила название "новой" дельты Сулака. Если бы не прокоп 1929 г., то естественный
прорыв реки осуществился бы, по-видимому, в восточном направлении, на участке
6

Аральское море
>
Рис. 4. Схема развития дельты рукава Инженер-узек в устье Амударьи за 1940-1979 гг.
Рукава: 1 - отмершие (1979 г.), 2 - существовавшие на 1979 г.; 3 - береговые линии разных лет.
Цифрами в кружках показаны рукава Амударьи: 1 - Инженер-узек, 2 - Аккай, 3 - Урдабай, 4 - Улькен-
дарья (1890 г.)
наибольшего разрушения морского края дельты волнением. В настоящее время
площади "старой" и "новой" дельт Сулака равны соответственно 69 и 1,8 км2 [1,4].
В современной дельте Миссисипи в разное время сформировалось несколько при-
члененных частных дельт [7]. Однако все они, в отличие от дельт Дуная и Сулака, не
получили развития, и их гидрографическая сеть отмерла. По-видимому, причиной их
отмирания явилось слишком быстрое выдвижение на мелководные участки устьевого
взморья новых водотоков, образовавшихся в результате прорыва прирусловых валов
основного русла реки. В устье Миссисипи последовательно в результате прорывов
образовались "субдельты" Драй-Сипрес, Гренд-Лярд, Уэст-Бей (1838 г.), Кьюбитс-Гэп
(1862 г.), Бэптист-Коллет (1874 г.) и Гарден-Айленд-Бей (1891 г.). Максимальная доля
стока наносов Миссисипи, отвлекаемая в эти дельты, составляет около 20%. Начиная
с 30-50-х гг. нашего столетия гидрографическая сеть четырех последних частных
дельт начала отмирать (у первых двух отмерла значительно раньше).
В дельте Терека за последние 500 лет сформировалось семь наложенных частных
дельт [1]. Магистральными рукавами этих частных дельт были Куру-Терек (XVI в.),
Сулу-Чубутла (XVII в.), Старый Терек (с начала XVIII в.), Новый Терек (с конца
XVIII в.), Бороздинский прорыв (с начала XIX в.), Таловка (с середины XIX в.),
Каргалинский прорыв (с 1914 г.). Переход от одного положения магистрального рукава
к другому проходил в результате прорыва и сопровождался полной перестройкой
гидрографической сети дельты с образованием новой системы водотоков и отмиранием
старой. Гидрографическая сеть каждой наложенной дельты существовала в среднем
около 70 лет. Наиболее изучен последний (незавершенный) цикл развития наложенно-
причлененной дельты - образование и развитие Каргалинского прорыва. После про¬
рыва Терека в половодье 1914 г. в пониженной южной части дельты образовались
внутридельтовые разливы (1914-1939 гг.). На следующем этапе (1940-1962 гг.) на
месте озер и разливов сформировалась многорукавная дельтовая русловая система, в
Аграханском заливе начала формироваться причлененная дельта выполнения. В
последующие 1963-1973 гг. на устьевом участке Терека проходило формирование
практически однорукавного русла. Искусственный вывод Терека на побережье Каспия
в 1973 г. (окончательно в 1977 г.) привел к началу формирования причлененной
"новой" дельты на открытом морском побережье.
7

В дельте Или за последние 600 лет четыре раза менялись направления стока и
последовательно сформировались четыре наложенные частные дельты. Каждый цикл
здесь продолжался около 200 лет: после прорыва, образования разливов и форми¬
рования русловой сети новой наложенной дельты с последующим сосредоточением
стока в однорукавном русле (около 70 лет) наступал этап старения нового русла,
сопровождающийся его интенсивным меандрированием (40-60 лет). После нового про¬
рыва начинался этап отмирания старой гидрографической сети (около 70 лет).
Известны многократные перестройки гидрографической сети дельты Амударьи
[4, 5] с образованием наложенных и наложенно-причлененных частных дельт. Весьма
своеобразные процессы проходили в дельте Амударьи, начиная с 40-х гг. нашего
столетия (рис. 4). Приблизительно в течение 20 лет шло быстрое выдвижение частной
дельты рукава Инженер-узек в Аральское море. Только за 1940-1951 гг. общий
прирост площади этой дельты составил 152 км2 (13 км2/год), а линейное выдвижение
дельты в море равнялось 25 км (2,1 км/год) [4]. Резкое понижение уровня моря в
60-70-х гг. привело к отмиранию боковых рукавов, сосредоточению стока в рукаве
Урдабай. В это же время отмечалось также пассивное выдвижение морского края
дельты.
Моделирование процессов дельтообразования
Процессы дельтообразования могут быть описаны количественно с помощью гидро¬
лого-морфологической модели. Эта модель включает четыре блока.
Первый блок рассматривает процесс отложения речных наносов в результате
уменьшения скоростей течения речного потока на устьевом взморье. Блок включает
совместное решение трех уравнений: уравнения гашения скорости течения в инер¬
ционной речной струе на устьевом взморье, уравнения транспортирующей способности
потока и уравнения баланса наносов (уравнения русловых деформаций).
Первое уравнение может быть представлено, например, формулой [3, 8]
/ л
(1)
где Vq и V - средние скорости течения в начальном (устьевом)
от него в море, h0 - глубина потока в начальном створе, к\
равный по данным полевых наблюдений от 0,002 до 0,003.
Второе уравнение может быть задано выражением
створе и на расстоянии х
- декремент затухания,
(2)
где s - содержание влекомых наносов, рн и р - плотность наносов и воды, w - гидрав¬
лическая крупность наносов, к2 - безразмерный коэффициент.
Третье уравнение имеет вид
(3)
где qH - удельный (на единицу ширины потока) расход влекомых наносов (qH = sVh),
z - отметка дна, р„ - плотность донных отложений (заметим, что р^, < рн).
Решение трех упомянутых уравнений позволяет найти аналитическое выражение
для продольного профиля дна морского склона устьевого бара в месте отложения
наносов и для скорости его смещения в сторону моря.
Второй блок модели рассматривает баланс речных и морских наносов в устье реки и
формирование устьевого конуса выноса и дельты.
8

Уравнение баланса наносов для интервала времени At может быть представлено в
двух вариантах [8, 9, И]: для наносов всех фракций (взвешенных и влекомых)
Здесь Wp - поступление речных наносов всех фракций, W' - поступление крупных
(влекомых) речных наносов, WB - поступление (+) и унос (-) крупных наносов морским
волнением, Wr - унос мелких (взвешенных) наносов морскими течениями на большие
глубины, ±AWKB и iAW^ - изменения (увеличение или уменьшение) полного объема
устьевого конуса выноса и его части, сложенной лишь крупными наносами.
Для каждой дельты существует определенная связь между WKB и WKB и, следо¬
вательно, между их изменениями:
Такие связи найдены, например, для "новой" дельты Терека [1, 9].
Изменения объема устьевого конуса выноса (±АWKB) определяют также и
изменения длины (Lff) и площади (Ffl) дельты, поскольку для каждого устья реки
существуют нелинейные зависимости вида
Например, для трех дельт выдвижения (Терека, Сулака и Килийского рукава Ду¬
ная) такие зависимости могут быть представлены едиными эмпирическими зависи¬
мостями [9]
Эти формулы покрывают (практически без разрыва) следующие диапазоны
характеристик; WKB от 0,002 до 9 км3, FR от 0,1 до 350 км2, £д от 0,1 до 20 км.
Единство зависимостей для трех упомянутых дельт свидетельствует о сходстве усло¬
вий их формирования (рельефа дна устьевого взморья и волнового режима) и о том,
что все эти дельты принадлежат к одному генетическому ряду.
Знак и величина изменения объема устьевого конуса выноса (±А1ГКВ) указывает на
характер (направленность) и интенсивность эволюции дельты. При AWKB > 0 дельта
выдвигается в море, при AWKB ~ 0 она стабильна, при AWKB < 0 дельта размывается
под действием морского волнения и деградирует.
Главную роль в балансе в устьях рек играют члены Wp и Wp. Величина WB обычно
не велика и имеет знак минус. Величину Wr непосредственно оценить бывает трудно,
ее часто определяют как остаточный член уравнения баланса наносов.
В устьях рек (на полузакрытом взморье типа лагун, лиманов, эстуариев, на поверх¬
ности и в водоемах дельты, на дне устьевого конуса выноса) обычно задерживается
50-70% всех речных наносов. В ряде случаев эта величина достигает 90-95% [8, 9,
11]. Доля задерживающихся в устьевой области речных наносов возрастает с увели¬
чением размера полузакрытого взморья, объема самого конуса выноса и площади
дельты. Поэтому доля остающихся в теле конуса выноса наносов обычно увеличи¬
вается с ростом "возраста" дельты. Данные о балансе наносов в устьях некоторых рек
+Д W = W + W - W ,
— L-xrrKB rrp — ггв Ггг»
(4)
и только для крупных (влекомых) наносов
±aw'b = w;±wb.
(5)
(6)
(7)
1ц = /з(Д^кв)>
F,=MAWKB).
(8)
(9)
(Ю)
(11)
9

Таблица 1
Составляющие баланса наносов в устьях рек и морфометрические характеристики дельт по [8,9]
Дельта
Длина
дельты
/.„.км
Площадь
дельты
Fv км2
Объем
конуса
выноса
WK„ км3
Составляющие баланса наносов в %
от стока наносов реки Wp
и;
И'г
Терека ("новая")
1,4
3,2
0,015
33,2
-5,3
-61,5
Сулака ("старая")
13,0
67
1,29
35,7
- 64,3*
Дуная (Килийская)
19,3
348
8,26
98,8
-1,5
-0,3
Риони
2,2
8,4
0,096
30,6
-6,7
-62,7
Куры
10,0
194
3,2
47,7
- 52,3*
Амударьи
19,0
167
1,0
84
-16*
Миссисипи
80,0
600
308
94
-
6*
Хуанхэ
-
100
-
67
- 33*
^Суммарная величина WB и Wr
приведены в табл. 1. Эти данные свидетельствуют о том, что чем крупнее дельта и
конус выноса и чем слабее разрушающее воздействие волнения, тем больше речных
наносов остается в устье реки.
Дельты и устьевые конусы выноса в большинстве случаев являются не ловушками
для морских наносов, как иногда считают, а, наоборот, источником пополнения вдоль-
берегового потока наносов. "Мысовой" ("бунный") эффект, т.е. задержка части
наносов, переносимых вдольбереговым потоком, свойствен лишь небольшим выдви¬
нутым в море дельтам на ранних этапах их развития. Таким образом, в дельтах
выдвижения волнение играет в основном не созидающую, а разрушающую роль.
Существенное влияние на развитие дельты оказывает естественное и особенно
антропогенное изменение стока речных наносов. Например, после искусственного
отведения стока воды и наносов Риони в 1939 г. начался интенсивный размыв ее
старой дельты, выдвижение в Каспийское море дельты Сулака замедлилось и сме¬
нилось ее деградацией после сооружения в 1974 г. Чиркейского водохранилища на
р. Сулак и уменьшения стока наносов почти в 10 раз.
Для расчета интенсивности процесса развития или деградации дельты может быть,
во-первых, применено полное уравнение баланса наносов в устье реки (4). В этом
случае для расчета ±AWKB должны быть известны все остальные члены уравнения (4),
что бывает далеко не всегда. После расчета +А^КВ изменения длины 7>д и площади
дельты определяются с помощью зависимостей вида (8-11). Во-вторых, для расчета
эволюции дельты может быть применен метод, основанный на использовании так
называемого критерия взаимодействия реки и моря для неприливных устьев рек X [5,
8, 9], равного отношению удельного расхода поступающих на устьевой бар влекомых
речных наносов q'H к удельному расходу крупных наносов, уносимых морским
волнением qB. Последний принимается пропорциональным удельному потоку энергии
ветрового волнения:
<1ъ=аЕ, (12)
где в свою очередь
Е_ Р^вЧ
8
(13)
В этих выражениях hB - средняя высота волны, св - групповая скорость распрост-
10

ранения волн, а - эмпирический размерный коэффициент, равный, например, для
дельты Терека 0,222 • 10_6 [1, 9]. Таким образом, критерий взаимодействия реки и
моря равен
X =
Чв аЕ apghlca
(14)
Уравнение баланса крупных наносов (5) в модифицированном виде получит вид
А^в
aELWAt
= Х-1,
(15)
где LMKfl - длина морского края дельты, At - интервал времени. После расчета ±AWK'B
изменения полного объема конуса выноса ±ДWKB, длины и площади дельты опреде¬
ляются по зависимостям вида (6-7) и (8-11). Заметим, что знак и величина критерия
взаимодействия реки и моря X свидетельствуют о тенденции и интенсивности
эволюции дельты. При X = 1 морской край дельты стабилен, при X > 1 - дельта
выдвигается в море, при X < 1 - размывается морским волнением.
Третий блок модели описывает вертикальные изменения русла реки или крупного
рукава в пределах дельты. Эти процессы зависят от соотношения между фактическим
уклоном водной поверхности в русле при руслоформирующем (определяющем) расходе
Q* и так называемом "устойчивым” уклоном /0, при котором отсутствуют необратимые
русловые деформации и русло находится в динамически устойчивом состоянии {8}.
Фактический уклон / увеличивается при естественном или искусственном сокра¬
щении длины русла L и понижении уровня моря Нм (при условии приглубого взморья). I
уменьшается при естественном (например, вследствие меандрирования или
выдвижения дельты в море) или искусственном увеличении длины русла L или
повышении уровня моря Ям.
"Устойчивый" уклон /0 определяется руслоформирующим (определяющим) расходом
воды Q* (близким к среднему максимальному расходу воды в половодье) и соответст¬
вующей ему мутностью воды s*:
/о = k,Q?sl
(16)
где к5 = 8,28 • 10~3, ос = - 0,11, а |3 = 0,17 при s* < 1 кг/м3 и 1,1 при s* > I кг/м3 [8]. К
изменению /0 ведут изменения £)* и s* в бассейне реки. Как следует из (16), /0 растет с
уменьшением Q* (например, при изъятии стока) и увеличением я* и выполаживается с
увеличением Q* и уменьшением s* (например, вследствие отложения наносов в
водохранилищах).
При / - /о русло в пределах дельты динамически стабильно, при / > /0 оно
размывается и понижается, при / < /0 - намывается и повышается. Поскольку воз¬
можны различные (в том числе одновременные и противоречивые) изменения
факторов, влияющих на изменение / и /0 (L, Ям, Q*, s*) может быть представлено
несколько схем эрозионно-аккумулятивных процессов в дельтах рек [8, 10].
Типизация таких процессов представлена в табл. 2, а некоторые наиболее харак¬
терные их схемы показаны на рис. 5. Например, случаю выдвижения русла в
приемный водоем (устьевого удлинения) при стабильном уровне моря соответствует
смещение в сторону водоема трех зон разнородных русловых деформаций - намыву в
русле, эрозии на речном склоне устьевого бара, аккумуляции наносов на морском
склоне устьевого бара (рис. 5а). Повышение уровня моря обычно приводит к крупно¬
масштабным аккумулятивным процессам (рис. 56). Понижение уровня моря в случае
приглубого взморья как правило ведет к эрозии в русле и аккумуляции наносов на
взморье (рис. 5в). Если же взморье очень мелководно, то снижение уровня моря может
11

Таблица 2
Типизация эрозионно-аккумулятивных процессов в водотоках в устьях рек, основаннная на сравнении
фактического и "устойчивого" уклонов водной поверхности
Фактор
Изменение
фактора
Изменение
Соотноше¬
ние уклонов
Характер
процесса
k
/
Руслоформирующий
расход воды, <2* *
+
-
/>/0
Эрозия
Тоже
-
+
/</0
Аккумуляция
Мутность воды в
половодье,
+
+
К10
Аккумуляция
Тоже
-
-
i>i0
Эрозия
Длина русла, L
+
-
/</0
Аккумуляция
Тоже
-
+
/>/0
Эрозия
Уровень моря, Нм
+
-
/</0
Аккумуляция
Тоже
-
*
+
/>/0
Эрозия
-
**
/</0
Аккумуляция
Примечание: Плюс (+) означает увеличение (повышение), минус (-) - уменьшение (понижение).
7взм> /о;
**. .
*взм < '()'
вызвать не эрозию, а наоборот, отложение наносов (рис. 5г). Наиболее сильное
влияние на русловые процессы в дельтах оказывают крупномасштабное изменение
уровня моря, антропогенное уменьшение мутности воды в реке и естественное
увеличение длины русла вследствие устьевого удлинения и выдвижения дельты в
море.
Четвертый блок модели рассматривает процессы динамики русловой сети дельты и
перераспределения по ней стока воды и наносов. Анализ базируется на одновременном
использовании уравнений гидравлики, описывающих распределение и перераспре¬
деление расходов воды между дельтовыми рукавами; так называемых гидролого¬
морфометрических зависимостей, связывающих между собой гидролого-морфомет¬
рические характеристики динамически устойчивых рукавов (их руслоформирующие
расходы воды Q*, соответствующие им мутности воды s*, ширину В и глубину русла /г,
среднюю скорость течения V); формул, вытекающих из уравнений баланса наносов и
описывающих изменение длины русла при выдвижении или деградации дельты
(блок 2).
Гидравлическая часть четвертого блока заключается в решении системы уравнений
[8]: уравнений баланса воды в узлах разветвления и слияния дельтовых рукавов
Оо=Щ, (17)
условии равенства падении уровня по разным направлениям от вершины дельты до ее
морского края
ЕЛг, = lAzj, (18)
уравнений движения воды (динамических уравнений)
(19)
12

Рис. 5. Схема необратимых русловых деформаций
на устьевом участке реки в результате: а -
устьевого удлинения при стабильном уровне моря,
б - повышения уровня моря, в - понижения
уровня моря в случае приглубого взморья, г -
понижение уровня моря в случае отмелого
взморья.
1 и 2 - начальное и последующее положение
продольного профиля водной поверхности и дна,
3 - размыв, 4 - аккумуляция наносов, 5 -
направленность изменения уровня воды и отметок
дна, ±ДНм - изменение уровня моря, ±ДL - из¬
менение длины русла
5
где Fj - модуль гидравлического сопротивления участка русла, равный р27Го7Т ’ где L>
Щ hi
В, h - длина, средняя ширина, средняя глубина участка русла, п - его средний
коэффициент шероховатости по Маннингу. Система уравнений (17—19) решается либо
аналитически при относительно простой схеме русловой сети дельты без узлов
слияния, либо методом итераций при сложной схеме русловой сети дельты. Резуль¬
татом решения являются расходы воды во всех звеньях русловой сети дельты и
отметки уровня воды в узлах разветвления и слияния.
Гидролого-морфометрические зависимости используются в следующем виде:
b0 = kbq'/\
ho=K„Q^\ •
V0=KvQ%,
(20)
где К - размерные коэффициенты, причем KBKhKv = 1. Эти коэффициенты
индивидуальны для каждой дельты и зависят от мутности воды в половодье. При
s*<\ кг/м3 Кв = 4,60 5^°’35, Kh = 0,65^’16, Kv = 0,34s*’19, при s* > 1 кг/м3 Кв = 4,60;
Kh= 0,65s*-0’33, Kv =0,34s*°’33 [8].
13

По итогам гидравлического расчета (при заданных В, h, L, п) определяют расходы
воды в дельтовых рукавах, а по ним - находят "устойчивые" значения В0, h0, У0, к
достижению которых стремится дельтовая русловая система. Различие между
фактическими и "устойчивыми" характеристиками водотоков (например, УиУ0)
указывает на тенденцию и интенсивность русловых процессов в рукавах дельты.
Например, соотношение V > V0 указывает на эрозию и активизацию дельтового
рукава, соотношение V < V0 показывает, что дельтовый рукав подвержен отложению
наносов и заилению. Скорость этих процессов зависит прежде всего от степени
различия между фактическими и "устойчивыми" значениями характеристик [5, 6, 8,
11], а также от стока наносов (когда происходит их отложение) и противоэрозионной
сопротивляемости донных отложений (когда происходит эрозия). Поэтому для
конкретной дельты и ее рукавов существуют индивидуальные соотношения типа
(2])
ИЛИ
Ah V
— = К3 —+ К4,
A t 3 Уп 4
(22)
где Ah/At - интенсивность эрозии (Ah > 0) или заиления (Ah < 0) русла, К - эмпи¬
рические коэффициенты, которые зависят от характера процесса (эрозия или отло¬
жение), свойств наносов и донных отложений, местных условий.
Изменение длины рукавов L, рассчитывается с помощью уравнений баланса наносов
(4-5) и зависимостей вида (6-7) и (8-10). При этом в первом приближении
распределение расходов наносов между рукавами дельты может быть принято
пропорциональным распределению расходов воды. Затем гидравлический расчет
повторяется при новых величинах Liy и /*,. По полученным новым значениям Q{ с
помощью гидролого-морфометрических зависимостей (20) находят новые "устойчивые"
значения Bit /г,. Затем расчеты повторяются. Как правило, увеличение доли речного
стока воды в дельтовом рукаве ведет к прогрессивной эрозии и его активизации,
наоборот, уменьшение доли стока воды в рукаве ведет к его прогрессирующему
заилению и отмиранию, вплоть до полного исчезновения как водного объекта. Но если
сток наносов реки невелик, возможно, что процесс в смежных конкурирующих рукавах
будет периодическим.
При расчете перераспределения расходов воды между дельтовыми рукавами и
динамики ее русловой сети помимо естественных должны быть учтены и антро¬
погенные факторы, например, искусственный забор или сброс вод в процессе
использования водных ресурсов в пределах дельты (учитывается в балансе воды в
дельте), искусственное углубление, расширение, спрямление рукавов (учитывается
через изменение Lh Biy h() [8].
Заключение
Процессы дельтообразования исследовались во многих устьях рек бывшего СССР
[1-6, 8-11]. Выявлены существенные различия в формировании дельт в полузакрытых
заливах, губах, лиманах, лагунах (устья Днепра, Дона, Терека, Енисея, Печоры,
Амура и др.), с одной стороны, и на открытом морском побережье (устья Волги,
Урала, Сулака, Терека, Лены, Яны, Индигирки, Амударьи и др.), с др. стороны. При
этом обнаружено сильное влияние на процессы формирования дельт и русел рек на
устьевых участках быстрых и значительных изменений уровня Каспийского (устья
Волги, Урала, Терека, Сулака) и Аральского морей (устье Амударьи) [4, 6, 8, 10].
Отдельные блоки модели процесса дельтообразования применены к неприливным
устьям рек Дуная, Терека, Сулака, Яны [1, 5, 6, 8-11].
14

Теоретические концепции исследования процесса дельтообразования и элементы
расчетной модели могут быть применены к дельтам др. рек мира и, в частности, в
связи с оценкой воздействия на русловые и дельтообразующие процессы глобального
повышения уровня Мирового океана.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ллексеевский Н.И., Михайлов В.Н., Михайлова М.В. и др. Гидрология устьев рек Терека и Судака. М.:
Наука, 1993. 160 с.
2. Kopomaee В.Н. Геоморфология речных дельт. М.: Изд-во Моек, ун-та, 1991. 224 с.
3. Михайлов В.Н. Динамика потока и русла в неприливных устьях рек. М.: Гидрометеоиздат, 1971. 260 с.
4. Михайлов В.Н. Устья рек России и сопредельных стран: прошлое, настоящее и будущее. М.: ГЕОС,
1997.413 с.
5. Михайлов В.Н., Рогов М.М., Макарова Т.А. и др. Динамика гидрографической сети неприливных устьев
рек. М.: Гидрометеоиздат, 1977. 294 с.
6. Полонский В.Ф.,Лупачев Ю.В., Скриптунов Н.А. Гидролого-морфологические процессы в устьях рек и
методы их расчета (прогноза). СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. 383 с.
7. Coleman J.M., Wright L.D. Modem river deltas: variability of processes and sand bodies // Deltas - models for
exploration, Houston: Houston Geological Society Press. 1975. P. 99-105.
8. Михайлов B.H., Рогов M.M., Чистяков A.A. Речные дельты. Гидролого-морфологические процессы. Л.:
Гидрометеоиздат, 1986. 280 с.
9. Михайлова М.В. Баланс наносов в неприливных устьях рек и метод расчета формирования дельт
выдвижения // Водн. ресурсы. 1995. Т. 22. № 5. С. 544-552.
10. Mikhailov V.N. The influence of rapid and significant sea level changes on hydrological and morphological
processes in river deltas // Sea level changes and their consequences for hydrology and water management, A
contribution to the UNESCO IHP - V Project H-2-2, Koblenz. 1993. P. 17-24.
11. Mikhailov V.N. Delta formation processes and their modelling // Advances in Hydro-Science and Engineering.
1995. V. II. Beijing, China. P. 1353-1360.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 10.11.97
DELTA FORMATION PROCESSES AND POSSIBILITIES OF THEIR MATHEMATICAL
MODELING
V.N. MIKHAILOV
Summary
Regularities of delta formation processes at river mouths are considered. Hydrological-morphological model of delta
formation has been worked out. The model includes four units. The first unit considers process of sediment
accumulation due to decrease of velocities in river flow, the second one deals with sediment balance at river mouth and
the mouth cone formation. The third unit describes vertical changes of the channel within a delta, the fourth one
describes interconnected processes of delta network dynamics and redistribution of water and sediment discharges
between delta branches.
15

УДК 551.793
©1998 г. А.А. СВИТОМ Т.А. ЯНИНА
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ПОБЕРЕЖИЙ КАСПИЙСКОГО МОРЯ
В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ1
Общепризнано, что история каспийских побережий в основном обусловлена раз¬
витием Каспия, характером и знаком ритмики колебаний его уровня. Это было
установлено еще П.С. Палласом, К. Бэром и Н.И. Андрусовым, а в дальнейшем ра¬
ботами многих исследователей, в первую очередь О.К. Леонтьевым, его учениками и
коллегами [1-3 и др.]. Во временной последовательности ими были детально реконст¬
руированы рельеф и динамика развития берегов Каспийского моря и определены
основные черты их эволюции. Существенно хуже изучен палеогеографический аспект
развития побережий Каспия. Существует представление, что климатические процессы
плейстоцена не имели большого значения для развития берегоформирующих факторов
[1].
Новый материал, собранный авторами по палеогеографии побережий Каспийского
моря, и критическая оценка имеющихся литературных данных позволили более полно
реконструировать историю их развития, рассмотрев ее поэтапно - по основным
трансгрессивно-регрессивным ритмам (рис. 1): добакинскому, бакинскому, урунджикско-
сингильскому, раннехазарскому, черноярско-позднехазарскому, ательскому, хва-
лынскому, послехвалынскому (новокаспийскому). При этом границы и другие
параметры этих этапов рассматривали на основе данных о распределении древнекас¬
пийских осадков и характере содержащейся в них фауны, наличия реликтовых при¬
брежных геоморфологических элементов (абразионных уступов, морских террас, дель¬
товых участков и т.д.), палеонтологических, палинологических и др. сведений, учета
новейшей тектонической активности и структурного положения территории.
УУ
affc
Этапы
/
2
J
4
5
В
7
В
i i i ill i j г i г* i 7: | I Т 1 1
lllWsssa
I
::
ш
J
1
ъ
я.
ъ
Рис. 1. Этапы развития побережья Каспия и гипсометрическое положение береговой линии
1 - добакинский, 2 - бакинский, 3 - урунджикско-сингильский, 4 - раннехазарский, 5 - черноярско-позд-
нехазарский, 6 - ательский, 7 - хвалынский, 8 - послехвалынский (новокаспийский). Штриховкой обозначено
примерное гипсометрическое положение отложений
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 98-05-64703 и 96-05-64923).
16

Добакинский (тюркянский) этап
Это была весьма длительная (около 100 тыс. лет) эпоха низкого стояния уровня
Каспия в самом начале раннего плейстоцена, наступившая после регрессии апшеронс-
кого бассейна и продолжавшаяся до начала бакинской трансгрессии. Каких-либо бе¬
реговых форм той эпохи не сохранилось, и вся информация о палеогеографической
ситуации заключена в ее отложениях.
В основании каспийского плейстоцена на всех побережьях залегают отложения
тюркянского горизонта, представленные осадками тюркянской свиты, древним аллю¬
вием Волги, сыртовыми образованиями междуречья Волги и Урала и отложениями
низов каракумской свиты Западной Туркмении. Это преимущественно наземноводные
(аллювиальные, дельтовые, озерные), реже опресненные морские либо субаэральные
образования, отражающие обстановку длительной континентальной постплиоценовой
эпохи и начала трансгрессии бакинского моря.
Судя по характеру и развитию отложений, наиболее низкий уровень регрессивного
тюркянско-сыртового водоема отмечался в середине эпохи и, по-видимому, был ниже
современного уровня Каспия. Однако наличие среди отложений осадков остаточных
регрессивных (сыртовых) и начальных трансгрессивных (тюркянских) водоемов
свидетельствует, что береговая линия моря в начале и конце эпохи была выше и,
возможно, достигала отметок 0 м абс. высоты.
Редкие палинологические остатки указывают, что климат региона в самом начале
раннего плейстоцена был, по-видимому, не холоднее, но влажнее современного (дре¬
весная пыльца в разрезах Туркмении [4]).
Бакинский этап
Длительная эпоха бакинской трансгрессии, согласно данным термолюминесцентного
и трекового анализов [5], приходится на интервал 380-700 тыс. лет назад. На дли¬
тельность трансгрессии указывают и большие мощности (400 м и более) ее отложений
в Куринской и Западно-Туркменской впадинах и компенсационных мульдах При¬
каспийской синеклизы. Границы, площадь бассейна и его береговая линия устанав¬
ливаются по распространению бакинских отложений и форм рельефа.
Отложения бакинского моря широко развиты на всех каспийских побережьях и
представлены различными фациями от грубых прибрежно-морских образований до
тонких, относительно приглубых осадков ингрессионного типа. В предгорьях Кавказа и
Копетдага отмечаются раннебакинские абразионные и аккумулятивно-абразионные
террасы на абс. высотах 380-400, 320—340, 280-300 и 250-260 м и несколько более
низких позднебакинских уровней [6]. Высокое гипсометрическое положение бакинских
террас объясняется тектоническим подъемом в послебакинское время складчатых
структур Кавказа, Талыша и Копетдага. Вертикальные деформации береговой линии
поздней стадии бакинского моря местами превышают 600 м [7].
Судя по развитию морских отложений и форм рельефа, бакинское море было
весьма обширным, с площадью, превышавшей 900 тыс. км2. В Прикаспийской впадине
распространение бакинских отложений ограничено на севере предсыртовым уступом.
Аналогичное положение отмечается и в низменных районах западного и восточного
побережий Каспия. Что же касается горного побережья Дагестана и Азербайджана, то
здесь положение бакинских террас на отметках 150-200 м абс. и более свиде¬
тельствует о максимальной площади бакинского моря в плейстоцене. Оценивая гра¬
ницы и размеры бакинской трансгрессии в целом, можно сделать вывод, что она была
одной из крупнейших в плейстоценовой истории Каспия. Гипсометрическое положение
фаунистически охарактеризованных бакинских отложений на севере междуречья
Волги и Урала (территории относительно тектонически стабильной) на отметках 30 м
и более [8], позволяет предположить [7, 9], что уровень бакинского моря, возможно,
достигал отметок 45-50 м. На это указывают и находки [5] бакинской фауны у
17

подножий Ергеней на отметках около 17—22 м. О высоком уровне бассейна косвенно
свидетельствуют и данные о длительной связи бакинского и чаудинского бассейнов [9].
Считается [7], что бакинское море в начале трансгрессии имело соленость ниже
солености современного Каспия, к концу трансгрессии она была несколько выше, но не
более 13-14 %о. Однако судя по разнообразию фауны моллюсков, общему габитусу
раковин руководящих дидакн, среди которых преобладают крупные и массивные
формы, и палеотемпературным оценкам [5], температура и соленость вод бакинского
моря, по-видимому, были выше, чем в современном Каспии - соленость около 14-15%с
или несколько выше, а среднегодовые температуры воды - более 10-12 °С. Эти ко¬
личественные оценки надо принимать как усредненные и сугубо ориентировочные,
поскольку при огромных размерах бассейна, очевидно, проявлялась зональность.
Обильные микрофлористические остатки, в бакинских осадках указывают, что в
Западном Прикаспии климат был умеренно аридным, на побережье преобладали сухие
степи, в речных долинах существовали лиственные и широколиственные леса [10]. В
конце эпохи климат становится еще более аридным, а в ландшафтах доминирует
полупустынная и степная растительность. В Северном Прикаспии климат был прох¬
ладным и влажным, среди растительного покрова преобладали лесные (елово-сосно¬
вые) ассоциации. В восточных и юго-восточных его районах климат был суше, а в
ландшафтах доминировали степные группировки растительности.
Сохранившиеся формы рельефа и отложения свидетельствуют о господстве в
прибрежной части моря абразионных процессов, выработавших в береговых склонах
террасы с маломощным грубообломочным чехлом осадков, сменявшихся в глубине ак¬
ватории процессами аккумуляции. Протяженные береговые уступы и клифы были
сформированы вдоль чинков Устюрта, южных склонов Общего Сырта и востока Ер¬
геней.
Урунджикско-сингильский этап
В начале среднего плейстоцена после регрессии бакинского моря наступила дли¬
тельная эпоха переменного, преимущественно низкого, стояния Каспия, когда на его
побережьях господствовали разнообразные континентальные процессы - врез и
заполнение аллювием речных долин, выполаживание склонов, образование аккуму¬
лятивных береговых форм.
Наиболее полно палеогеография эпохи прослеживается по разрезам Нижнего По¬
волжья. В них устанавливается последовательная смена условий накопления от реч¬
ных (венедская свита) к лиманно-дельтовым (сингильская свита) и снова речным
(кривичская свита) образованиям.
Отложения венедской свиты представляют древний плейстоценовый аллювий
погребенной долины Праволги, лежащий в глубоком эрозионном врезе в отложениях
бакинского моря на глубине 65-80 м и ниже современной межени реки. Венедская
долина Праволги располагалась восточнее современной долины и лишь ниже Ено-
таевки перемещалась на правобережье.
Залегающие выше по разрезу отложения сингильской свиты представлены осад¬
ками спокойных водоемов. Ископаемые териофауна, споры и пыльца указывает на
смешанные лесостепные ландшафты (степные водоразделы и леса в долине). Данные
изучения семенной флоры свидетельствуют, что это была сильно обводненная, зале¬
сенная территория с влажным, но не менее теплым климатом, чем ныне. Состав
сингильской флоры в целом отвечает мягкой плювиальной эпохе, существовавшей во
время небольшой урунджикской трансгрессии Каспия на его побережьях.
В прибрежных районах Нижнего Поволжья широко распространен аллювий
кривичской свиты, прослеживаемый в погребенном состоянии от Ергеней на западе до
г. Ленинска на востоке, образующий в районе Енотаевки древнюю дельту Волги [11].
Это преимущественно русловые речные фации, выполняющие глубокий палеоэрозион-
ный врез в долине и достигающие мощности в первые десятки метров. Из нижней
18

части кривичских отложений происходит косожская флора [11], характеризующая
климатический оптимум среднего плейстоцена и не имеющая в своем составе пред¬
ставителей холодолюбивой растительности.
В Куринской и Западно-Туркменской депрессиях в начале среднего плейстоцена
существовал небольшой урунджикский водоем. Судя по ареалу распространения форм
рельефа и урунджикских отложений, можно предположить, что море по площади не¬
значительно превышало современный Каспий. В глубь побережий оно проникало лишь
по Куринской и Западно-Туркменской депрессиям. Уровень моря находился вблизи
отметки 0 м. Связь с Черноморским бассейном отсутствовала. Доминантное распрост¬
ранение в урунджикском море дидакн группы Crassa определенным образом свиде¬
тельствует, что соленость и температура воды бассейна были выше, чем в сов¬
ременном Каспии, и не уступали этим характеристикам бакинского моря. На вос¬
точном побережье Каспия континентальным возрастным аналогом морского урунджи-
ка, по-видимому, является часть аллювиальных песков каракумской свиты.
Таким образом, развитие побережий Каспия в начале среднего плейстоцена было
различным - с господством процессов морской аккумуляции и абразии по берегам
урунджикского моря на Западном Кавказе и в Западной Туркмении, и наземноводных
эрозионно-аккумулятивных процессов в Северном Прикаспии.
Раннехазарский (гюргянский) этап
В середине среднего плейстоцена отмечается обширная раннехазарская (гюргянс-
кая) трансгрессия Каспия, по размерам почти не уступавшая бакинской. Отложения
хазарской трансгрессии развиты на всех побережьях Каспия, далеко проникая в глубь
побережий по депрессиям рельефа. В предгорьях Кавказа хазарские осадки слагают
аккумулятивный чехол средневысотных террас. Для них характерны мелководные и
прибрежно-мелководные фации песчаного, песчано-галечного и терригенно-карбонат-
ного состава. Мощность отложений изменяется от первых метров на кавказских
террасах и в Северном Прикаспии до многосотметровых толщ в Куринской, Терско-
Кумской и Западно-Туркменской впадинах.
По результатам ТЛ анализа трансгрессия проходила 91-340, по данным урано-
иониевого датирования - 250-300 тыс. лет назад [9]. Резкие перепады мощности ха¬
зарских осадков и характер фаунистических комплексов указывают на разную про¬
должительность существования моря в различных районах каспийского побережья.
Наиболее длительным по времени бассейн был на западном побережье - в районе
активных тектонических движений. В Северном Прикаспии (за исключением его
южных районов), судя по небольшой мощности хазарских отложений, трансгрессия
была наименее продолжительной, а море было мелководным, весьма динамичным и
хорошо аэрируемым. На восточном побережье оно было более глубоким, и осадки
накапливались в спокойных условиях.
В предгорных районах Азербайджана и Дагестана развиты разновысотные абра¬
зионные и абразионно-аккумулятивные хазарские террасы, высотой 160-170, 140-150,
120-130 и 100-105 м абс., свидетельствующие об активной переработке берегов. Об
интенсивности тектонических подвижек в эту эпоху на кавказском побережье Каспия
можно судить по изменению кровли хазарских отложений и уровня морских террас. В
наиболее прогнутых участках тектонических депрессий (Атрекский прогиб, Куринская
и Терско-Кумская впадины) хазарские осадки лежат ниже современного уровня Каспия
на 100-200 м, в по периклинали Большого Кавказа подняты до отметок 300 м и более
[7].
Соленость бассейна была различной. Судя по широкому появлению моллюсков
группы trigonoides в начале хазарской трансгрессии, концентрация солей в водах ха¬
зарского моря в ранние этапы его существования была ниже, чем в бакинском, но не
меньше, чем в современном Каспии, а скорее, несколько выше (около 14— 15%с).
Материалы палинологии по междуречью Волги и Урала [12] и юго-западному
19

Прикаспию [13] указывают, что на побережье хазарского моря существовали
открытые ландшафты со степной и полупустынной растительностью, состоящей
главным образом из полынно-маревых группировок со значительным участием гало¬
фитов. В Западном Прикаспии в это время была развита лесная растительность с
участием степных группировок. В целом климат эпохи раннехазарской трансгрессии
был более прохладным, чем ныне, и не менее засушливым.
Черноярско-позднехазарский этап
В самом конце среднего - начале позднего плейстоцена уровень Каспия был отно¬
сительно низким с максимальным падением уровня в начале и с небольшим повы¬
шением в конце этапа в виде позднехазарской трансгрессии.
Отложения, соответствующие началу эпохи, представлены черноярским аллювием
Нижнего Поволжья, занимающим стратиграфическую нишу между нижне- и верхне¬
хазарскими морскими образованиями. Это преимущественно русловые разнозернистые
пески, диагонально-косослоистые, включающие многочисленные костные остатки
крупных млекопитающих хазарского фаунистического комплекса (Mammuthus tro-
gontherii chosaricus. Equus caballus chosaricus, Coelodonta antiquitatus и др.). Отложения
охарактеризованы палинологическими спектрами лесо-степного и степного типов, с
господством пыльцы Chenopodiaceae и Betula sekt. Nanae, с многочисленными спорами
Bryalis, Polypodiaceae, Selaginella selaginoides [11]. Стратиграфическое и гипсометри¬
ческое положение черноярских песков, содержащаяся в них фауна млекопитающих и
литологические особенности указывают, что формирование их осуществлялось в русле
крупной реки с динамичным гидрологическим режимом в конце среднего плейстоцена
на уровнях, близких к современной межени либо несколько выше.
В других районах каспийских побережий одновозрастными аналогами осадков
черноярской свиты можно условно считать верхнюю часть аллювия каракумской
свиты и толщу континентальных отложений с погребенными почвами, перекрывающие
гюргянские отложения структуры Мишовдаг-Куринской депрессии. В целом осадки
черноярского горизонта занимают небольшой временной интервал во второй
половине - конце среднего плейстоцена (ТЛ даты - 122-184 тыс. лет) и распрост¬
ранены ограниченно на каспийских побережьях.
Лежащие выше отложения позднехазарской трансгрессии также слабо развиты на
каспийских побережьях. Достоверно они установлены на юге Нижнего Поволжья, на
низких предгорьях Дагестана и Апшеронском полуострове и везде охарактеризованы
дидакнами подбиозоны crassa.
Верхнехазарские отложения датированы разными методами абсолютной хроноло¬
гии. Из заслуживающих доверия дат следует отметить результаты урано-иониевого
анализа, давшие возраст 67-114 тыс. лет [14] и некоторые ТЛ даты (91-130 тыс. лет).
Это близко соответствует эпохе карангатской трансгрессии Понта и микулинскому
межледниковью Русской равнины.
Судя по незначительному распространению верхнехазарских отложений среди чет¬
вертичных осадков каспийских побережий, можно заключить, что они накапливались в
небольшом и непродолжительном по времени бассейне, существовавшем в эпоху
длительной раннехазарско-хвалынской регрессии Каспия, имевшем более теплый
температурный режим, чем нынешний бассейн.
Ательский этап
Это была эпоха одной из самых глубоких регрессий Каспия, когда его береговая
линия находилась на современных глубинах 20-25 м [15]; со времени предыдущей
позднехазарской трансгрессии уровень упал более, чем на 50 м, а площадь бассейна
сократилась до 300 тыс. км2. Время регрессии устанавливается стратиграфическим
положением отвечающих ей континентальных отложений, характером содержащихся
20

в них ископаемых остатков и абсолютными датировками. Это был конец первой
половины - середина позднего плейстоцена.
Из всех континентальных образований регрессивных эпох Каспия ательские осадки
наиболее широко развиты на всех каспийских побережьях. В стратотипическом раз¬
резе Северного Прикаспия это супеси и суглинки со следами водного происхождения,
"замаскированные" последующими субаэральными процессами. В ательских отло¬
жениях на окраине Волгограда обнаружена мустьерская палеолитическая стоянка,
содержащая многочисленные кости млекопитающих верхнепалеолитического фаунис-
тического комплекса, а также спорово-пыльцевые спектры степного типа.
В целом ательские отложения и их аналоги отражают весьма длительный кон¬
тинентальный этап развития каспийских побережий и глубокой регрессии Каспия. В
сильно обмелевшем и сократившемся по площади море произошли крупные фаунис-
тические изменения: почти полностью вымерли многочисленные хазарские дидакны
группы crassa и близкие к ней виды, сформировались основные компоненты хвалынской
фауны, предпочитающие менее соленые местообитания. Последнее обстоятельство
ясно указывает на опреснение регрессивного ательского водоема [7].
Во время падения уровня моря осушались обширные участки шельфа, особенно на
севере Каспия, и интенсивно врезались и заполнялись русла впадающих в него рек.
Глубина вреза Волги в устьевой части составляла несколько десятков метров, а в
районе Волгограда - 20 м [11]. Следствием прогрессирующего падения уровня Каспия
была активная аккумуляция осадков на побережьях и интенсивный рост аккумулятив¬
ных форм рельефа [16]. Климат Северного Прикаспия был холодным, континенталь¬
ным. В это время, соответствующее ранневалдайскому (калининскому) оледенению
севера Русской равнины, господствовали степные ландшафты, отмечались мерзлотные
деформации грунтов, среднегодовая температура воздуха была на 2-3° ниже сов¬
ременной и составляла всего 5-6 °С [17, 18]. В более южных районах каспийских
побережий климат был более теплым, но, по-видимому, столь же аридным.
Хвалынский этап
В конце позднего плейстоцена на побережьях Каспия вновь отмечаются важные
изменения, связанные с хвалынской трансгрессией моря, одной из крупнейших в плейс¬
тоцене. Акватория бассейна оценивается в 950 тыс. км2 [18]. В Северном Прикаспии
море располагалось от уступов Ергеней на западе до северных чинков Устюрта на
востоке. На севере оно доходило до подножий Общего Сырта, проникая глубоко к
северу по долинам Волги и Урала. Море затопляло Куринскую депрессию, восточное
побережье Кавказа, Западно-Туркменскую и Северо-Дагестанскую низменности и
Западные Каракумы. В низменных районах каспийских побережий трансгрессия, по-
видимому, была максимальной. Однако в районах неотектонических поднятий (Кавказ,
Талышские горы) площадь хвалынского бассейна уступала размерам более древних
плейстоценовых бассейнов, следы которых найдены на более высоких гипсомет¬
рических уровнях.
В максимум трансгрессии произошел односторонний сброс каспийских вод по Ма-
нычу в древний Понт, сопровождавшийся абразией Волго-Донского водораздела и
формированием террас в долинах Маныча. Объем стока определяется в 90 км/год
[1В].
Отложения хвалынской трансгрессии, в отличие от осадков более древних транс¬
грессий, обычно залегают прямо с поверхности и слагают обширные пространства низ¬
менностей, низкие террасы в предгорьях Кавказа, на Мангышлаке и Бузачах. В лито¬
логическом отношении отложения весьма разнообразны: от шоколадных глин Нижнего
Поволжья до галечников и ракушников кавказского и восточного побережий. Мощ¬
ности отложений в среднем незначительны - первые метры.
По мнению большинства исследователей, хвалынская трансгрессия совпадала с
валдайским оледенением Русской равнины - эпохой холодной и сухой. Объем речного
21

стока в это время, вероятно, был невелик, и Каспий скорее недополучал пресную
воду, чем принимал ее в изобилии. Предполагается, что температура воды хва-
лынского моря примерно соответствовала температуре вод современного Каспия [19].
Соленость хвалынского моря в Южном и Среднем Каспии была несколько ниже по
сравнению с позднехазарским бассейном, но не ниже современной. В то же время
соленость вод Северного Каспия в 2 раза превышала его нынешнюю, это устанав¬
ливается по широкому распространению в хвалынских отложениях Северного Прикас-
пия и Нижнего Поволжья моллюсков Didacna protracta - вида, ныне обитающего
только на шельфе Среднего и Южного Каспия при средней солености 12-13%о Регрес¬
сия хвалынского моря сопровождалась опреснением его вод. На это указывает обед¬
нение видового состава моллюсков верхнехвалынских отложений при единоличном
господстве дидакн группы trigonoides, выдерживающих максимальное опреснение.
Следы развития хвалынского моря четко отмечаются на всех побережьях Каспия:
аккумулятивные, аккумулятивно-абразионные и абразионные террасы, древние бере¬
говые валы, абразионные уступы, клифы и т.д. Одним из первых стадиальное разви¬
тие хвалынского моря отметил Н.И. Андрусов [20]. М.М. Жуков [21] на основании
изучения слепых дельт Прикаспийской низменности выделил багардайскую и кушумс-
кую стадии задержки регрессирующего хвалынского бассейна. В дальнейшем берего¬
вые линии хвалынского моря изучали многие исследователи. Особенно четко в релье¬
фе прослеживается уровень максимального стояния хвалынского моря, распола¬
гающийся, за некоторым исключением, на отметках 46-50 м по всему периметру
древнего бассейна. Это отметил еще И.В. Мушкетов [22], писавший, что у подножия
Ергеней Каспий нигде не поднимался выше 50 м абс. В районах восточного и за¬
падного побережий, где берег был относительно приглубым, развиты разнообразные
абразионные и аккумулятивно-абразионные формы. В Северном Прикаспии древнее
море было исключительно мелководным, и граница его максимального стояния фик¬
сируется абразионным уступом, выработанным в сыртовых суглинках Заволжья и лес¬
совидных породах Ергеней.
На побережьях прослеживаются также уровни, фиксирующие положения моря и на
более низких гипсометрических отметках. Хорошо выражены береговые линии
раннехвалынского моря на отметках 45-47, 30-32, 22-25 м абс. и позднехвалынского
моря на отметках 2, -11- -12 и -16 - -17 м абс. [7, 9]. В целом для хвалынских тер¬
рас характерны прекрасная сохранность и выраженность в рельефе и практическая
недислоцированность в региональном плане на большей части каспийского побережья.
Отмечаемые в литературе примеры [31] деформации хвалынских террас, несомненно,
относятся к проявлениям локальной тектоники.
Палеогеографической загадкой до сих пор является скоротечное образование в одну
из последних стадий позднехвалынского моря в древних дельтах рек Волги и Урала
бэровских бугров, ни до, ни после этого не формировавшихся.
В хвалынское время на побережье древнего Каспия существовала ландшафтная
зональность. В Западном Прикаспии в первую половину раннехвалынской эпохи были
развиты мезофильные широколиственные леса с примесью хвойных пород и участ¬
ками, занятыми лугово-разнотравной растительностью. В конце эпохи доминировала
степная растительность открытых ландшафтов с ксерофитами и участками хвойно¬
широколиственных и березовых лесов. В начале позднехвалынского этапа вновь
появились лесные ценозы с господством березовых и мезофильных широколиственных
лесов. Позднее лесная растительность исчезает, и широко распространяются полу¬
пустынные ценозы с преобладанием ксерофитного и ксерофильного разнотравья [5].
Оценки палеогеографической ситуации хвалынского века на побережьях Северного
Прикаспия разноречивы. По данным А.И. Москвитина [17], это была эпоха сущест¬
вования периглйциальных условий с таежной (отложения максимума трансгрессии) и
лесотундровой (шоколадные глины) растительностью и мерзлотными деформациями
грунтов. Ю.М. Васильев [23], основываясь на палинологических материалах Р.В. Фе¬
доровой, напротив, классифицируют климат времени накопления шоколадных глин как
22

мягкий и влажный. В.А. Николаев [24] по данным В.П. Гричука отмечает господство
в начале раннехвалынского времени в прибрежных районах Западного и Нижнего
Поволжья лесной таежной растительности, сменившейся позже степной травянистой
растительностью. Палинологические материалы по районам Волго-Уральского меж¬
дуречья, расположенным вне досягаемости волжских вод, транспортирующих большое
количество пыльцы и спор с севера Русской равнины, свидетельствуют о преобладании
на побережье раннехвалынского моря сухих прохладных степей с марево-полынными
растительными группировками, со значительным участием растений мокрых
солончаков и солонцов [5]. Спорово-пыльцевые спектры верхнехвалынских отло¬
жений из опорного разреза у Енотаевки указывают на широкое распространение
во вторую половину хвалынской эпохи травянистой сухолюбивой растительности
полупустынно-степного типа, с обилием ксерофитов и участием ксерофильного раз¬
нотравья [5].
В настоящее время по вопросу оценки времени существования хвалынского моря
(этапа) у исследователей имеются две точки зрения. По первой [1, 7, 25], основанной
на геолого-геоморфологическом материале и подкрепленной данными ТЛ анализа,
максимум хвалынской трансгрессии отмечался в первой половине - середине позднего
плейстоцена. Вторая точка зрения [17, 26], базирующаяся на материалах массового
радиоуглеродного датирования и, частично, урано-иониевого анализа, относит эпоху
хвалынской трансгрессии к самому концу позднего плейстоцена - началу голоцена.
Следует отметить неубедительность традиционных представлений об относительно
большой продолжительности этапа - это игнорирование материалов ведущего метода
датирования позднего плейстоцена - радиоуглеродного, трудности с объяснением прек¬
расной сохранности и практической недислоцированности (или слабой дислоцирован¬
ное™) хвалынских береговых линий, существования единого комплекса моллюсков и
молодых археологических остатков [26]. Однако наибольшая их слабость - это не
полный учет основных палеогеографических событий в позднеплейстоценовую эпоху.
В случае справедливости традиционных воззрений в позднем плейстоцене не остается
’'места" для очень продолжительной холодной ательской эпохи, соответствующей
раннему вюрму (валдаю, калининскому оледенению) Русской равнины.
Послехвалынский (новокаспийский) этап
Новокаспийский этап - заключительная и очень значимая стадия в эволюции
побережий Каспийского моря. Он начался с глубокой мангышлакской регрессии, когда
площадь моря сократилась до 200 тыс. км2, сменившейся небольшой новокаспийской
трансгрессией, и продолжается ныне в условиях низкого стояния уровня моря.
Отложения послехвалынского Каспия состоят из фациально разнообразных осадков
небольшой мощности (до первых метров). В отличие от более древних каспийских
образований они относятся к эпохе низкого стояния Каспия (ниже -20 м абс.).
Мангышлакские отложения известны по данным подводного бурения на акватории
Среднего и Южного Каспия [27]. По составу это мелководные фации - ракуша и
ракушечный детрит с галькой и гравием.
Более широко распространены новокаспийские осадки. Традиционно к ним относят¬
ся отложения, содержащие раковины Cerastoderma glaucum (Cardium edule). В Северном
Прикаспии они представлены мелководными фациями илистых песков серых и сизо¬
серых расцветок, с многочисленной целой и битой ракушей солоноватоводных и
пресноводных видов моллюсков, с прослоями темных суглинков и илов, содержащих
массу растительных остатков. В межгрядовых понижениях бэровских бугров отложе¬
ния тонкие, глинистые, лиманно-лагунного типа и содержат многочисленные раковины
моллюсков Cerastoderma glaucum и Didacna ex gr. trigonoides. На западном побережье
осадки более грубые и фациально пестрые. На абразионных участках восточного
побережья отложения имеют преимущественно галечный и песчано-галечный состав, с
раковинами Cerastoderma glaucum, Didacna crassa, D. baeri и др., в понижениях релье¬
фа - более тонкие, песчано-илистые, застойного типа осадконакопления.
23

В настоящее время для новокаспийских отложений получено несколько десятков
радиоуглеродных дат. Почти все они дают возраст 6 тыс. лет и моложе. Учитывая,
что по верхнехвалынским отложениям в стратотипическом разрезе на Нижней Волге у
Енотаевки имеются даты 7 тыс. лет, по-видимому, следует согласиться с мнением о
среднеголоценовом возрасте новокаспийской трансгрессии [1, 16], отнеся предшест¬
вующую ей мангышлакскую регрессию ко времени между 7 и 6 тыс. лет назад.
Следовательно, вся послехвалынская регрессивная фаза Каспия и его побережий ох¬
ватывает период не более 7 тыс. лет.
Анализ развития малакофауны в послехвалынское время показал [5], что рас¬
пределение солености моря по его акватории было весьма мозаичным. Стягивание
каспийских вод в глубоководные южно- и среднекаспийскую котловины, уменьшение
площади мелководий, прекращение функционирования рек восточного побережья
послужили причиной некоторого увеличения солености у западного и восточного
берегов новокаспийского моря. Одновременно Северный Каспий резко опреснялся, и в
результате исчезали относительно стеногалинные виды дидакн.
На побережье Каспия и в пределах его акватории установлены следы нескольких
береговых линий регрессирующего послехвалынского моря. Морфологически это низ¬
кие морские террасы, береговые валы, следы брошенных дельт, абразионные уступы,
площадки и клифы. Уровень относительно высокого стояния моря известен на
побережье Каспия в виде террасы высотой 5-6 м. Ниже отмечаются следы еще одной-
двух береговых линий. В рельефе дна Каспия хорошо выражены аккумулятивные
валы (дербентский бар) и затопленные речные долины на глубинах 20-22 м (-48 -
-50 м абс.), образовавшиеся в эпоху мангышлакской регрессии.
Серия реликтовых береговых линий, строение и гипсометрическое положение осад¬
ков в послехвалынский регрессивный этап - свидетельства резких колебаний уровня
моря и существенных изменений площади его побережий. В максимум регрессии
(мангышлакская фаза) уровень Каспия падал на 20 м и более. Общая величина
падения уровня моря в регрессивные фазы послехвалынского Каспия последовательно
уменьшалась по мере приближения к современности. Так во время мангышлакской
регрессии уровень находился на отметках около -50,5, в более позднюю, самурскую,
на отметке -40,5, в последующую, дербентскую, на -37,5 м абс. [14]. В близкой
последовательности, по-видимому, убывает и высота стояния Каспия в трансгрес¬
сивные фазы развития. Максимальное положение уровня моря во время пика ново¬
каспийской трансгрессии большинством исследователей принимается на отметках
около -20 —22 м. В историческую и современную эпоху положение уровня Каспия
неоднократно изменялось в пределах абсолютных отметок -22 —34 м.
Ландшафтные и климатические изменения последнего этапа на побережьях Каспия
совпали с общим потеплением и колебаниями увлажненности климата Северной
Евразии в голоцене. В период мангышлакской регрессии климат побережий был резко
аридным, здесь господствовали полупустынные и пустынные ландшафты с обилием
участков, заселенных галофитной растительностью [28]. В новокаспийское время
континентальность климата смягчается. На побережьях были распространены сухие
пустынные степи с преобладанием ксерофитов, с разнотравьем и отдельными участ¬
ками лесных сообществ. Существование древесной растительности по долинам рек,
берегам озер и лиманов отмечается в Северном Прикаспии [5].
Обсуждение и заключение
Если принять классическое определение термина "побережье" как "полосу суши, на
которой сохранились береговые формы рельефа, созданные при более высоком, чем
современный, уровне моря..." [29, с. 10], то надо признать, что современное побережье
Каспия имеет весьма обширную площадь, превышающую 700 тыс. км2
(рис. 2). В ее пределах, в зависимости от колебаний уровня моря, береговая линия ис¬
пытывала большие изменения: по высоте от -100 (и ниже) до +50 м, с амплитудой
24

Рис. 2. Площади развития побережий Каспийского моря в плейстоцене
1 - территория развития береговых процессов, в настоящее время осушенная, 2 - территория развития
береговых процессов, в настоящее время находящаяся под водой, 3 - глубоководные впадины Каспийского
моря, не осушавшиеся в плейстоцене, 4 - границы трансгрессии: а - установленные, б - предполагаемые
более 150 м, с наибольшими перемещениями береговой линии в Северном Прикаспии -
более 600 км, с наименьшими на дагестанском побережье (15 км и менее). При этом
интересно заметить, что, согласно упомянутому выше определению, наибольшую
площадь побережья имели во время регрессий. В трансгрессивные эпохи площади
побережий резко сокращались до величины абразионных уступов. По крайней мере
так было вдоль возвышенностей Общий Сырт и Ергени.
Во время регрессий площадь многократно увеличивалась. Так во время мангыш-
лакской регрессии она достигала 750 тыс. км2 в позднехвалынское и новокаспийское
время площадь побережий составляла около 350 и 500 тыс. км2 соответственно.
Основными факторами, определяющими развитие побережий, были: колебания
уровня Каспия, новейшая структура и тектоника региона, климатические изменения.
Колебания уровня моря определяли соотношение и характер основных рельефообра¬
зующих процессов, конкретное распространение аккумулятивных и абразионных форм’
рельефа, этапность (периодичность, ритмичность) развития побережий.
Известно, что для Каспийского моря характерна целая иерархия колебаний уровня
[30], а их реальное положение есть результат сложения целой гаммы уровенных ре¬
жимов, усиливающих или ослабляющих основную тенденцию поведения в какой-либо
временной отрезок. Для рассмотренных палеогеографических этапов основным фак¬
тором было изменение водного баланса; это убедительно доказано работами ряда
исследователей [31, 32 и др.], показавших, что для объяснения таких явлений, как
крупнейшие трансгрессии Каспия, роль геологических причин явно недостаточна. К
аргументации этих исследователей прибавим также то, что основные емкости Кас¬
пийского моря - Южно- и Среднекаспийская котловины - представляют собой текто¬
25

нические структуры с длительным режимом устойчивого опускания. Глубокими деп¬
рессиями они были весь плейстоцен. Тонкий литологический состав и характер фаций
заполняющих их осадков свидетельствуют, что весь этот период они находились в
режиме тектонического опускания, способствовавшего регрессиям моря, хотя они за¬
нимали в его четвертичной истории существенно меньше времени, чем трансгрессии.
Анализ палеогеографического развития побережий Каспийского моря показал, что
большинство этапов, определяемых колебаниями уровня моря, имеет сложное строе¬
ние (рис. 1). При этом более сложный ход развития присущ крупным регрессивным
этапам. Из них следует отметить урунджикско-сингильский, черноярско-позднеха-
зарский, послехвалынский и ательский. Для первых трех характерно проявление на
общем регрессивном фоне небольших трансгрессивных пиков уровня Каспия - урунд-
жикского, позднехазарского и новокаспийского. Специфичность ательского этапа зак¬
лючается в том, что он, в отличие от других регрессий, совпадает с холодной кли¬
матической эпохой (ранневалдайской). Отсюда можно сделать вывод об очень малой
доле приходной части водного баланса Каспия за счет резкого уменьшения поступ¬
ления речных вод с севера в это время.
Новейшая тектоника побережий определила характер и размеры проявления релье¬
фообразующих процессов. В пределах активно поднимавшегося побережья Кавказа
господствовали абразионные процессы, вдоль гор располагается узкая полоса
разновысоких террас. Напротив, в пределах опускавшейся Прикаспийской синеклизы
на обширных площадях преобладала аккумуляция, а абразия воздействовала лишь на
ее бортах.
Климатический фактор особенно значимо проявляется в облике побережья рег¬
рессивных эпох, определяя зональность и характер ландшафтов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 .Леонтьев О.К. Древние береговые линии четвертичных трансгрессий Каспийского моря // Тр. НИИ
геологии АН ЭССР. 1961. Т. 8. С. 45-64.
2. Леонтьев О.К., Маев Е.Г., Рычагов Г.И. Геоморфология берегов и дна Каспийского моря. М.: Изд-во
МГУ, 1977. 208 с.
3. Никифоров Л.Г. Структурная геоморфология морских побережий. М.: Изд-во МГУ, 1977. 174 с.
4. Геология СССР. Туркменская ССР. М.: Недра, 1957. 437 с.
5. Свиточ А.А. Колебания уровня Каспийского моря в плейстоцене (классификация и систематическое
описание) // Каспийское море: палеогеография и геоморфология. М.: Наука, 1991. С. 5-100.
6. Векилов Б.Г. Антропогеновые отложения Северо-Восточного Азербайджана. Баку: ЭЛМ, 1969. 217 с.
7. Федоров П.В. Стратиграфия четвертичных отложений и история развития Каспийского моря // Тр. ГИН
АН СССР. 1957. Вып. 10. 308 с.
8. Свиточ А.А. Плейстоценовые отложения севера Волго-Уральского междуречья Прикаспийской
низменности и условия их образования (на примере изучения Александров-Гайского разреза) // Новейшая
тектоника, новейшие отложения и человек. М.: Изд-во МГУ, 1973. Вып. 5. С. 258-270.
9. Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978. 165 с.
10. Абрамова Т.А. История развития растительного покрова Прикаспия в позднем кайнозое (по палеобо¬
таническим данным) // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1977. № 1. С. 74-80.
11. Горецкий Г.И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. М.: Наука, 1966.
412 с.
12. Свиточ А.А. Четвертичные отложения Волго-Уральского междуречья Северного Прикаспия // Сов.
геология. 1968. № 3. С. 59-70.
13. Супрунова Н.М., Вронский В.А. Биостратиграфическая характеристика четвертичных отложений Юго-
Западного Прикаспия // Бюл. Комис. по изуч. четвертичного периода. 1968. Т. 33. С. 107-110.
14. Арсланов Х.А., Локшин Н.В., Мамедов А.В. и др. О возрасте хазарских, хвалынских и новокаспийских
отложений Каспийского моря // Бюл. Комис. по изуч. четвертичного периода. 1988. Т. 57. С. 3-19.
15. Варущенко С.И., Варущенко А.Н., Клиге Р.К. Изменение режима Каспийского моря и бессточных
водоемов в палеовремени. М.: Наука, 1987. 240 с.
16. Леонтьев О.К. Следы древнекаспийских регрессий в рельефе берегового склона дагестанского
побережья Каспия // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1948. № 3. С. 171-174.
17. Москвитин А.И. Плейстоцен Нижнего Поволжья //Тр. ГИН АН СССР. 1962. Вып. 64. 269 с.
26

18. Квасов Л.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. Л.:
Наука, 1975. 278 с.
19. Свитой А.А., Куренкова Л.И. Определение кальций-магниевого отношения в раковинах древне¬
каспийских моллюсков (для целей палеогеографии) // Комплексные исследования природы океана. М.:
Изд-во МГУ, 1975. Вып. 5. С 169-179.
20. Андрусов Н.И. О древних береговых линиях Каспийского моря // Ежегод. по геологии и минералогии
России. 1900. Т. 4. № 1, 2. С. 3-10.
21. Жуков М.М. Плиоценовая и четвертичная история севера Прикаспийской впадины // Проблемы
Западного Казахстана. М.: Изд-во АН СССР, 1945. Т. 2. С. 240 с.
22. Мушкетов И.В. Геологические исследования в Калмыцкой степи //Тр. Геол. ком. 1895. Т. 14. С. 53-65.
23. Васильев Ю.М. Антропоген Южного Заволжья. М.: Изд-во АН СССР. 1961. 128 с.
24. Николаев В Л. Геоморфология западной части Прикаспийской низменности//Тр. Прикаспийской экспе¬
диции. М.: Изд-во МГУ, 1958. С. 7-190.
25. Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. Автореф. дис. ... д-ра геогр. наук. М.: МГУ,
1977. 62 с.
26. Свиточ А.А., Парунин О.Б., Янина Т.А. Хронология плейстоценовых трансгрессий Каспия по данным
абсолютного датирования // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 75-79.
27. Маев Е.Г., Артамонов В.И., Абрамова Т.А и др. Стратиграфия и условия формирования мелководных
осадков дагестанского шельфа Каспийского моря // Комплексные исследования Каспийского моря. М.:
Изд-во МГУ, 1976. Вып. 5. С. 73-82.
28. Вронский В.А. Голоценовая история Каспийского моря по палинологическим данным // Колебания
увлажненности Арало-Каспийского региона в голоцене. М.: Наука, 1980. С. 74-79.
29. Морская геоморфология. Терминологический справочник. М.: Мысль, 1980. 279 с.
30. Свиточ А.А. Колебания уровня Каспийского моря в плейстоцене (классификация и систематическое
описание) // Каспийское море. М.: Наука, 1991. С. 5-100.
31. Калинин Г.П., Марков К.К., Суетова И.А. Колебания уровней водоемов Земли в недавнем геоло¬
гическом прошлом // Океанология. 1966. Вып. 56. С. 739-749.
32. Туголесов Д.А. О причинах трансгрессий и регрессий Каспийского моря // Изв. АН СССР. Сер. геол.
1948. №6. С. 15-21.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 25.06.97
HISTORY OF CASPIAN SEA COASTS DEVELOPMENT IN PLEISTOCENE
A.A. SVITOTCH, T.A. YANINA
Summary
Oscillations of Caspian Sea level, neotectonic structure and climatic changes were the main factors of coasts'
formation. Phased development took place in Pleistocene in accordance with major stages of transgressions and
regressions: Prebakynian (Tyurkyanian), Bakinian, Urundgiksko-Singilian. Early-Khazarian, Chernoyarsko-Late-
Khazarian, Atelian, Khvalynian, and Late-Khvalynian (New-Caspian). Most of the stages have complex structure: some
minor transgressive maxima, which coincide with warm climatic epochs may be marked in every regressive stage.
27

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июль—сентябрь
1998
ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ
УДК 551.435:502.76:553(571.5)
© 1998 г. А.Д. АБАЛАКОВ, С.Б. КУЗЬМИН
ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА ЭКЗОМОРФО СИСТЕМ
Введение
Морфология земной поверхности и связанная с ней цепь переходов потенциальной
энергии в кинетическую позволяют рассматривать рельеф как неотъемлемое звено в
вещественно-энергетических связях геосистем [1]. С другой стороны рельеф является
одним из важнейших элементов земной поверхности и условием жизнедеятельности
человека, что определяет его экологическую значимость. Изучение динамики релье¬
фообразующих процессов на фоне природно-антропогенной дифференцации рельефа
позволит определить и пространственно-типологическую схему природопользования
[2]. Очевидно, что при изучении всего комплекса рельефообразующих процессов для
нужд экологического проектирования приоритет должен отдаваться экзогенным про¬
цессам, особенности динамики которых и временные циклы сопоставимы с таковыми
для современного ландшафта.
Условия развития экзогенных рельефообразующих процессов зависят от морфо¬
климатического режима, т.е. характера экзогенного морфогенеза, определяющегося
главным образом климатом, растительным и почвенным покровом. В горных странах
морфоклиматический режим определяется морфоклиматической зональностью
(ярусностью) мезорельефа суши [3]. Последняя формируется под влиянием общей
ярусности ландшафтов или закономерностей ландшафтной дифференциации гор,
которая выражается в последовательном изменении гипсометрического положения и
связанных с ним процессов климатообразования, экзогенного расчленения поверхности,
наличии разновозрастных поверхностей выравнивания, преобразовании структуры
высотных поясов снизу вверх и от периферии к центру горного поднятия [4]. Проблема
морфологической поясности рельефа тесно связана с изучением процессов,
протекающих в горах на разных высотных уровнях и имеет большое практическое
значение при хозяйственном освоении территорий, и связи с вероятностью возник¬
новения кризисных экологических ситуаций [5].
Геосистемный подход к данной проблеме позволяет рассматривать экзогенные
рельефообразующие процессы и формы рельефа, на которых они развиты, в совокуп¬
ности как экзоморфосистемы с более тесными внутренними связями, реализующимися
через непрерывный поток вещества в пределах этих систем [6]. При этом важно
принимать во внимание то обстоятельство, что характеру и особенностям протекания
экзогенных процессов в экзоморфосистемах может быть придана и экологическая
интерпретация.
28

Постановка проблемы
Экологический прогноз при изучении современных экзогенных рельефообразующих
процессов прежде всего требует инвентаризации наших знаний об их механизме,
динамике, факторах, интенсивности и пространственном распределении. Такая инвен¬
таризация достижима при классификации и составлении карт современных экзогенных
рельефообразующих процессов. Классификация должна учитывать, кроме традицион¬
ных агентов неживой природы, роль живых организмов и антропогенного фактора в
морфогенезе, направление и характер переноса ими вещества из приповерхностных
слоев литосферы, влияние ведущего процесса [7].
Техногенное воздействие на рельеф земной поверхности активизирует экзогенные
рельефообразующие процессы, которые приводят к изменениям как в окружающей
природной среде, так и в системе инженерных сооружений и коммуникаций. Тра¬
диционно в инженерной геологии изучение современных экзогенных геологических
процессов проводится с целью: учета активности процессов и рапространенности
созданных ими форм для общей оценки инженерно-геологической обстановки; прогноза
развития процессов, их скорости и интенсивности, возможности возникновения новых
форм и очагов; обоснования и выбора мероприятий по предупреждению процессов или
по борьбе с их вредным влиянием, получения расчетных показателей для их про¬
ектирования [8]. Достижение этих целей позволит дать оценку морфологических и
морфодинамических особенностей территории, т.е. при том или ином типе ее
использования оценить рельеф как ресурс, что было сделано на примере эколого¬
геоморфологической карты Венгрии [9] и при составлении "Карты антропогенной
нарушенности экосистем" Монголии [10].
Экзогенные рельефообразующие процессы следует рассматривать в связи с
характеристикой той формы рельефа, на которой они развиты. Под таким углом
зрения легко просматривается переход от потенциальной энергии формы рельефа
(угол наклона поверхности, характер ее неровностей и др.) к кинетической энергии
рельефообразующего процесса (скорость, интенсивность и др.). Дополнительное влия¬
ние климатических факторов может повышать или понижать общее суммарное
значение кинетической энергии процессов. Здесь следует говорить о принципе кон¬
формности экзогенных процессов формам рельефа, что хорошо показано в работе
Н.А. Флоренсова [11]. Однако авторы отдают себе отчет в том, что принцип
конформности не всегда может быть строго соблюден и, вероятно, следует говорить о
степени конформности. Но для целей экологического проектирования под промыш¬
ленное и гражданское строительство, которое, как известно, ориентировано на вре¬
менные интервалы прогноза не более чем в 50-60 лет, представляется возможным
сделать в этом смысле определенные допущения и полагать, что для большинства
элементов рельефа развитые на них экзогенные процессы являются конформными. В
нашем случае, говоря о конформности, мы понимаем под ней сохранение основных
качеств экзогенного рельефообразующего процесса в определенном пространственном
ареале, с которым он связан генетически и динамически (истинная конформность
процесса), либо только динамически (квазиконформность процесса). Следовательно, в
дальнейшем мы не будем рассматривать экзогенные процессы в отрыве от форм
рельефа, на которых они развиты, а будем говорить об экзоморфосистемах,
включающих и то, и другое.
Экологическую оценку экзогенных рельефообразующих процессов целесообразно
вести на двух уровнях: региональном и локальном. На региональном уровне будет
происходить определение и рассмотрение альтернативных вариантов размещения того
или иного производства в пределах геоморфологических элементов регионального
уровня - геоморфологических ярусов (соответственно и развитых на них геоморфоло¬
гических процессов). Экологический риск развития экзогенных рельефообразующих
процессов при этом определяется положением в том или ином высотном поясе,
поскольку это влияет на характер литодинамических потоков вещества [11], а вслед
за ним и на характер геохимических потоков и особенности геохимических барьеров.
29

На локальном уровне рассматривается выбранный вариант и инфраструктура плани¬
руемого промышленного объекта в пределах отдельных элементов рельефа и кон¬
формных им ареалов развития рельефообразующих процессов. То есть, в этом случае
экзоморфосистемы рассматриваются как гомогенные ареалы, не имеющие признаков
внутреннего различия. Из таких гомогенных экзоморфосистем локального уровня, по
нашим представлениям, и состоят гетерогенные экзоморфосистемы регионального
уровня или геоморфологические ярусы с характерными процессами.
Фактический материал
Экологическую оценку экзогенных рельефообразующих процессов мы осущест¬
вляем на примере территории Ковыктинского газоконденсатного месторождения. Тер¬
ритория месторождения расположена в пределах высокого столового Ковыктинского
плато (абс. отм. от 800 до 1200 м и выше), занимающего наиболее приподнятую часть
Ангаро-Ленского плоскогорья на юге Восточной Сибири. Рельеф Ангаро-Ленского
плоскогорья структурный, пластово-ступенчатый, выработанный в осадочных породах
ордовика и кембрия. Пластовые ступени и уступы являются результатом избиратель¬
ной денудации пород разной прочности; более прочные породы образуют уступы в
рельефе. Общее простирание геологических структур и орографических элементов
северо-восточное или байкальское [12].
С юга Ковыктинское плато по системе разрывных нарушений, обусловленных
явлениями соляной тектоники Жигаловского вала, граничит с межгорной впадиной.
Между впадиной и долиной р. Тутуры проходит узкий передовой хребет, сложенный
нижнекембрийскими, главным образом карбонатными, отложениями ангарской свиты.
Основанием межгорной впадины служат породы верхоленской свиты, а выполняют ее
четвертичные и современные, преимущественно аллювиальные, отложения (рис. 1).
Эти морфоструктуры имеют вид линейных блоков и граничат друг с другом по раз¬
ломам. С севера и запада Ковыктинское плато изрезано боковыми притоками р. Лены
и его абсолютные высоты снижаются; это район ленских скатов. К востоку от
Ковыктинского плато на правобережье р. Орлинги находятся наиболее высокие
Рис. 1. Геоморфологическая схема района Ковыктинского плато
1 - Ковыктинское плато, 2 - Орлингское гольцовое плато, 3 - скаты р. Лены, 4 - межгорная впадина, 5 -
передовой хребет, 6 - впадина долин рек Тутуры и Чикана, 7 - район исследований
30

отметки Ангаро-Ленского плоскогорья (г. Намай - около 1508 м). Это поднятие
известно как Орлингское гольцовое плато, которое с востока граничит с Верхне-
хандинской депрессией. Граница имеет вид уступа с перепадом высот до 1000 м и
проходит по системе древних докембрийских разломов.
Собственно Ковыктинское плато занимает центральную часть Ангаро-Ленского
плоскогорья на водоразделе рек Орлинги и Чичапты, сложено породами ордовика и
кембрия и представляет сравнительно высоко поднятую слабо дислоцированную
неотектоническими движениями равнину. По своему происхождению плато структур¬
но-денудационное, пластовое, платформенного типа, но обусловлено новейшей акти¬
визацией периорогенных зон Сибирской платформы в условиях унаследованности от
древних стуктурных форм [13]. Есть основания полагать [14], что новейшая активи¬
зация всего Анагаро-Ленского плоскогорья связана с развитием структур Байкальской
рифтовой зоны. Более того, эрозионное расчленение, по крайней мере восточной части
плоскогорья, обусловлено постплиоценовыми тектоническими движениями, создавшими
перепады в рельефе в 600-800 (до 1000) м, например, в районе сопряжения
Орлингского гольцового плато и Верхнехандинской депрессии [15]. Однако эта связь
выразилась только в общем сводовом поднятии территории, морфоструктурный
рисунок которой остался прежним, донеотектоническим.
Позднекайнозойская активизация и благоприятный литоморфный фактор обусло¬
вили хорошо выраженное циклическое развитие рельефа Ковыктинского плато.
Причем сформированные в результате этого процесса ярусы рельефа не являются
локальными структурами, а характерны для всего Ангаро-Ленского плоскогорья, т.е.
имеют региональное распространение. В строении Ковыктинского плато выделяется
четыре геоморфологических яруса: останцовый реликтовый, вершинный или осевого
гребня, боковых отрогов, горно-долинный. Три последние яруса поразделяются каж¬
дый на два подъяруса.
Характеризуя в целом экзогенные рельефообразующие процессы на Ковыктинском
плато, следует сказать, что наибольшим распространением пользуется склоновая эро¬
зия, приводящая к образованию ложбин безруслового стока - деллей. Они развиты на
некрутых и увлажненных северных склонах с вогнутым профилем и являются
характерной чертой водосборных воронок. В местах распространения деллей, как
правило, развита многолетняя мерзлота. Делли относятся, вероятно, к реликтовым
формам и современное их развитие происходит по типу линейной термоэрозии. Плас¬
товые уступы обрамляют крутые южные склоны выпуклой формы и на них наиболее
активно представлены процессы физического выветривания и гравитационной дену¬
дации; формируются блоковые оползни, рвы и каменные осыпи. Мерзлотные про¬
цессы, такие как наледеобразование, термокарст, морозное пучение, развиты на дне
речных долин и в нижних частях северных склонов. В целом экзогенные релье¬
фообразующие процессы находятся в стабильном состоянии и характеризуются слабой
активностью. В то же время повсеместное развитие на территории деллей и
структурных уступов является серьезным фактором, осложняющим строительство.
Геоморфологическая зональность рельефа Ковыктинского плато от верхних ярусов
с фрагментарной эрозией в зоне консервации древнего рельефа до нижних ярусов с
интенсивной боковой и глубинной эрозией на дне долин отражает общую картину
развития региональных экзоморфосистем (рис. 2, табл. 1).
Абсолютные отметки останцового яруса рельефа Ковыктинского плато равны
1200 м и больше. Останцы сохранялись от размыва в наиболее высоких частях плато и
сложены красноцветными песчаниками ийской свиты. Граница между останцовым и
вершинным ярусом проходит по структурному уступу, достигающему высоты 20 м.
Чаще всего он представлен несколькими ступенями, но нередко имеет вид отвесной
стенки. Гравитационное разрушение останцов и уступов сопровождается форми¬
рованием блоковых оползней и столбов отседания. На плоских вершинах останцовых
гряд на расстоянии до 100 м от края можно встретить трещины растяжения в виде
неглубоких рвов и вытянутых в линию воронок. У подножия уступов формируются
31

р
Рис. 2. Карта экологического риска региональных экзоморфосистем. Экзоморфосистемы наиболее высокого
экологического риска: 1 - эрозионные и мерзлотные склонов долин, 2 - болотно-мерзлотные и речной эрозии
днищ долин. Экзоморфосистемы высокого экологического риска: 3 - гравитационные останцового яруса.
Экзоморфосистемы среднего экологического риска: 4 - эрозионные склонов боковых отрогов. Экзомор¬
фосистемы низкого экологического риска: 5 - эрозионные склонов осевого гребня. Экзоморфосистемы
наиболее низкого экологического риска: 6 - десерпционные вершинных поверхностей осевого гребня,
7- десерпционные вершинных поверхностей боковых отрогов. Границы экзоморфосистем: 8-ярусов (зон);
9 - подъярусов (подзон); 10 - район детальных исследований
каменные шлейфы в виде курумов. Эрозионные процессы отсутствуют. Породы,
слагающие останцовый ярус, находятся в зоне аэрации и характеризуются хорошей
дренированностью. Поэтому многолетнемерзлые породы и формирующие их мерз¬
лотные процессы отсутствуют.
Вершинный ярус рельефа - интервал высот 850-1200 м - сформировался на
породах верхней подсвиты усть-кутской свиты. Его верхний подъярус включает
уплощенные вершинные поверхности, рассматриваемые как фрагменты мел-палео-
геновой полициклической денудационной поверхности выравнивания. Этот подъярус
представляет почти идеальную равнину, осложненную лишь развалами крупных глыб,
32

оценка региональных экзоморфосистем
3
«8
2 Геоморфология, № 3
33
Примечание. ММП - многолетнемерзлые породы; С - степень экологического риска (I - наиболее высокая, II - высокая, III - средняя, IV - низкая, V - наиболее
низкая).

отдельными пятнами курумов, каменными многоугольниками и редкими нагорными
террасами, просхождение которых связывается с развитием криогенных процессов,
приводящих к образованию длительной сезонной мерзлоты и верховодки. Очевидно
первичная поверхность выравнивания испытала в этом районе воздействие гольцовой
денудации, благодаря чему стала еще более плоской [12]. Эрозионные процессы в этом
подъярусе практически отсутствуют, характерны физическое выветривание и
десерпция. Нижний подъярус представлен пологими привершинными склонами, на
которых развита в основном склоновая проникающая эрозия. Начальные стадии
флювиального процесса приводят к образованию водосборных воронок и логов. Поло¬
гие склоны граничат с ярусом боковых отрогов посредством регионально выдержанных
структурных уступов, на которых развиты гравитационные процессы.
Ярус боковых отрогов в рельефе Ковыктинского плато сложен терригенными и в
меньшей мере карбонатными породами нижней под свиты усть-кутской свиты. Верхний
подъярус представлен плоскими вершинными поверхностями боковых отрогов с углами
наклона не более 2-5°. На этих уплощенных поверхностях и седловинах развиты в
основном физическое выветривание и десерпция. Эрозионные и мерзлотные процессы
практически отсутствуют. Нижний подъярус образован склонами боковых отрогов со
значительной крутизной - до 8-14°. Здесь на склонах средней крутизны, осложненных
небольшими структурными уступами и расчлененных V-образными долинами, увеличи¬
вающими свою глубину по направлению к горно-долинному ярусу, развита склоновая
эрозия и начальные стадии глубинной и боковой эрозии. Отсутствие многолет¬
немерзлых пород говорит о неразвитости мерзлотных процессов. Отмечаются грави¬
тационные процессы.
Горно-долинный ярус расположен ниже 800 м и образован широкими, глубоко
врезанными речными долинами с развитой поймой и аккумулятивными террасами.
Верхний подъярус представлен крутыми склонами долин с углами наклона более 15°
(иногда более 30°), которые расчленены глубоко врезанными боковыми притоками.
Склоны ступенчатые, осложнены структурными уступами. Активно развиты все виды
эрозионной деятельности водотоков, гравитационные процессы. В зоне разгрузки
главного водоносного горизонта и на северных склонах развита островная мерзлота с
набором криогенных процессов и образованных ими форм рельефа. Нижний поъярус
образован днищами долин с хорошо развитой поймой, поясом меандрирования,
террасами и конусами выноса боковых притоков. Здесь в основном развита глубинная
эрозия, которая сочетается с боковой; происходит интенсивное разрушение оснований
склонов, осадочный материал транзитом выносится за пределы плато. Характерны
болотно-мерзлотные процессы в пойме, в зонах островной мерзлоты на террасах. В
целом ярус сложен терригенными и карбонатными породами усть-кутской, илгинской и
верхоленской свит; террасы и поймы сложены рыхлыми четвертичными, главным
образом аллювиальными, отложениями.
Анализ данных
Приведенный фактический материал позволяет провести экологическую оценку
экзогенных рельефообразующих процессов на Ковыкинском плато на двух уровнях:
1) для региональных экзоморфосистем в пределах геоморфологических ярусов; 2) для
локальных экзоморфосистем в пределах отдельных форм рельефа. При этом регио¬
нальные экзоморфосистемы рассматриваются как множества, организующие струк¬
туру и обеспечивающие функционирование составляющих их подмножеств - локаль¬
ных экзоморфосистем. Важно понимать, что как множества, так и подмножества
состоят из бесконечного (гипотетически) числа явлений и процессов самого различного
иерархического уровня. Эти процессы в одном пространственном ареале и одном
отрезке времени могут приводить к интеграции и дезинтеграции рельефа, в зави¬
симости от уровня их организации. Синтез множеств и подмножеств должен осу-щест-
вляться на основе тех составляющих элементов, которые соответствуют иерархи¬
34

ческому уровню данного множества или подмножества, причем учитывать не все, а
только ведущие процессы [7].
Такого рода теоретическая модель корреспондирует с двухъярусным принципом
общей классификации геосистем В.Б. Сочавы [16]. При этом региональным экзомор-
фосистемам будет соответствовать понятие геохоры, которая представляет гетеро¬
генную пространственную систему, образованную территориально примыкающими
друг к другу, геомерами, в совокупности представляющими структурно-динамическое и
функциональное целое. Геомеры являются гомогенными природными ареалами и в
первом приближении соответствуют нашим локальным экзоморфосистемам, в которых
формы рельефа и развитые на них экзогенные рельефообразующие процессы пред¬
ставляют однородное пространство, где геологическое строение, морфология, генезис
и динамика рельефа и процессов характеризуются определенным однообрази¬
ем. Вышесказанное позволяет рассматривать рельеф как сложное гетерогенное и
гетерохронное образование. При таком подходе для изучения рельефа потребуется
его расчленение на более или менее однородные по генезису, возрасту, морфологии и
динамике формы, т.е. дискретный подход [17].
В региональных экзоморфосистемах экологическая оценка дана для ведущих
экзогенных рельефообразующих процессов, развитых на геоморфологических ярусах и
подъярусах (рис. 2, табл. 1).
В пределах Ковыктинского плато по характеру проявления экзогенных рельефо¬
образующих процессов можно выделить пять классов экологического риска: наиболее
высокий, высокий, средний, низкий, наиболее низкий.
Наиболее высокий экологический риск в горно-долинном ярусе рельефа, обусловлен
процессами склоновой и речной эрозии, мерзлотными, болотно-мерзлотными и гравита¬
ционными процессами. В днищах долин наиболее ярко проявляется речная эрозия:
боковая и глубинная. Аккумуляция приводит к формированию террас, сложенных
рыхлыми четвертичными отложениями, и конусов выноса боковых притоков. В зонах
бортовой разгрузки водоносных горизонтов и развития болотного комплекса на пойме,
террасах и подножиях склонов развита островная мерзлота и криогенные процессы:
морозное пучение, наледеобразование, солифлюкция и др. На склонах долин
преобладает склоновая эрозия и гравитационные процессы, особенно развитые на
трещиноватых полускальных карстующихся неустойчивых грунтах.
Высокий экологический риск характерен для экзогенных рельефообразующих
процессов, развитых в останцовом реликтовом ярусе рельефа. Типичным здесь яв¬
ляется гравитационное разрушение склонов останцов, связанное с ним отседание и
обрушение различных по величине блоков, формирование скальных оползней и трещин
растяжения. Особенно это характерно для полускальных трещиноватых податливых к
выветриванию пород. Эти деформации могут иметь катастрофический характер,
сценарий их развития слабо поддается прогнозу и в таких условиях отклик среды
может быть неадекватен воздействию. Другие процессы практически не проявлены.
Средний экологический риск сопровождает гравитационные процессы и склоновую
эрозию в подъярусе склонов боковых отрогов; характерна также речная эрозия в
^-образных долинах. Эта территория по миграционным процессам в почвенно-геохи¬
мических ландшафтах является полуоткрытой катеной, поскольку на пути движения
загрязнителей располагаются барьеры в виде склонов транзитной аккумуляции,
которые позволят существенно локализовать негативное техногенное воздействие при
промышленном освоении.
Низкий экологический риск присущ процессам, развитым в подъярусе склонов
осевого гребня. Здесь лишь местами проявляется эрозионная деятельность на склонах
водосборных воронок и дне логов.
Наиболее низкий экологический риск связан с экзогенными процессами на подъ¬
ярусах вершинных поверхностей осевого гребня и боковых отрогов плато. Здесь на
прочных скальных породах на уплощенных поверхностях и седловинах преобладает
2*
35

км 0,5 0 0,5 1 км
| 1 I I I I I
ЕЭ' ЕЭ* S53J ш* ^е . FF3a
ЕЗ? Е - \ю E±W шшшяш/2 яя~шш 13 - Ц
Рис. 3. Карта локальных экзоморфосистем в районе промбазы на р. Нючакан (фрагмент карты
Ковыктинского газоконденсатного месторождения)
Экзоморфосистемы наиболее высокого экологического риска с сильным проявлением экзогенных процессов и
прогнозом их техногенной активизации: 1 - мерзлотные северных склонов долин; 2 - речной эрозии и
наледеобразования поймы и дна узких горных долин; 3 - болотно-мерзлотные, склоновой и речной эрозии
террас. Экзоморфосистемы высокого и среднего экологического риска со слабым проявлением экзогенных
процессов и прогнозом их техногенной активизации: 4 - гравитационные и эрозионные стабильных
структурных уступов; 5 - эрозионные крутых склонов; 6 - эрозионные днищ логов; 7 - эрозионные склонов
средней крутизны. Экзоморфосистемы низкого и наиболее низкого экологического риска без видимого
проявления экзогенных процессов, но с возможным их возникновением при техногенном воздействии: 8 -
потенциально эрозионные пологих склонов и структурных террас; 9 - потенциально эрозионные конусов
выноса, террас и подножий склонов; 10 - потенциально эрозионные вершинных поверхностей; 11 -
потенциально эрозионные отдельных вершин. Границы региональных экзоморфосистем; 12 - ярусов (зон),
13 - подъярусов (подзон), 14 - локальных экзоморфосистем
физическое выветривание и десерпция. По миграционным процессам - это закры¬
тая катена с малой вероятностью попадания загрязнителей в соседние экосистемы
или ландшафты. В такой зоне в случае активизации неблагоприятных экзогенных
рельефообразующих процессов нарушения либо вообще не выйдут за пределы
ландшафта, либо не потребуется значительных усилий для их локализации и пре¬
дотвращения.
Переход к локальным экзоморфосистемам связан со свойствами эмерджентности
систем, в соответствии с которыми используются иные принципы экологической
оценки экзогенных рельефообразующих процессов. Региональные экзоморфосистемы
Ковыктинского плато изучаются с целью оценки эколого-геоморфологических условий
строительства на конкретных участках, обоснования альтернативных вариантов
размещения площадочных объектов и трасс линейных сооружений. Локальные экзо¬
морфосистемы подвергаются инженерной и экологической оценке на стадии
36

Экологическая оценка локальных экзоморфосистем
гм
s.
5
v§
й
и
1 °
«в
•0» ь«
о
2 я
ц
I я
§ 8
я
>я
гм см
S 1
СП СП
CM CM
CM CM
сп сп cn
СП СП СП
СП СП СП
*
В £
СМ СМ СП
— см
СП СП СП
СП СП СП
СП СП СП
« «
>
сп сп сп сп
СМ СМ СП СП
СП СП СП СП
сп сп сп сп
СП СП СП СП
1
>ч
8.8.
О ет
3 я
со «
i =
111
1
11
is
§ S
11 s
1
б 1
3
1
1
8
3
£
s
On
VO
f
4
8.
3
5
2
8
*
О
w
§■
0
8*
1
го
ев
о.
6
ев
О.
ев
X
о о
5 5
о и
II!
^ w J
X ев а
з & 5
as о 2
о, я е
Fop
нет?
X а с
|Ц
х § Е
3 я S
X О в
В х J
н 3 N
5 я 2
Я й е
- (1)
2 вз с
х г
0 0 с
3 2 2
я я „
я о «
s 3 :
g i S
1 i. £
Я S' £
£•2 •
X • 1
i § I
1 s i
s 11
s s -
ie
s a»
6 & {
|3
5 я c
3 s *
1 gs
§ & =
8 я t
о n c
| § i
II!
s Is
£* S <2
X
1 a
>> в
<u a
f £ §
г |
S I <8
S JS ев
а О ет
i Я «в
1 л Х р
Iх Ос
4 <D J3 3
2 s шъ
0 ев О 3
^ « К <■
X о ет >
- СО On N
3 ев (D
21
so 2 с
8 & 1
5 1 ё
5 в ет „
а о 5
f Я S' £
S S * е
5 On К Я 9
4 ет о н t
1 к « О >
| | з |S
2 ? ft О !
5 о о ^ <1
S X и 2 {
ь
1
i
1
1
S
Q
3
?
< §
И
!
II
pvnnDiA ivppavoA га нидпилчплл vzwiunvD
Участки со слабым проявлением экзогенных Гравитационные и эрозионные на стабильных струк- Нет
процессов и прогнозом их активизации и воз- турных уступах Грав]
никовения новых очагов и форм при техно- Эрозионные на крутых склонах Нет
ш
u и Д
i
с
е
(
С
I
i
X 1
О :
Я е
sl !
II 1
>8 « я '
8 So s
.ш;
11! I i
шг s
з в 5 2 s
с X я х >
D J) J) J) <
Д Л чД iJQ j
5 1 1 = :
g 8 8 § f
0 СО СО со с
з. а а а i
^ (?) О (П с
<
я |
2 1
о ;
* <
»
I!
ё <
s:
1!
я Q
1 S
1 £ \
я я «
1 В'
1 £ :
Е >> :
НЫЛ процессии С прогнозом нозникнонсннм но- эрозионные на кипуеал вшпиеа, дрспирипаппохл херраеал и
вых очагов и форм при техногенном воздей- пологих подножиях склонов Нет
ствии Эрозионные на водораздельных седловинах Нет
Эрозионные на плоских вершинных поверхностях Нет
Эрозионные на отдельных вершинах Нет
37
Примечание. С - степень экологического риска: I - наиболее высокая, II - высокая, III - средняя, IV - низкая, V - наиболее низкая. Оценочные показатели:
п - пораженность (1 - высокая, 2 - средняя, 3 - низкая); а - активность (1 - высокая, 2 - средняя, 3 - низкая); с - влияние сопутствующего процесса (1 - высокое,
2 - среднее, 3 - низкое или отсутствует). Факторы развития: г - геолого-геоморфологические условия (1 - благоприятные, 2 - средние, 3 - неблагоприятные);
о - потенциальная энергия (1 - высокая, 2 - средняя, 3 низкая).

рабочего проектирования и строительства конкретных промышленных объектов. При
детализации в пределах региональных экзоморфосистем могут быть выделены от¬
дельные фрагменты, в которых характер развития экзогенных рельефообразующих
процессов отличается от фонового уровня.
Экологическая оценка экзогенных рельефообразующих процессов на локальном
уровне проведена нами для участка долины р. Нючакан и прилегающей территории,
где планируется строительство промбазы и вахтового поселка Ковыктинского
газоконденсатного месторождения. Картографирование процессов выполнено на фоне
отдельных форм рельефа, границы которых одновременно являются и границами
распространения тех или иных процессов. Отображенные на карте формы рельефа
рассматриваются как генетически и динамически однородные поверхности, в пределах
которых процессы характеризуются относительным однообразием структуры и
экологических свойств (рис. 3). Экологическая интерпретация на гомогенном ареале
осуществляется по ведущему процессу. Оценочными показателями экологического
риска того или иного экзогенного рельефообразующего процесса служат его качест¬
венные или количественные характеристики - пораженность и активность, - а также
воздействие сопутствующего процесса. Влияние на окончательную оценку оказывают
также факторы развития процесса, такие как геолого-геоморфологические условия и
потенциальная энергия (табл. 2).
По характеру развития выделяются участки с сильным, слабым и без видимого
проявления современных экзогенных процессов (табл. 2). Это определяет прогноз их
развития при техногенном воздействии с точки зрения активизации и возникновения
новых очагов и форм. В этой связи в зависимости от степени преобладания природных
или антропогенных факторов процессы могут быть подразделены на природные,
природно-антропогенные и антропогенные. Вероятность их антропогенной активизации
наиболее высокая в местах с сильным проявлением, а наиболее низкая в местах без
видимого проявления природных экзогенных процессов.
Для изучения экзогенных процессов обычно используются количественные пара¬
метры, такие как интенсивность, активность и пораженность, смысл которых трак¬
туется по-разному [18, 19]. Нами приняты следующие их определения. Поражен¬
ность - это отношение количества форм проявления данного процесса или площади,
им занимаемой, к общей площади или длине участка распространения экзогенного
процесса. Активность - это отношение количества свежих форм и очагов проявления
процесса к их общему количеству: числу, длине, площади. Интенсивность - это
скорость процессов. Нами используются показатели пораженности и активности про¬
цессов, так как они фиксируются во время проведения полевых исследований
Количественным выражением активности и пораженности служат соответствующие
коэффициенты, которые изменяются от 0 (низкие значения) до 1 (высокие значения).
Вся область рассчитанных значений этих коэффициентов была подразделена нами на
три группы: высокие, средние и низкие. Для определения интенсивности требуются
длительные ряды режимных наблюдений, в связи с чем этот параметр не использован
нами в качестве оценочного. Ускоренное развитие процессов связывается с понятием
активизации, которая может происходить естественным путем при изменении условий
геоморфологический среды, либо в результате техногенного воздействия. Для эколо¬
гической оценки экзогенных рельефообразующих процессов важными представляются
такие факторы их развития, как влияние сопутствующего процесса, геолого-гео¬
морфологические условия и потенциальная энергия (табл. 2).
Наряду с активностью и пораженностью все остальные показатели и факторы по
степени их влияния на эколого-геоморфологическую ситуацию также разбиты на три
группы (см. примечание к табл. 2): высокое влияние, среднее и низкое. При отсутствии
сопутствующего экзогенного процесса его влияние соответственно, не проявляется.
Под геолого-геоморфологическими условиями экзогенного рельефообразования пони¬
мается геологическое строение и рельеф, которые определяют развитие тех или иных
процессов. Под потенциальной энергией понимается энергетическая емкость той
38

формы рельефа, на которой развит экзогенный рельефообразующий процесс, либо
возможность его перехода из стабильного состояния в активное. Это можно рас¬
сматривать как потенциал активизация процессов.
Для локального уровня, так же как и регионального, выделяются пять классов
экологического риска. Возрастание риска экзогенных рельефообразующих процессов
связывается с увеличением активности, пораженности, влияния сопутствующего про¬
цесса, потенциальной энергии и ухудшением геолого-геоморфологических условий.
При оценке экологического риска экзогенных рельефообразующих процессов на
локальном уровне в случае необходимости должно учитываться и положение их в том
или ином ярусе рельефа, поскольку оно определяет структурно-динамические свойства
и тенденции развития этих процессов. В этом случае будет происходить: в зоне с
экологическим риском: I - сильное ухудшение, II - ухудшение, III - без изменений,
IV - улучшение, V - сильное улучшение экологических условий освоения. Сущест¬
вуют отдельные инвариантные процессы, которые присущи конкретному геомор¬
фологическому ярусу, например, речная эрозия в пойме и поясе современного меан-
дрирования. Наряду с ними существуют поливариантные процессы, которые могут
протекать практически во всех ярусах рельефа, например, гравитационные. В случае
проявления одних и тех же процессов в разных ярусах они будут иметь признаки
аналогии, а в одном ярусе - признаки гомологии. При этом отдельные процессы могут
быть развиты строго в пределах определенных форм рельефа и генетически с ними
связаны, например, блоковые оползни на структурных уступах. Другие же, такие как,
плоскостная эрозия, развиты практически повсеместно, характеризуются рассредо¬
точенным распространением и, как правило, не имеют четкой связи с конкретными
формами рельефа. Указанные выше признаки позволяют избежать их одинаковой
эколого-геоморфологической оценки.
Заключение
1. При техногенном воздействии на окружающую природную среду (в частности, на
геоморфологическую среду) необходимо проводить экологическую оценку экзогенных
рельефообразующих процессов во взаимосвязи с рельефом как самостоятельных
экзоморфосистем: природных, природно-антропогенных и антропогенных. При этом
кроме факторов развития важно учитывать также принцип конформности процессов.
2. Экологическая оценка экзогенных процессов может проводиться на двух уровнях
экзоморфосистем: региональном и локальном. На региональном уровне процессы
рассматриваются в приложении к геоморфологическим зонам или ярусам рельефа, на
локальном - отдельным формам (элементам) рельефа.
3. Для Ковыктинского столового плато, где планируется разработка газокон¬
денсатного месторождения, на региональном уровне выделяются четыре геомор¬
фологических яруса, разделенные каждый (кроме первого) на подъярусы с характер¬
ными для них экзогенными процессами: останцовый реликтовый, осевого гребня плато
(подъярусы вершинных поверхностей и склонов), боковых отрогов плато (подъярусы
вершинных поверхностей и склонов), горно-долинный (подъярусы склонов и днищ
долин). На локальном уровне в пределах отдельных элементов рельефа выделяются
конформные им экзогенные процессы. Для тех и других определена степень
экологического риска по пятибалльной шкале: I - наиболее высокая, II - высокая, III -
средняя, IV - низкая, V - наиболее низкая. Построены карты экологического риска
для региональных и локальных экзоморфосистем.
4. Карты экологической оценки экзогенных рельефообразующих процессов для
территории Ковыктинского газоконденсатного месторождения легли в основу оценки
воздействия на окружающую среду объектов обустройства промысла (пионерное
освоение) и конденсатопровода Ковыкта - пос. Магистральный. Они способствовали
выработке наиболее оптимальной схемы кустования буровых скважин и размещения
установок по первичной переработке углеводородного сырья, а также проложения
39

трасс трубопроводов в аспекте комплексного природообразования с учетом интересов
всех потребителей ресурсов в районе освоения месторождения.
5. Проведенное исследование развивает идеи экологизации геоморфологии и гео¬
морфологии рационального природопользования, а именно использования рельефа как
ресурса и базы деятельности для проведения инженерно-экологического зонирования
на основе изучения его морфологии и динамико-функциональных свойств.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Симонов Ю.Г., Тимофеев ДА. Геоморфология и проблемы изучения окружающей среды // Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1989. № 4. С. 8-15.
2. Тимофеев ДА. Экологическая геоморфология: объект, цели и задачи // Геоморфология. 1991. № 1.
С. 43-48.
3. Киреев Д.М. Эколого-географические термины в лесоведении. Новосибирск: Наука, 1984. 182 с.
4. Четырехъязычный энциклопедический словарь терминов по физической географии. М.: Сов.
энциклопедия, 1980. 703 с.
5. Щукин И.С. О некоторых проблемах геоморфологии горных стран // Рельеф горных стран. М.: Мысль,
1968. С. 9-20.
6. Борсук О А., Симонов Ю.Г. Морфосистемы, их устройство и функционирование // Системные иссле¬
дования природы. Вопросы географии. Вып. 104. М.: Мысль, 1977. С. 170-178.
7. Выркин В.Б. Основные принципы картографирования современных экзогенных процессов рельефо-
образования // География и природ, ресурсы. 1991. № 4. С. 61-68.
8. Справочник по инженерной геологии. М.: Недра, 1981. 325 с.
9. Pecsi М. Environmental geomorphology in Hungary // Physical geography and geomorphology in Hungary,
Budapest, 1986. P. 117-122.
10. Методические рекомендации по оценке и картографированию современного состояния экосистем. Улан-
Батор, 1989. 107 с.
11. Флоренсов НА. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 238 с.
12. Структура и история развития Предбайкальского предгорного прогиба. М.: Наука, 1976. 134 с.
13. Золотарев А.Г. Рельеф и новейшая структура Байкало-Патомского нагорья. Новосибирск: Наука, 1974.
120 с.
14. Золотарев А.Г. Периорогенные территории Советского Союза // Геоморфология. 1989. № 2. С. 26-38.
15. Равнины и горы Сибири. М.: Наука, 1975. 352 с.
16. Сонава В.Б. Введение в учение о геосистемах. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1978. 319 с.
17. Асеев А А., Никифоров Л.Г., Тимофеев ДА. Объект, предмет, цели, задачи и методы геоморфологии //
Проблемы теоретической геоморфологии. М.: Наука, 1988. С. 5-32.
18. Толстых Е.А., Клюкин А.А. Методика измерения количественных параметров экзогенных геологи¬
ческих процессов. М.: Недра, 1984. 117 с.
19. Методические рекомендации по организации и проведению инженерно-геологической съемки масштаба
1 : 50 000 (1 : 25 000) селе-лавино-оползне-обвалоопасных районов. М.: ВСЕГИНГЕО, 1981. 61 с.
Институт географии СО РАН Поступила в редакцию
Иркутск 15.01.97
ECOLOGICAL ESTIMATION OF EXOGENOUS MORPHOLOGICAL SYSTEMS
A.D. ABALAKOV, S.B. KUZMIN
Sum m a г у
Ecological evaluation of territory based on compilation and analysis of ecological-geomorphological map is
represented. The evaluation is being fulfilled by the determination of ecological-geomorphological risk (by 5-mark
scale) of certain geomorphological system, taking into account the possibility of intensification of processes existent.
40

УДК 551 .(084.3):551.432.8(470.311)
©1998 г. Э.А. ЛИХАЧЕВА, А.Н. МАККАВЕЕВ, Д.А. ТИМОФЕЕВ,
В.Вад. БРОНГУЛЕЕВ, А.Е. КОЗЛОВА, Л.С. КУРБАТОВА,
Л.А. НЕКРАСОВА, К.В. ГОРЕЦКИЙ, Г.П. ЛОКШИН
ГЕОМОРФОЛОГИЯ МОСКВЫ ПО МАТЕРИАЛАМ КАРТЫ
^ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ И ИНЖЕНЕРНО¬
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ г. МОСКВЫ”
Карта МГеоморфологические условия и инженерно-геологические процессы г. Моск¬
вы” в крупном масштабе была составлена в 1997 г. в ИГРАН по договору с НИиПИ
Генплана Москвы. Для картографирования привлекались все имеющиеся в распоря¬
жении авторов материалы, в том числе предоставленные Заказчиком. Были проведе¬
ны выборочные маршрутные исследования. Широко использовались ранее опублико¬
ванные материалы исследователей московского региона - А.П. Павлова, С.Н. Ники¬
тина, Б.М. Даныпина, А.П. Хаустова, Н.В. Дика, Ф.В. Котлова, Э.А. Лихачевой и
др., довольно полный список работ которых содержится в монографии Э.А. Лихачевой
и Е.Б. Смирновой [1].
В отличие от остальных геоморфологических карт на территорию Москвы, состав¬
ленная охватывает гораздо большую площадь - город в его современных администра¬
тивных границах, включая районы, расположенные за кольцевой автодорогой и
г. Зеленоград. В основу легенды карты положен не только генетический, но и морфо¬
логический принципы (показаны морфологически однородные поверхности) (табл. 1).
Она отличается и тем, что на ней дана характеристика ведущих экзогенных процес¬
сов. Новшеством является показ преобразованных долин рек и ручьев.
Таблица 1
Легенда к карте "Геоморфологические условия и инженерно-геологические процессы г. Москвы"
Усл.знак №
Генетический тип и формы рельефа
Наиболее вероятные инженерно-геологи¬
ческие процессы
1
Гляциальный аккумулятивный - моренная
равнина, холмистая, пологоувалистая,
сложенная валунными суглинками (абс.
отметки 180-240 м)
1.1
Плоские поверхности (угол наклона не
Формирование верховодки и подтопление
более 1,5°)
на застроенной территории, морозное
пучение до 40 (макс. 60) см
1.2
Пологие склоны (до 5°)
Слабые плоскостной смыв
1.3
Крутые склоны (свыше 5°)
Мелкие оползни и сплывы, овражная
эрозия
2
Флювиогляциальный аккумулятивный -
флювиогляциальная равнина, сложенная
преимущественно песками и суглинками
(абс. отметки 170-190 м);
флювиогляциальная равнина, сложенная
песчано-гравелистыми отложениями (абс.
отметки 145-170 м)
2.1
Плоские поверхности
Суффозия вдоль трасс подземных
коммуникаций, оседание поверхности,
морозное пучение 2-5 (макс. 10) см,
заболачивание на отдельных участках
2.2
Пологие склоны
Плоскостной смыв и линейная эрозия
2.3
Крутые склоны
Овражная эрозия, оплывины, мелкие
оползни
41

Таблица 1 (окончание)
Уел.знак №
Генетический тип и формы рельефа
Наиболее вероятные инженерно-геологи¬
ческие процессы
3-8
Флювиальный аккумулятивно-денуда¬
ционный
3
III надпойменная терраса (Ходынская),
Суффозия вдоль трасс подземных ком¬
сложенная аллювиальными песками (абс.
муникаций, морозное пучение до 10 см.
отметки 135-160 м)
Плоскостной смыв, эрозия бровок и
3.1
Плоские поверхности
склонов террас, аккумуляция у тылового
3.2
Пологие склоны террасы
шва. Глубокие оползни вдоль подмы¬
3.3
Крутые склоны террасы
ваемых речных берегов. Карстово-суффо-
зионные процессы на участках размыва
юрских глин
4
II надпойменная терраса (Мневниковск-
ая), сложенная аллювиальными песками
(абс. отметки 130-140 м)
Те же процессы, что и для 3
4.1
Плоские поверхности
"
4.2
Пологие склоны террасы
4.3
Крутые склоны террасы
5
I надпойменная терраса
(Серебряноборская), сложенная
аллювиальными песками (абс. отметки
126-132 м)
5.1
Плоские поверхности
5.2
Пологие склоны террасы
5.3
Крутые склоны террасы
6
Пойма р. Москвы и ее притоков, сложен¬
ная песками, супесями, суглинками с про¬
слоями торфа (абс. отметки 120-126 м),
в значительной степени подсыпанная,
перекрытая техногенными отложениями
6.1
Поверхность пойма
Заболачивание, подтопление, неравно¬
мерное оседание грунтов, повышенная
чувствительность к динамическим
(вибрационным) воздействиям
6.2
Склоны поймы
Речная эрозия
7
Днища долин мелких водотоков и
овражно-балочной сети
7.1
Днища балок и ложбин без водотоков
Слабые проявления эрозии, аккумуляции
и плоскостного смыва
7.2
Днища долин малых рек с постоянным
Умеренные проявления эрозии,
или временным водотоком
аккумуляции и смыва
7.3
Засыпанные и преобразованные долины и
Суффозионно-просадочные явления,
участки долин малых рек, балок и ложбин
повышенная чувствительность к
динамическим воздействиям
8
Нерасчлененный аллювиальный комплекс
и озерная равнина
8.1
Нерасчлененный террасовый комплекс
Те же процессы, что и для 3
8.2
Нерасчлененный долинный комплекс
(пойма и террасы)
8.3
Озерная равнина на древнеаллювиальных
Заболачивание и подтопление, суфо-
и флювиогляциальных отложениях
озинно-просадочные явления, морозное
пучение, плоскостной смыв
Районы развития (активизации) инженерно-геологических процессов и явлений:
А - возможного развития карстовых провалов (с показом отдельных установленных воронок), Б -
суффозионно-просадочных явлений, В - заболачивания, Г - линейной эрозии и плоскостного смыва, Д -
оползней и оплывин, Е - установленные при полевом обследовании свежие формы: а - оползни и
оплывины, б - овраги
42

Таблица 2
Морфометрические характеристики и мощности техногенных отложений геоморфологических областей
г. Москвы
Геоморфологические (физико-географические) области
Морфометрические характеристики
Теплостанская
возвышен¬
ность
Северная во¬
дораздельная
равнина
Подмосковная
равнина
Долины
р. Москвы и
ее притоков
(долинный
комплекс)
Абсолютные отметки,
м
175-255
175-185
155-165
120-160,
115,2!
Густота расчленения,
средняя
0,5-2,5
0,0-1,0
0,0-0,5
0,5-1,5
км/км2
макс.
4,3
1,9
1,7
2,8
Глубина расчлне-
средняя
20-30,
2,5-10,
2,5-10,
5-15,
ния, м
20-302
5-152
5-122
10-202
макс.
75
22,5
20,2
32
Крутизна склонов,
средняя
3-6
1,5
1,5
3
градусы
макс.
20
12-20
3
12-20
Мощность
средняя
1,0
1,0-2,0
1,0-3,0
2,0-3,0
техногенных
отложений
макс.
16,0
9,0
6,0
20,0
1 - Урез р. Москвы до строительства канала им. Москвы.
2 - Средняя глубина расчленения естественного рельефа.
Контуры на карте "Геоморфологические условия..." и контуры коррелятных релье¬
фу отложений на картах четвертичных отложений не всегда совпадают. Главная при¬
чина - отсутствие на геологических картах техногенных отложений, в том числе пере¬
копанных естественных грунтов. Мощность таких отложений в среднем по городу
оценивается в 1-3 м, а на староосвоенных площадях и в долинах засыпанных речек -
до 10 м и более (табл. 2). Поэтому поверхностям, выделенным по морфологическим
признакам на геологических картах могут соответствовать отложения не свойствен¬
ные им по возрасту и генезису. Большое значение имеет идентификация отложений.
Так на геологических картах иногда объединяются плохо расчленяемые флювиальные
отложения (пойменные, террасовые, водноледниковые). Поскольку на составленной
нами карте в основу легенды положена морфология, то склоны оврагов и рек отнесены
к вышележащим уровням, куда данные формы врезаны. Например, если в бортах
оврага, расчленяющего поверхность террасы выходит морена, то его склоны отнесены
к террасе, а не к моренной равнине.
Карта "Геоморфологические условия..." (рис. 1) позволяет довольно детально оха¬
рактеризовать рельеф Москвы, а также провести районирование ее территории по
степени эрозионной опасности и интенсивности процессов денудации и аккумуляции.
Геоморфология территории Москвы
Москва, как известно, находится в центре Восточно-Европейской равнины, на
стыке трех физико-географических областей. Смоленско-Московской возвышенности в
рельефе города отвечает Северная водораздельная равнина, Мещерской низменнос¬
ти - Подмосковная равнина, Москворецко-Окской равнине - Теплостанская возвышен¬
ность. Кроме того, особо выделяется долинный комплекс - долины р. Москвы и ее
основных притоков, служащие естественными границами областей.
Долина р. Москвы пересекает город с северо-запада на юго-восток и вместе с
долинами основных притоков занимает значительную часть его территории. Экзоген¬
ные процессы в пределах долинного комплекса наиболее активны. Структура гидро¬
сети определила многие архитектурно-экспозиционные особенности столицы.
43

Река Москва сильно меандрирует. Ее долина асимметрична - террасы развиты
преимущественно на левобережье. Ярче всего асимметрия выражена на восточной
окраине города, где долина достигает наибольшей ширины - 12 км. Достаточно четко
выделяются три надпойменные террасы и пойма.
Самая древняя и обширная третья надпойменная (боровая) терраса - равнинное
пространство с незначительными колебаниями высот - слабо наклонена (1,5-3°) в
сторону реки. Ее абсолютные отметки 135-160 м, высота над урезом реки 30-35 м. У
бровки терраса нередко снижается до 25 м. От более низких террас она отделена, как
правило, пологими склонами и только к пойме или непосредственно руслу реки спус¬
кается крутыми уступами. На террасе расположено Ходынское поле, отсюда ее назва¬
ние - Ходынская, а также районы Покровское-Стрешнево, Заяузье, Кузьминки, боль¬
шая часть старого города (Белого и Земляного), лесопарк Сокольники. Терраса была
сильно расчленена эрозионной сетью. Ее пересекают реки Пресня, Неглинная, Яуза,
ручьи Сивка, Черторый и др.; многие из них теперь текут под землей.
Вторая надпойменная терраса - Мневниковская (высота 12-18 м у бровки и 20-22 м
у тылового шва, отметки 130-140 м) хорошо выражена в рельефе и фрагментами
встречается по всей длине реки в черте города. Поверхность террасы ровная, со
слабым уклоном (до 1,5°) в сторону р. Москвы. От первой террасы ее отделяет
пологий уступ. На ней находятся московские районы Фили, Нагатино, Марьино,
Нижние Мневники, часть Замоскворечья. На бровке террасы построен Новодевичий
монастырь. Шмитовский проезд проходит сразу по трем фрагментам террасы,
разделенной на "холмьГручьями Ермаковским и Студенцом.
Первая надпойменная терраса - Серебряноборская (высота 8-10 м, отметки 126-
130 м) встречается в черте города отдельными фрагментами: в Серебряноборской и
Мневниковской излучинах, в Замоскворечье.
Пойма р. Москвы почти сплошной полосой протягивается вдоль ее русла. Большие
участки ее находятся в районах Тушина, Крылатского, Нижних Мневников, Лужни¬
ков, Текстильщиков, Марьина, Братеева. Исходная высота поймы над урезом реки
составляла 4 м. В настоящее время русло реки ограничено набережными, пойма час¬
тично затоплена, а на большей части подсыпана. Наиболее значительные подсыпки
были проведены на Болотной площади и в Лужниках. Пойма перестала затопляться во
время весенних половодий и ныне существует лишь как историко-геологическое
образование. Отметки ее поверхности местами подняты до первой террасы, однако
относительные превышения остались практически прежними, так как, благодаря
сооружению канала Москва-Волга, уровень воды в реке повысился.
В целом, долинный рельеф претерпел существенные изменения: значительно сни¬
жена густота расчленения за счет засыпки оврагов и ручьев, спланированы прибро-
вочные перегибы, изменены глубина и ширина русел, конфигурация береговых линий,
спрямлены русла. Интенсивность русловых процессов регулируется плотинами и
землечерпательными работами: до 5-10 м изменены отметки и относительные пре¬
вышения террас и пойм.
Часть гидрографической сети подверглась сильной трансформации и уничтожению.
Первыми потекли в подземных коллекторах речки и ручьи московского центра - Не-
Рис. 1. Фрагмент карты "Геоморфологические условия и инженерно-геологические процессы г. Москвы"
(генерализовано)
Моренная равнина: 1 - плоские поверхности с углом наклона не более 1,5°, 2 - пологие склоны (до 5°);
флювиогляциальная равнина: 3 - плоские поверхности, 4 - пологие склоны; III надпойменная терраса: 5 -
плоские поверхности, 6 - пологие склоны; II надпойменная терраса: 7 - плоские поверхности, 8 - пологие
склоны; I надпойменная терраса: 9 - плоские поверхности, 10 - пологие склоны, 11 - крутые склоны (свы¬
ше 5°); 12 - пойма р. Москвы и ее притоков, 13 - днища балок и ложбин без водотоков, 14 - засыпанные и
преобразованные долины и участки долин малых рек, балок и ложбин; районы развития инженерно¬
геологических процессов и явлений: 15 - линейной эрозии и плоскостного смыва, 16 - оползней и оплывин, 17
- возможного развития карстовых провалов, 18 - суффозии и просадок; 19 - границы районов возможного
развития карста. Цифрами на карте даны индексы типов рельефа (см. табл. 2)
45

глинная, Пресня, Рачка, Черторый, Чичера, Черногрязка и др. Некоторые небольшие
речки были полностью засыпаны (напр. р. Серебрянка, впадающая в Яузу вблизи ее
устья).
Северная водораздельная равнина - продолжение низких южных отрогов Смо¬
ленско-Московской возвышенности с преобладающими отметками 170-190 м. На ней
находятся западные и северо-западные районы столицы, а также город Зеленоград.
Здесь, на междуречье рр. Москвы, Клязьмы и Яузы, на фоне плоских участков, сло¬
женных флювиогляциальными отложениями, выделяются пологие моренные холмы.
Водоразделы и долины малых рек, пересекающих равнину выражены нечетко. Из
болот, ранее существовавших в обширных плоских впадинах глубиной 5-10 м брали
начало левые притоки р. Москвы: рр. Ходынка, Пресня, Неглинная и правые притоки
р. Яузы: рр. Каменка, Горячка, Копытовка и др.
Рек, текущих по поверхности Северной равнины осталось крайне мало - рр. Ли-
хоборка, Чермянка, Каменка, Химка, Сходня и небольшие речки на окраинах города.
От некоторых уцелели короткие фрагменты (рр. Ольшанка, Жабенка, Чернушка).
Речные долины легко прослеживаются даже в современном урбанизированном
рельефе.
Северная равнина богата кирпичными глинами. С ними связаны первые значи¬
тельные изменения в рельефе - карьеры, ямы впоследствии либо засыпанные, либо
превращенные в пруды.
Зеленоград расположен на южном склоне Клинско-Дмитровской гряды - северо-
восточном продолжении Смоленско-Московской возвышенности, в геоморфологической
обстановке, несколько отличающейся от остальной территории Москвы. Высоты
района возрастают с юга на север от 190 до 230 м и более. В его пределах преоб¬
ладает древне ледниковый рельеф икшинской стадии московского оледенения. В отли¬
чие от древнеледникового рельефа других районов Москвы он в меньшей степени
переработан внеледниковыми процессами. Главная причина - отсутствие в Зелено¬
граде крупных речных долин, являющихся местными базисами эрозии небольших и
временных водотоков - деятельных агентов воричного расчленения гляциального
рельефа.
От конечных морен, распространенных в южной части Зеленограда, начинаются
пологоволнистые зандровые равнины. Между моренными холмами и грядами встре¬
чаются замкнутые, бессточные котловины диаметром до нескольких сотен метров -
места, где после таяния ледника некоторое время сохранялись отдельные глыбы льда.
К ним привязаны неглубокие ложбины стока талых ледниковых вод.
Еще не освоены целиком современной гидрографической сетью и многие другие
среднеплейстоценовые ложбины, несмотря на то что они образуют с ней единую
систему. Их верхние, а иногда и средние звенья широкие, плоскодонные, с пологими
бортами и нечеткой бровкой. Ближе к основным долинам характер их меняется:
сначала в днище появляется узкий врез с крутыми бортами, ниже он увеличивается,
полностью преобразуя прежнюю ложбину.
Самая значительная форма флювиального рельефа района - долина верховьев
р. Сходни. Уже через 2 км с небольшим от истока реки долина становится глубокой
(до 20 м и более) и крутосклонной.
Подмосковная равнина - это водораздельное пространство рр. Москвы и Яузы к
востоку от последней, включающее левобережье р. Яузы и бассейн р. Пехорки. Здесь
господствуют плоские поверхности с неглубокими, но широкими флювиогляциальными
ложбинами, освоенными современной гидрографической сетью. Пологая озерно-ледни¬
ковая равнина отличается незначительной мощностью четвертичных водно-леднико¬
вых и аллювиальных отложений, неглубоким залеганием коренных глин и известняков.
Несмотря на осложняющие ее небольшие поднятия она имеет общий уклон на юго-
восток. В Москве отметки равнины не превышают 140-160 м. Относительная высота
над урезом р. Москвы - 20-40 м.
Для Заяузья - местности по левобережью р. Яузы характерна небольшая густота
46

изначальной и сохранившейся гидросети. Неглубокие речные долины здесь не всегда
четко выражены и с трудом прослеживаются в рельефе после застройки.
В Мещерской части города сохранились большие по площади городские леса и
лесопарки (Лосиный Остров, Измайловский лес, Кусковский лесопарк). Отчасти это
связано с выровненностью, слабой дренированностью и заболоченностью местности.
Леса Лосиного Острова, кроме того, были царскими охотничьими угодьями.
В городских лесах уцелели изначальная речная сеть, обширные низинные болота
(вдоль рр. Ички и Серебрянки), последние в Москве фрагменты верховых и переход¬
ных болот (в Лосином Острове), а также озера ледникового происхождения (в Кузь¬
минках). У ряда маленьких речек бассейны полностью зелесены (р. Лось, Харигозин-
ский ручей, сток с Красного пруда). Для них свойственен естественный режим. Летом
они почти до самого устья пересыхают, а весной широко разливаются. Весенний
разлив р. Серебрянки можно наблюдать каждый год из окна поезда метро между
станциями Измайловский парк и Измайловская.
В современные границы города входит и район Косино, где расположены три уни¬
кальных озера ледникового происхождения: Святое, Черное и Белое - самое большое,
глубокое и чистое.
Теплостанская возвышенность - часть Москворецко-Окской равнины носит ступен¬
чатый характер. Нижняя ступень перекрыта флювиогляциальными и лимногляциаль-
ными отложениями с линзами морены. Верхние ступени - моренами московского и
днепровского оледенений. Средние мощности четвертичных отложений 10-20 м, мак¬
симальные - не более 30 м. Обширные, довольно пологие ступени-холмы от реки
поднимаются к самому высокому району города - Теплому Стану (максимальная от¬
метка 255,2 м).
Самая обширная первая, нижняя ступень по высоте (175-180 м) практически совпа¬
дает с Северной водораздельной равниной. Отдельные участки ступени обрываются в
сторону р. Москвы откосами, именуемыми высотами или даже горами. Татаровскими
высотами заканчивается Кунцевская равнина - междуречье рр. Сетуни и Москвы;
Воробьевы горы ограничивают междуречье рр. Москвы, Чуры и Раменки. Восточный
отрог Теплостанской возвышенности, разделенный р. Городней и ее притоками на
"холмы", где расположены городские районы Орехово-Борисово, Сабурово, Бирюлево,
Коломенское, тоже круто обрывается к р. Москве Коломенским обрывом.
Но холмах средней ступени (отметки 190-200 м) находятся ул. Новаторов, районы
вокруг станций метро "Каховская", "Варшавская", "Коломенская". На высокой ступе¬
ни (выше 210 м) находятся районы Теплый Стан, Ясенево, Беляево-Богородское,
часть Профсоюзной улицы (от МКАД до ул. Обручева).
На Теплостанской возвышенности наилучшим образом представлена первоначаль¬
ная гидрографическая сеть, густота и глубина которой максимальны для Москвы.
Экзогенные процессы
Овражная эрозия. Овраги на территории Москвы находятся на разных стадиях
развития [2]. Для северной и восточной частей города типичны овраги с выработан¬
ным, вогнутым продольным профилем. Они практически "мертвы", в редких случаях
отмечается их слабый рост — не более первых десятков сантиметров в год.
Более активны овраги с еще невыработанным профилем — выпуклым, нередко к
тому же ступенчатым. Их обычная скорость роста (десятки сантиметров в год) от¬
личается сравнительным постоянством. Среди этой группы быстрее всего в длину
растут овраги, обладающие обширной площадью водосбора, особенно при вытянутой
его форме, способствующей концентрации стекающих вод. "Удлиненные" овражные
формы, водосбором для которых являются чаще всего флювиогляциальные равнины
увеличиваются на 1-1,5 м в год.
Наибольшая овражность характерна для Теплостанской возвышенности, где боль¬
шинство оврагов достигло стадии зерлости. Свежие же овраги в основном спровоциро¬
47

ваны градостроительством, например на обнаженных склонах долин рр. Сетуни и
Сходни.
Рост оврагов совпрождается и другими видами денудации: боковой эрозией,
плоскостным смывом, различными склоновыми процессами. Нередко их возникновение
начинается с развития суффозии. В некоторых современных оврагах есть водотоки -
короткие, но иногда многоводные ручьи, берущие начало от родников. Самые водо¬
обильные ручьи в Крылатском, Фили-Кунцевском лесопарке, Коломенском, Воробье¬
вых горах, как правило, связаны с крутым коренным берегом р. Москвы.
Речная эрозия. Скорости весенних паводков, при которых начинается заметная
эрозия берегов, до сооружения канала им. Москвы составляли в среднем 2,5 м/сек
[3,4]. Во время максимального по высоте наводнения 1908 г. скорости воды достигали
3,5 м/сек. Несмотря на укрепление берегов и гранитные набережные, возведение
гидротехнических сооружений река и сейчас производит разрушительную работу -
подмывает вогнутые берега. Размыв берегов под действием волн (абразия) наблю¬
дается на Химкинском водохранилище.
Плоскостной смыв на территории Москвы составляет в среднем 0,07 мм/год [5,6].
Этот показатель сильно варьирует в зависимости от механического состава почв,
уклона и степени задернованности склона. В естественных условиях плоскостной смыв
в ближайшем Подмосковье практически незаметен. На пахотных землях во время
весеннего снеготаяния поверхностный смыв, как минимум, в 2 раза больше, чем на
задернованных поверхностях [6].
В городе наиболее активен смыв на стройплощадках, где, в зависимости от грун¬
товых условий, времени года, а также метода строительства величина его может воз¬
растать в 10-40 раз [7]. Катастрофическая активность прекращается, как правило, с
окончанием строительства.
Аккумуляция и заболачивание. На равнинах аккумуляция рыхлого материала
обычно происходит в непосредственной близости от денудируемых участков: в устьях
оврагов и на их днищах, в нижних и средних частях склонов. Часто осадки накапли¬
ваются очень быстро: формируется пойма, заиливаются днища озер, прудов, образу¬
ются конусы выноса, заболоченные ландшафты.
В настоящее время естественное заболачивание на большей части города практи¬
чески прекращено. Оно происходит только по окраинам: в Южном Бутово, вокруг Ко-
синских озер, в долинах рр. Сетуни, Сходни, Пехорки. Во многих случаях заболачи¬
вание сменилось подтоплением.
В недавнем прошлом накопление торфа было характерно для болот на водораз¬
дельных поверхностях в северной части Москвы, особенно в верховьях рр. Яузы и
Неглинной [8]. В болотах, формировавшихся на пойме, при зарастании старичных озер
происходило илообразование.
Карстово-суффозионные процессы в Москве в настоящее время активизировались
благодаря общему изменению гидрогеологической обстановки. Откачка подземных вод
для водоснабжения и снижение их уровней в связи с проходкой метрополитена,
строительство разного рода подземных сооружений приводят к увеличению скоростей
движения воды, промыванию пустот и трещин, что способствует интенсификации
карстово-суффозионных процессов и оседанию поверхности [9,10].
По-прежнему водосборами являются засыпанные овраги и ручьи. Разрушительная
работа воды в подземных "руслах" (выщелачивание солей и вынос мелких частиц)
приводит к образованию подземных пустот в одних местах и накоплению взвешенных
и влекомых частиц в других. Затем наносы уплотняются, уменьшая диаметр коллек¬
тора и увеличивая риск аварии. Процессы уплотнения слабых грунтов и активизация
суффозии нередко происходят в районах города, возведенных над погребенными под
техногенными отложениями отрицательными формами рельефа. С выходом из "бере¬
гов" засыпанных водотоков связаны многие аварии на метрополитене [11,12].
Карст в пределах Москвы может быть отнесен к карбонатному покрытому много-
уровенному типу [13, 14 и др.]. Наиболее интенсивно он проявляется в известняках и
48

Рис. 2. Районирование территории г. Москвы по степени эрозионной опасности
Районы: 1 - эрозионно неопасные, 2 - относительно эрозионноопасные, 3 - эрозионноопасные
49

доломитах среднего и верхнего отделов карбона, кровля которых залегает на глубине
30-80 м. Мощность закарстованных пород достигает 60 м. Наиболее крупные полос¬
ти (высотой до 4-8 м) были зафиксированы геологическими работами на глубине
50-100 м.
К потенциально опасным в отношении развития карста и суффозии относятся
территории, где происходит размыв юрских глин, перекрывающих карстующиеся по¬
роды и где четвертичные, преимущественно песчаные отложения залегают не¬
посредственно на известняках карбона.
В Москве, в основном в районе Ходынского поля и Хорошевского шоссе, отмечено
около 40 воронок предположительно карстово-суффозионного происхождения [14-16].
Они занимают три небольших участка общей площадью около 4 км. Поперечник
воронок от 1 до 65 м, максимальный до 240 м, глубина от 0,4 до 6 м [16]. Они рас¬
полагаются группами, при этом новые воронки нередко возникают вблизи сущест¬
вующих.
Оползни на территории города весьма разнообразны по генезису, возрасту, форме и
величине [17-19]. Выделяют оползни пластичного типа суффозионные оползни, ополз-
ни-оплывины, оползни-обвалы. Они встречаются на склонах долин рек, иногда в овра¬
гах. Больше всего оползней на правом высоком берегу, в вершинах излучин р. Моск¬
вы. Развитию оползней способствуют глинистые породы юрской системы, залегающие
в основании склона и служащие плоскостью смещения глубоких оползней. Наличие
глинистых пород в составе четвертичного покрова приводит к образованию мелких
оползневых смещений. Важным оползнеобразующим фактором являются также мело¬
вой и юрской горизоны грунтовых вод.
Древние крупные оползни глубокого заложения с зоной смещения, опускающейся на
15-30 м ниже современного уреза р. Москвы, выражены в рельефе грядами ополз¬
невых террас, постирающимися параллельно р. Москве в районе Воробьевых
гор [19].
Современные оползни в долинах малых рек, ручьев и оврагов - относительно не¬
большие смещения земляных масс захватывают преимущественно четвертичные от¬
ложения. В нижних частях склонов они вызваны обычно речной эрозией, иногда суф¬
фозией. В верхних и средних - овражной эрозией, плоскостным смывом и суффо¬
зией.
Районирование территории г. Москвы по степени эрозионной
опасности и интенсивности процессов денудации-аккумуляции
На территории Москвы выделено три типа районов, различающихся по интенсив¬
ности и направленности процессов денудации-аккумуляции и степени эрозионной
опасности (рис. 2).
1. Районы эрозионно неопасные, благоприятные для заболачивания. Это плоские и
слабоволнистые водоразделы, плоские слаборасчлененные флювиогляциальные равни¬
ны и речные террасы. Крутизна склонов не более 3°. За счет плоскостного смыва и
суффозии происходит слабая денудация. Значения глубины и густоты расчленения не
превышают 10 м и 0,5 км/км2 соответственно.
2. К относительно эрозионноопасным районам относятся среднерасчлененные участ¬
ки водораздельных поверхностей северо-запада, запада и юга столицы, придолинные
территории. Крутизна склонов до 3°, глубина и густота расчленения до 25 м и 1 км/см2.
Преобладают склоновые денудация, овражная и речная эрозия и аккумуляция, воз¬
можны суффозия и карст.
3. Эрозионноопасными районами являются самые расчлененные участки с густой
сетью оврагов и балок. Склоны достигают крутизны 12° и более. Глубина и густота
расчленения - 35 м и 2,0 км/км2 и более. Развиты овражная эрозия, оплывание и опол¬
зание склонов. При нарушении дернового горизонта резко активизируется плоскостной
смыв.
50

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Лихачева Э.А., Смирнова Е.Б. Экологические проблемы Москвы за 150 лет. М.: ИГРАН, 1994. 248 с.
2. Современные проблемы инженерной геологии и гидрогеологии территорий городов и городских
агломераций: Матер. 3-го Всесоюз. семинара / Под ред. Сергеева Е.М., Коффа Г.Л. М.: Наука, 1987.
408 с.
3. Котлов Ф.В. Изменения природных условий территории Москвы под влиянием деятельности человека и
их инженерно-геологическое значение. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 263 с.
4. Лихачева Э.А. О семи холмах Москвы. М.: Наука, 1990. 144 с.
5. Черногаева Г.М. Водный баланс территории города и его влияние на окружающую среду // Гидро¬
логические аспекты урбанизации. М.: МФГО СССР, 1978. С. 15-20.
6. Прогноз изменения гидрогеологических условий застраиваемых территорий. М.: Стройиздат, 1980.
165 с.
7. Горшков С.П., Кондратьева Т.И. Земельные ресурсы США, их антропогенное изменение и охрана //
Итоги науки и техники. М.: ВИНИТИ, 1981. Т. 10. С. 83-102.
8. Симакин Г.Я. Торфяные богатства Подмосковья. М.: Моек, рабочий, 1958. 76 с.
9. Конев А.Д., Чертков ЛТ., Зайонц ИЛ., Афаносъев В.Ю. Методика и результаты комплексного изуче¬
ния карстово-суффозионных процессов в г. Москве // Инж. геология. 1989. С. 77-94.
10. Богословский В.А., Григорьева Р.П., Иванова Е.В. и др. Комплексное крупномасштабное геолого¬
геофизическое районирование при изучении и прогнозе карстово-суффозионных процессов на территории
г. Москвы // Инж. геология. 1992. № 2. С. 51-70.
И. Ивлев А.П. Под улицами города. М.: Изд-во М-ва Коммун, хоз-ва РСФСР, 1954. 48 с.
12. Кожевникова В.Н. О роли динамики и режима подземных вод в формировании карстово-суффозионных
процессов (на примере некоторых районов г. Москвы) // Инженерные изыскания в строительстве. М.:
Стройиздат, 1974. Вып. 5/33. Сер. 2. С. 22-27.
13. Сергеев ЕМ. Геологический фундамент Москвы // Город, природа, человек. М.: Мысль, 1982. С. 109—
134.
14. Парфенов С.И. Стационарное изучение карста в Москве // Режимные инженерно-геологические
наблюдения в городах с целью повышения эффективности рационального использования и охраны
геологической среды. М.: Наука, 19483. С. 126-130.
15. Парфенов С.И., Кутателадзе И.Р. О поверхностных проявлениях карста в Москве // Тр. ВНИИ
гидрогеологии и инж. геологии. М.: 1976. Вып. 108. С. 7-73.
16. Кофф Г Л., Петренко С.И., Лихачева Э.А., Котлов В.Ф. Очерки по геоэкологии и инженерной геологии
Московского столичного региона. М.: Из-дво РЭФИА, 1997. 185 с.
17. Кюнтцель В.В. Развитие оползневых явлений в бассейне реки Москвы в антропогеновый период //
Матер, совещ. по вопросам изучения оползней и мер борьбы с ними. Киев: Изд-во Киев, ун-та, 1964.
С. 109-111.
18. Пустылъник С.И., Парецкая М.Н. Оценка состояния оползневых склонов и эффективности противо¬
оползневых мероприятий по результатам стационарных наблюдений (г. Москва) // Инж.-геол. пробл.
градостроительства: Матер. Науч.-техн. совещ., Баку, 1971. М.: Изд-во МГУ, 1971. С. 93-95.
19. Кюнтцель В.В. О возрастав глубоких оползней Москвы и Подмосковья, связанных с юрскими глинис¬
тыми породами // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1964. Т. 39. Вып. 2. С. 149-150.
Ин-т географии РАН Поступила в редакцию
20.10.97
GEOMORPHOLOGY OF MOSCOW ACCORDING ТО THE MAP "GEOMORPHOLOGICAL
CONDITIONS AND GEOLOGICAL-ENGINEERING PROCESSES IN THE MOSCOW”
E.A. LIKHACHEVA, A.N. MAKKAVEYEV, D.A. TIMOFEYEV, V.Vad. BRONGULEYEV,
A.E. KOZLOVA, L.S. KURBATOVA, L.A. NEKRASOVA, K.V. GORETSKY, G.P. LOKSHIN
Sum шагу
Geomorphological map covers the whole territory of the Moscos within its recent boundary. The legend of the map
is based on genetic and morphological principles; the major exogenous processes are characterized. The zoning by the
degree of erosion hazard and intensity of accumulationdenudation processes are fulfilled. Large geomorphological
regions of the city are characterized: Northern watershed plain, Submoscow plain, Tieplostanskaya upland. The valley
of the Moscow River and its tributaries are especialaly accentuated.
51

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июльг-сентябрь
1998
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.343(571.1)
© 1998 г. Ф.А. КАПЛЯНСКАЯ, В.Д. ТАРНОГРАДСКИЙ
О ГЛЯЦИАЛЬНОМ ТЕРМОКАРСТЕ НА СЕВЕРЕ ПРИЕНИСЕЙСКОЙ
СИБИРИ1
Северо-восточная часть Западно-Сибирской равнины - область ярко выраженного
холмистого, грядового и волнисто-равнинного озерного рельефа, распространенного от
побережья океана до границы позднеплейстоценового оледенения. Сгущения озер, как это
видно на космо- и аэроснимках, образуют полосы, цепочки и гирлянды, которые
протягиваются на десятки и сотни километров. Слабее такой рельеф развит только на
крайнем севере. Почти вся эта территория относится к области раннезырянской стадии и
позднее льдом не покрывалась [1].
Рельеф и ледниковые отложения описаны здесь неоднократно [2, 3 и др.], причем
образование озерных котловин связывалось с экзарацией, эрозией, особенностями ледни¬
ковой аккумуляции, но возможность голоценового или современного термокарста по
ледниковым льдам не принималась во внимание. В сводке по геокриологии Западной
Сибири [4] глубококотловинные формы соотнесены с таянием залежей только инъек¬
ционно-сегрегационных льдов.
Имеются, однако, многочисленные данные о неполной дегляциации криолитозоны
Западной Сибири и о распространении в ней изначально мерзлых льдистых ледниковых
образований, подверженных гляциальному термокарсту1 2 [5-8 и др.].
Целесообразно привести ряд примеров из разных районов Приенисейской Сибири
(рис. 1), где о связи современного или недавнего озерного и склонового (термокарового)
термокарста с реликтами оледения свидетельствует как характер самих льдов, обнажения
которых редки и эфемерны, так и геолого-геоморфологические условия, а также показать
соотношение гляциального термокарста с главными элементами ледниковой морфоскульп-
туры.
На правом берегу Енисея в его излучине у о-ва Никитинского в районе Усть-Порта
(рис. 1,7) в обрыве высотой 50-60 м виден разрез слабоволнистой моренной равнины с
преобладающими отметками около 70 м, которую под несплошным маломощным
делювиально-солифлюкционным покровом слагают валунные суглинки и супеси мощ¬
ностью от 3 до 20 м (зырянская морена) с экзарационным контактом налегающие на толщу
слоистых песков [9, 10]. Равнина с юго-запада примыкает к грядам с отметками 110-115 м,
имеющим здесь простирание с северо-запада на юго-восток - напорной морене из
нагромождения песков, галечников и валунных суглинков, принадлежащей, по-видимому, к
зоне сжатия на стыке льдов Карского и Таймырского центров.
Бровка обрыва изрезана термокарами, вдающимися в равнину на 100-150 м (рис. 2, а).
Вблизи одного из них расположено узкое, около 0,5 км длиной просадочное озеро, далее
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (Проект № 95-05-14512).
2 Такое название предпочтительнее, поскольку термин "гляциокарст" в англоязычной литературе
означает подледниковый карст по известнякам.
52

Рис. 1. Обзорная карта исследуемого района
1 - граница позднеплейстоценового оледенения
на Западно-Сибирской равнине (по Астахову
В.И. [1] с дополнениями); 2 - зона конвергенции
льдов Таймырского и Путоранского центров с
льдом Карского центра; 3 - граница
распространения приповерхностной мерзлоты в
минеральных грунтах [4]; 4 - участки озерного
гляциально-термокарстового рельефа. Цифрами
показаны обнажения реликтов оледенения
имеется еще несколько параллельных озеру хасыреев3 и ложбин, разделенных невысокими
грядками.
В термокаре обнажилась изначально мерзлая зырянская морена - диамиктовый
ледогрунт с валунами и линзами почти чистого льда [6, И, 12]. Она образует опрокинутые
на северо-восток лежачие складки (рис. 2, б).
На слабоволнистой поверхности этой морены, под слоем сезонного протаивания
залегают крупные (до 4-6 м мощностью), обращенные выпуклостью вверх линзы
малольдистого диамиктона, наслоенные толстыми пачками, каждая из которых промерзала
эпигенетически. Это скопления морены сплывания (флоу-тилла), которая концентри¬
ровалась в бывших понижениях поверхности мертвого льда и затем превратилась в
инверсированные положительные формы. Их расположение как и простирание озер,
хасыреев и ложбин на поверхности, вероятно, отражает характерное для базальных слоев
льда в зоне сжатия чередование в целом перпендикулярных его движению полос (чешуй) с
разным содержанием дебриса (дресвы), подчеркнутое затем неравномерной просадкой.
Ориентировка форм и характер складок указывают на движение льда здесь на ССВ - 20°,
что можно связать с боковым растеканием лопасти потока, двигавшегося с северо-запада в
один из этапов деградации по енисейской депрессии.
Более интенсивный просадочный гляциально-термокарстовый рельеф в этом районе
развит на противоположном берегу Енисея на водоразделе с р. Малой Хетой (рис. 2, в).
Меридиональная полоса подобного водораздельного рельефа шириной около 20-30 км
непрерывно протягивается отсюда более чем на 370 км на юг вдоль Енисея до широты устья
р. Курейки и отчетливо обозначилась на карте заозеренности Западно-Сибирской равнины
[13]. Она приурочена к зоне аккумулятивного ледникового рельефа, которая в течение
долгого времени считалась единой фронтальной краевой грядой стадии отступания
Путоранского щита [14, 15], но скорее состоит из краевых морен трех или более смежных
лопастей [16].
3 Хасырей - заболоченная и заозеренная котловина термокарствого происхождения.
53

рис. 2 (а)
рис. 2 (б)
Второй пример относится к среднему течению р. Большая Хета (рис. 1, 2), где выход
крупных (4-6 м) наклонных пластов реликтового мореносодержащего льда был обнаружен
в 1982 г. А.С. Лавровым, а затем изучен Е.Г. Карповым [17]. Слоистая залежь из льда и
ледогрунта (рис. 3) обнажалась в одном из нескольких врезанных в берег высотой до 40 м
термокаров (100x100 м). Она имеет по данным Е.Г. Карпова4 мощность 9-14 м, содержание
льда составляет от 52 до 215%. О ледниковом генезисе говорит присутствие во льду валунов
и гальки, сложная с внутренними несогласиями дислоцированность, а также нарушения
вверху подстилающих слоистых водных осадков. Залежь перекрыта малольдистой мореной
сплывания (до 16 м) и склоновыми суглинками с клиновидными жилами льда толщиной до
0,5 м (результат оживления солифлюкции в голоцене и последующего похолодания).
4 Авторы признательны Е.Г. Карпову за предоставленные материалы.
54

Рис. 2(в)
Рис. 2. Проявления гляциального термокарства в районе Усгь-Порта на Енисее
а - поверхность правобережной моренной равнины, обрывающейся к Енисею (в термокаре на переднем
плане в тени - обнаженные мерзлые ледниковые отложения, на поверхности - просадочное озеро и
хасыреи); б - видимое на рис. 2, а обнажение складчатой изначально-мерзлой льдистой морены (высотой
около 15 м) в термокаре, вверху разреза (справа и слева) - скопления морены сплывания; в - озерный
ландшафт на северной оконечности междуречья Енисея и Малой Хеты (возвышенность Ямная)
Рис. 3. Выход погребенного мореной сплывания дислоцированного льда и ледогрунта в
термокаре на р. Большая Хета (фото Е.Г. Карпова)
55

Рис. 4. Гляциальный озерный термокарст (рисунок по аэроснимкам)
1 - термокарстовые озера, 2 - основные водотоки, 3 - ложбины и полосы стока, 4 - обнажение льда и
ледогрунта на р. Большая Хета (рис. г). Местоположение участков см. на рис. 1
Правобережье Большой Хеты вблизи этого обнажения представляет собой западную
окраину пологоволнистой моренной равнины высотой около 70 м, в разрезе которой
присутствуют подморенные морские межледниковые казанцевские слои. На ней имеются
немногочисленные, но значительно углубленные в ее поверхность озера, большинство из
которых должно быть связано с вытаиванием залежей сходных с описанной. Сравнительная
редкость озер здесь объясняется надежностью защитного покрова из абляционного
материала в условиях плоского рельефа. Форма озер (рис. 4, г) вероятно зависит и от
формы залежей и от условий их залегания. Вытянутые озера, по-видимому, соответствуют
наклонным пластам ледогрунта, расположенным близко к поверхности. Иногда в этом
случае образуется подобие куэстового рельефа (рис. 4, б). Восточные берега этих
меридиональных озер - крутые обрывистые, западные - пологие.
На западе эта равнина граничит с широкой возвышенной (до 150-190 м) дугообразной
полосой с высокой заозеренностью (рис. 4, а), которая простирается по левобережью
Большой Хеты от ее низовьев и далее до района озер Советских. Эта зона ярко
выраженного аккумулятивного ледникового рельефа традиционно считалась отмечающей
максимальное распространение Путоранского покрова на Западно-Сибирскую равнину в
позднем плейстоцене. Но, по-видимому, только в своей южной части она является краевой,
а севернее 68° с.ш. связана с радиальной компрессионной зоной в месте конвергенции
карских и среднесибирских льдов.
Большинство из озерных котловин, без сомнения; имеют просадочное происхождение,
причем глубина впадин составляет десятки метров, только часть удлиненных озерных ванн,
ориентированных перпендикулярно ледниковому краю, например, в районе озер Советских,
возможно связана с (подледной?) эрозией талыми водами [3]. Уровень воды в близко
расположенных озерах часто находится на разной высоте. Лишь немногие из впадин
дренированы и озера спущены. Во многих случаях на крутых склонах котловин на
аэроснимках обнаруживаются серии свежих термокаров. В них иногда находятся мелкие
озерки. Нередки признаки возобновления просадочного процесса в виде термокарстовых
террас на склонах котловин. На некоторых из них развит полигонально-жильный рельеф в
разных стадиях протаивания и разрушения.
Расположение большинства озер явно подчинено внутренней структуре аккумулятивного
пояса. Например, удлиненные небольшие озера находятся в межгрядовых впадинах
56

линейно-грядового рельефа, свидетельствующего о скибовой структуре [18, 19] ледни¬
кового комплекса (рис. 4, д), в которой между пластами выжатых песчаных пород (выходы
которых принимались здесь раньше за маргинальные озы [20]) вероятно присутствие
пластин льда.
Кроме того, на равнине имеются и очень узкие, шнуровидные озера в руслах небольших
постоянных водотоков. Они объясняются гидротермическим протаиванием [21] в тех
местах, где ручья пересекают ледяные залежи.
Третий пример относится к району оз. Мамонтово (рис. 1, 3\ рис. 4, в), расположенному
на левобережье Турухана близко и к границе раннезырянского оледенения и к южной
границе мерзлоты. Выход загрязненного льда на восточном берегу озера видимой
мощностью около 18 м, содержащего валуны и гальку и покрытого маломощным
суглинком, был обнаружен Ю.А. Лаврушиным [22] и изучался Е.Г. Карповым [17].
По данным Е.Г. Карпова озеро имеет глубину 45 м, причем большие глубины
начинаются сразу у берега, дно находится на 26 м ниже уровня моря. Восточный льдистый
берег постоянно и быстро разрушается, образуя причудливые формы. Во льду отмечены
наклонная полосчатость, благодаря чередованию льда и несортированного грунта, и валуны
размером более 0,5 м с ледниковой обработкой. Льдистость грунтовых прослоев составляет
63-119%.
В этой части прикраевой полосы от озер Советских и далее к югу возвышенный
ледниковый аккумулятивный рельеф сильно размыт талыми водами [3]. Его прорезают
глубокие, возможно наследующие трещинную сеть мертвого льда ложбины стока, главным
образом, юго-западного направления, но имеются и поперечные. На склонах некоторых
ложбин видны термокары. Большинство наиболее крупных озер, в том числе и оз. Ма¬
монтово, здесь приурочено к ложбинам, глубокие котловины озер сформировались и
продолжают формироваться в результате просадки днищ ложбин и разрушения берегов
термоабразией. Часть котловин уже дренирована. На разобщенных ложбинами на от¬
дельные массивы возвышенностях имеются участки свежего просадочного рельефа, сход¬
ного с распространенным севернее, но, в общем, он здесь развит значительно слабее.
Наконец, четвертым, наиболее изученным местонахождением является крупная залежь
реликтового ледникового льда "Ледяная гора" на правом берегу Енисея у Полярного круга
(рис. 1,4) [6, 7 и др.], где установлено несколько циклов гляциально-термокарстового
процесса, зависевших от колебаний климата за последние 40 тысяч лет [1, 23]. Рас¬
положенные неподалеку крупные озера Маковское и Налимье не являются термокар¬
стовыми; это типичные экзарационные котловины, сопровождаемые составляющими с ними
гляциотектонопару моренными валами.
Южнее принятой границы постоянной приповерхностной мерзлоты в минеральных
грунтах узкая (10-15 км), выдержанная цепочка гляциально-термокарстового рельефа с
отметками до 150-170 м протягивается почти меридионально от 65,5° с.ш. до 63° с.ш. вдоль
бровки уступа возвышенного Лобового материка на левобережье Енисея. Здесь таяние
льдов либо закончилось совсем недавно, либо кое-где еще продолжается. Эта моренная
полоса, по всей вероятности, обозначает южный предел позднеплейстоценового оле¬
денения.
По окончании раннезырянской стадии, после стаивания основной массы льда и
погребения его остатков, термокарст временами усиливался в соответствии с колебаниями
климата, но особенно благоприятными были условия инсоляционного нагревания почвы в
раннем голоцене и общего потепления в среднем.
Наиболее интенсивные проявления гляциального термокарста в Приенисейской Сибири
связаны с ледниково-аккумулятивными возвышенностями краевых, прикраевых и радиа¬
льных зон сжимающих деформаций. Участвующие в сложных структурах ледниковой
тектоники таких зон пласты и массивы базального льда и ледогрунта оказались в условиях
неровного рельефа более уязвимыми для инсоляционного прогревания из-за усиления
склонового сноса защитного покрова. Озерный термокарст и теперь развивается здесь
через стадию сплывов и термокаров. Относительно небольшое развитие инсоляционного
котловинного термокарства на водоразделах на юге территории, по сравнению с ее
севером, может быть следствием того, что на юге в голоцене раньше поселилась древесная
растительность, оказывающая затеняющее и закрепляющие склоны влияние.
На моренных равнинах вне компрессионных зон, где погребающий лед покров более
устойчив, основные причины гляциального термокарста - гидротермические. Таяние
верхушек залежей здесь начинается либо в результате термоэрозии, либо из-за запол¬
ненных водой просадок в покрове, в частности, при вытаивании ледяных жил.
57

В целом, гляцигенный ледогрунтовый комплекс, нарастивший, а частью заместивший, в
раннезырянское время верхнюю часть геологического разреза криолитозоны являлся в
голоцене инерционным образованием при деградации мерзлоты. Продвижение к северу
границы отрыва подошвы деятельного слоя от многолетнемерзлых пород тормозилось
высокой льдистостью изначально-мерзлых морен (из-за дополнительных затрат тепла при
фазовых переходах), тогда как следы отепляющего влияния самого ледника были уже
полностью стерты позднеплейстоценовым похолоданием. Вероятно именно поэтому ранне¬
среднеголоценовое отступание мерзлоты не достигло здесь фронтальной стадии, а только
термокарстовой, "перфорационной" [24, 25].
Гляциально-термокарстовые формы распространены также на Северо-Сибирской
низменности, они имеются на Гыданском полуострове. Вероятнее всего крупные озера
Ямала, имеющие глубину в десятки метров относятся к этой же категории. В арктическом
Зауралье выявлены морфометрические отличия озерного термокарста на породах
ледникового комплекса от развитого на других отложениях [26].
Южнее границы позднеплейстоценового оледенения встречаются только единичные
глубоко-котловинные озера (например, оз. Кинтус на правобережье Нижнего Иртыша с
глубиной более 40 м), большинство же просадочных впадин на моренах уже заполнилось
осадками. Их иногда можно наблюдать в разрезах.
Гляциально-термокарстовые озерные котловины достигают большей глубины, чем
возникающие от протаивания других распространенных видов подземных льдов. Кроме
того, их обычно отличают разнообразие очертаний береговой линии и подчиненность
расположения определенными гляциоструктурами. Что же касается интерпретации опи¬
санных явлений как результата таяния инъекционно-сегрегационных льдов, она пред¬
ставляется неприменимой к данным геологическим и геоморфологическим условиям.
Гляциально-термокарстовый рельеф аккумулятивных возвышенностей Западной Сибири
аналогичен распространенному в краевом поясе последнего оледенения в Европейской
России [27], с той разницей, что там он уже закончил свое развитие после последнего
ледникового максимума, но еще сохранил свежесть, а в Сибири продолжает развиваться со
времени предпоследнего. И в том и другом регионах следы в рельефе домикулинских
(доказанцевских) гляциально-термокарстовых процессов почти не сохранились.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Astakhov V.I. The last glaciation in West Siberia // Sveriges Geologiska Undersokning. 1992. Ser. Ca 81. P. 21-
30.
2. Стрелков C.A. Север Сибири. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1965.
338 с.
3. Земцов АЛ. Геоморфология Западно-Сибирской равнины. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1976. 344 с.
4. Геокриология СССР. Западная Сибирь. М.: Недра, 1989. 454 с.
5. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Реликты плейстоценовых ледниковых покровов в области вечной
мерзлоты как объект палеогляциологического изучения // Матер, гляциол. исслед. 1986. В. 55. С. 65-72.
6. Соломатин В.И. Петрогенез подземных льдов. Новосибирск: Наука, 1986. 216 с.
7. Карпов Е.Г. Подземные льды Енисейского Севера. Новосибирск: Наука, 1986. 136 с.
8. Astakhov V.I., Kaplyanskaya F.A., Tarnogradsky V.D. Pleistocene permafrost of West Siberia as a deformable
glacier bed // Permafrost and periglacial processes. 1996. V. 7. N 2. P. 165-191.
9. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Происхождение санчуговской толщи и проблема морских
трансгрессий на севере Западной Сибири // Колебания уровня Мирового океана в плейстоцене. Л.: Изд-
во Геогр. об-ва СССР, 1975. С. 53-95.
10. Троицкий CJ1. Морской плейстоцен сибирских равнин. Стратиграфия. Новосибирск: Наука, 1979. 294 с.
11. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Реликтовые глетчерные льды на севере Западной Сибири и их
роль в строении районов плейстоценового оледенения криолитозоны // Докл. АН СССР. 1976. Т. 231.
№ 5. С. 2285-2287.
12. Каплянская Ф.А., Тарноградский ВД. Реликтовые глетчерные льды и их роль в строении четвертичного
покрова и рельефа области многолетней мерзлоты // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. серия. 1978. Т. 297. С. 65-76.
13. Рельеф Западно-Сибирской равнины / Земцов А.А., Мизеров Б.В., Николаев В.А. и др. Новосибирск:
Наука, 1988. 192 с.
14. Стрелков С.А. Генезис ледникового рельефа и краевых образований на равнинах северо-востока
Западной Сибири // Краевые формы рельефа материкового оледенения на Русской равнине (Тр. Комис.
по изуч. четв. пер. Вып. XXI) М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 118-125.
15. Проблемы экзогенного рельефообразования. Кн. I. Рельеф ледниковый, криогенный, эоловый, кар¬
стовый и морских побережий / Под ред. Тимофеева Д.А. М.: Наука, 1976. 430 с.
58

16. Карта четвертичных отложений СССР. М-б 1:2 500 000. Л.: Мингео СССР, 1976.
17. Карпов Е.Г. Подземные льды Енисейского севера: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. Якутск: Ин-т
мерзлотоведения СО АН СССР, 1984. 22 с.
18. Clayton L., Moran S.R. A glacial process-form model // Glacial geomorphology. N.Y.: Univ. of New York, 1974.
C. 89-119.
19. Левкое Э.А. Гляциотектоника. Минск: Наука и техника, 1980. 278 с.
20. Соколов В.Н. Геология и перспективы нефтегазоносности арктической части Западно-Сибирской
низменности. Л.: Гостоптехиздат, 1960. 154 с.
21. Шур ЮЛ. Термокарст. М.: Недра, 1977. 80 с.
22. Лаврушин ЮЛ. Стратиграфия четвертичных отложений долины среднего течения р. Турухан // Тр.
ГИН АН СССР. 1959. В. 32. С. 122-142.
23. Astakhov V.I., Isaeva L.L. The Tee hill’: an example of retarded deglaciation in Siberia // Quaternary Sc. Rev. 1988.
V. 7. P. 29-40.
24. Астахов В.И. Палеогеографическая обстановка деградации плейтоценовой мерзлоты в Западной
Сибири // Геокриологические исследования в арктических районах. Тюмень: Ин-т проблем Севера, 1990.
С. 11-19.
25. Astakhov V.I. The mode of degradation of Pleistocene permafrost in West Siberia // Quaternary International. 1995.
V. 28. P. 119-121.
26. Астахов В.И. Классификация некоторых типов четвертичных отложений по морфометрическим
параметрам озерных котловин (Южный Ямал) // Автоматизированная обработка данных аэроко¬
смических съемок при геологических исследованиях. Л.: ВСЕГЕИ, 1983. С. 127-136.
27. Чукленкова И.Н. Морфометрические исследования древнеледниковой морфоскульптуры. М.: Наука,
1982. 76 с.
ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского Поступила в редакцию
26.01.97
ON THE GLACIAL THERMOKARST AT THE NORTH OF PRIENISEY SIBERIA
F.A. KAPLYANSKAYA, V.D. TARNOGRADSKY
Sum m a г у
In this region glacial thermokarstic relief is widespread and its formation is running on as may be seen from remote
sensing materials and from analysis of late glaciation’s relics in the cryolithozone. The structure of glacial forms stamps
on lake distribution and shape. Thermokarst is generated by reducing of ablation protective cover, by growth of
seasonal thawing layer, by thermal erosion, by influence of other water bodies which appear due to melting of another
types of ice. It was especially intensified in the Early Holocene and during climatic optimum because of high level of
insolation.
УДК 551.435.2/477.75/
© 1998 г. A.A. КЛЮКИН
ЭВОЛЮЦИЯ КРУТЫХ СКЛОНОВ КРЫМСКИХ ГОР
Склоны, крутизна которых близка к углу естественного откоса, выделяют в особую
группу [1-3]. Элювий коренных пород на них прикрыт чехлом крупнообломочных продук¬
тов выветривания, практически не затронутых почвообразованием, с редкой раститель¬
ностью. Грунты чехла перемещаются делювиальным процессом и крипом. Склоны
развиваются в обстановке динамического равновесия между снижением поверхности чехла
и поступлением в него продуктов выветривания из подстилающих пород.
Цель статьи - рассмотрение динамики и эволюции подобных склонов в условиях
Крымских гор. Исследования проводились в низкогорных лесостепных ландшафтах
бассейна р. Ворон, хребтов Кардага и Эчкидага на абсолютных высотах до 400 м, в климате
59

Условия и скорость
Местополо-
Геологическое строение
Характеристика склонов
Экзогенные процессы
жение
грунты чехла
породы цоколя
крутизна, °
проектив¬
ное покры¬
тие, %
Бассейн
Дресвяно-
Флиш верхней
38
8
Делювиальный снос,
р. Ворон
суглинистая
юры
33-46
0-20
крип, солифлюкция,
порода
микрооплывины,
суффозия
Хребет
Эчкидаг
Тоже
Тоже
36
20
Тоже
Бассейн
Дресвяно¬
Флиш верхнего
35
21
••
р. Ворон
супесчаная порода
триаса - нижней
юры
31-38
1-30
Хребты
Щебень и глыбы с
Вулканиты
31
24
Подповерхностный
Карадага
песком
средней юры
28-36
5-30
смыв, крип
Бассейн
Гравий и галька с
Конгломераты
33
4
Тоже
р. Ворон
песком
верхней юры
32-36
2-5
Примечание. В числителе - средние, в знаменателе - граничные значения; знак "+" обозначает акку¬
муляцию.
переходном от средиземноморского к умеренно-континентальному засушливому с жарким
летом и мягкой зимой. Средняя годовая температура воздуха составляет 9-12°С, абсолют¬
ный минимум достигает -25°С, а абсолютный максимум +39°С. Суточная амплитуда коле¬
баний температуры на поверхности почвы не превышает 42°С, а годовая амплитуда - 86°С.
Безморозный период длится 200-240 дней. Иногда почвогрунты промерзают на глубину до
35 см. Атмосферные осадки выпадают очень неравномерно и в основном в жидком виде.
Среднее годовое количество осадков и величина испаряемости составляют соответственно
400-600 мм и 800-965 мм. Максимальные суточные осадки достигают 100-200 мм. Снег
выпадает за зиму несколько раз, но долго не лежит.
Рассматриваемые склоны являются составным звеном коротких выпуклых и выпукло-
вогнутых склонов молодых оврагов 1-2-го порядка. Их средняя крутизна изменяется в
зависимости от строения от 31 до 38°, а среднее проективное покрытие растительностью,
состоящей в основном из томилляров, колеблется от 4 до 24% (табл. 1). Цоколь склонов
сложен существенно глинистыми и скальными породами. К первой группе относятся
флишевые и флишоидные отложения верхней юры и верхнего триаса-нижней юры
(таврическая серия), а ко второй - верхнеюрские песчаники, конгломераты и среднеюрские
вулканиты. Чехол отложений представлен на них соответственно связными и несвязными
крупнообломочными грунтами мощностью до 10-20 см.
Основным компонентом мезозойских флишевых и флишоидных отложений являются
аргиллитоподобные глины гидрослюдистого состава. Грунты чехла, лежащие на них,
покрыты коркой с отмосткой. В них снизу вверх по разрезу и сверху вниз по склону в
1,5-2 раза возрастает количество мелкозема (< 2 мм) и глины (< 0,005 мм). На
верхнеюрском флише от кровли элювия к чехлу и поверхностной корке сменяются,
согласно классификации крупнообломочных отложений [4], грунты 4, 3 и 2-го классов -
дресва с суглинком, дресвяно-суглинистая порода и дресвяный суглинок, а на флише таври¬
ческой серии - дресва с супесью, дресвяно-супесчаная порода и дресвяная супесь (рисунок).
Связный дресвяный суглинок в сухом состоянии образует прочную корку мощностью
60

Таблица 1
денудации склонов
Методы
дендро хронологический
микронивелирования
прокрашенных створов
Скорость денудации
интервал
времени, лет
средняя скорость,
мм/год
интервал
времени, лет
средняя скорость,
мм/год
интервал
времени, лет
средняя
скорость,
мм/год
21-53
3,9
15
5,6
1,8-13,5
+0,1-13,4
-
-
10
4,2
+6,5-10,8
-
-
4-105
5,3
15
4,6
1,3-10,0
+1,4-9,5
-
-
-
-
4,5-9,5
72
1-206
20-74
0,3
0,1-0,5
-
-
14
285
1-3 см, а слабосвязная дресвяная супесь - непрочную корку толщиной 0,5-1 см. Вывет¬
ривание обломков пород эффективнее в поверхностном горизонте чехла, что благоприят¬
ствует его обогащению глинисто-пылеватыми частицами. В глинистой фракции чехла
увеличивается количество смешаннослойных образований монтмориллонит-гидрослю-
дистого ряда, в связи с чем возрастают гидрофильность и набухание, но преобладание
гидрослюд и небольшое содержание глины определяют низкие значения пределов пластич¬
ности и текучести, делают грунты неводопрочными, быстро размокающими. Дисперсные
продукты выветривания пород-компонентов таврического флиша при влажности 22-26%
ведут себя как дилатанные образования, склонные к внезапному разжижению [5]. Глинис¬
тые частицы утрачивают цементирующую роль, грунт размокает и течет. Дресвяная супесь
поверхностной корки быстро размокает и легко разрушается дождевыми каплями. Дресвя¬
ный суглинок размокает медленнее и при выпадении интенсивных ливней на сухой прочной
корке формируется поверхностный сток и происходит мелкоструйчатый размыв. Часть
воды проникает по трещинам под корку и вызывает суффозию. По мере промачивания
грунта возникают условия для его массового движения.
На склонах, сложенных скальными породами, лежит чехол несвязных крупнообломоч¬
ных отложений, состоящий из двух горизонтов мощностью по 5-10 см. Верхний горизонт
представлен дресвой, щебнем и глыбами или гравием, галькой и валунами. В нижнем
горизонте к ним добавляется песчаный заполнитель (рисунок). Крупнообломочные отложе¬
ния образуют россыпи и небольшие каменные потоки, выполняющие ложбины в коренных
породах. На вулканитах Карадага встречаются также более крупные и мощные реликтовые
образования, похожие на курумы.
На склонах проявляется комплекс денудационных процессов (табл. 1). В связных грунтах
чехла господствуют делювиальный снос, гидрогенный и криогенный крип, микрооплывины
и солифлюкция, а в несвязных - подповерхностный смыв мелкозема, термогенный и
криогенный крип. В микрорельефе и ландшафтах есть немало признаков-индикаторов,
свидетельствующих о снижении поверхности, перемещении обломков и всего чехла. О
снижении склонов свидетельствуют отмостка и эрозионные борозды на связных грунтах,
61

Интегральные кривые гранулометрического состава отложений (0-10 см) склонов крутизной, близкой к углу
естественного откоса, сложенных флишем верхней юры (7), верхнего триаса - нижней юры (2), осыпным
коллювием последнего (3) и конгломератами верхней юры (4)
обнаженные корни и бугры-останцы, пронизанные корнями растений. На совместное прояв¬
ление делювиального сноса и крипа указывают аккумуляция отложений у препятствий-
экранов в виде микротеррас и бугорков, наклон поликарпических трав вниз по склону и
распространение их стержневых корней в чехле по склону на 10-30 см, где они ’’заякорены"
в элювий. О перемещении обломков и чехла свидетельствуют трещины, микробугристость
и торошение корки, наклоны и разрывы дернины (связный грунт), лишайники на нижней
стороне обломков и наползание камней на растительность (несвязный грунт). У основания
склонов отложения размываются временными водотоками и устойчивых аккумулятивных
форм не образуют.
Процессы, происходящие на склонах, зависят от грансостава, количества и влажности
мелкозема, определяющих консистенцию грунтов чехла. Из-за относительной сухости
климата влажность последних обычно невелика и значительную часть года они пребывают
в полутвердом состоянии. Пространственное изменение влажности у поверхности и по¬
дошвы дресвяно-супесчаных отложений чехла изучалось в бассейне р. Ворон [6]. Во время
типичной летней погоды влажность грунта изменялась от 0,7 до 3,0% у поверхности и от 4,2
до 8,2% на глубине 10 см, а во время типичной зимней погоды - соответственно от 7,1 до
18,0% и от 8,5 до 14,6%. В теплый период года влияние экспозиции на влажность выражено
слабо, а в холодный период влажность грунта выше на северных и восточных склонах.
Наблюдения за динамикой влажности дресвяных суглинков поверхностной корки чехла
(0-2 см), проведенные В.Е.Новиковым в разные сезоны года на типичном склоне южной
экспозиции крутизной 36°, показали, что влажность редко и недолго превышает предел
пластичности (табл. 2). Средняя суточная влажность грунта достигала 15,4-20,7%. При
максимальных значениях на склоне локально формировались микрооплывины. Влажность
превышала предел пластичности гораздо чаще и дольше в холодный период года. В теплый
период грунт терял большую часть влаги в первые сутки после дождя. Даже после
выпадения осеннего ливня величиной 38,0 мм влажность к моменту отбора пробы уже
снизилась до 17,1%, через сутки уменьшилась в 2,2 раза, а через двое суток - в 4,4 раза и
приблизилась к фону. В холодное время для этого понадобилось бы около недели. В
периоды наблюдений, выделенные в табл. 2, осадков выпало на 8,3-81,5% больше месячных
норм, за исключением августа (12,3% от нормы).
Глубина промачивания и влажность грунта, механизмы проявления и активность склоно¬
вых процессов зависят от количества и интенсивности атмосферных осадков. Около 85%
годовой суммы осадков выпадает в виде дождей: длительных - обложных и кратковре¬
менных - ливневых. Первые характерны в течение всего года, и их суточное количество
обычно менее 10 мм (незначительные дожди), а вторые характерны в теплый период года, и
их суточная величина нередко больше 10 мм (значительные дожди). Незначительные дожди
(90% случаев) промачивают верхний горизонт отложений, вызывая слабый делювиальный
снос и крип. Частая смена увлажнения высушиванием благоприятствует выветриванию
обломков пород и обогащению горизонта мелкоземом. Значительные дожди выпадают 10-
20 раз в год, промачивают весь чехол, сопровождаются поверхностным и подповерхностным
стоком, смывом и размывом. Значительные обложные дожди вызывают в связном
62

Таблица 2
Средняя суточная влажность поверхностного (0-2 см) горизонта дресвяных суглинков
Период наблюдений
Атмосферные осадки
Средняя суточная влажность, %
месяцы
1981 г.
количество
дней
количество
дождей
сумма, мм
суточный
максимум,
км
минимум
максимум
более 16%
I
26
7
32,5
9,2
1,2
20,7
34,6
Ш-IV
32
11
57,9
19,5
0,7
20,7
9,4
УШ
13
1
6,2
6,2
0,7
15,4
0,0
X
24
4
40,3
38,0
0,6
17,1
4,2
грунте дефлюкцию и микрооплывины, а ливни добавляют к ним активную капельную и
мелкоструйчатую эрозию. При высыхании в связном грунте образуется полигональная
система трещин шириной 1-10 мм. Примерно на столько же перемещается корка чехла вниз
по склону в результате гидрогенного крипа от одного цикла набухания и усадки. В
несвязных грунтах происходит подповерхностный вынос мелкозема, сопровождаемый
крипом.
Осадки, близкие к экстремальным, вызывают массовое сползание и значительный
размыв грунта. Так было, например, во время выпадения обложного дождя 1-3,9.1991 г.,
изливнего за 53 ч 167 мм (Ворон) - 278 мм (Карадаг) осадков, и в июне 1977 г., когда за два
ливня на склоны Карадага и Эчкидага выпало 89,4 и 88,4 мм осадков.
В холодный период года развитие склоновых процессов зависит также от промерзания и
протаивания грунтов. При низких температурах грунты чехла, содержащие влажный
мелкозем, частично или полностью промерзают. Обычно это происходит при внедрении
арктического воздуха в тылу ныряющего циклона в условиях холодной антициклональной
погоды. Промерзание-протаивание сопровождается морозным выветриванием обломков и
криогенным крипом. В несвязных отложениях последний проявляется в виде базально¬
криогенной десерпции.
Снег обычно перераспределяется ветром, лежит неравномерно, покрывает непромерз¬
шие и промерзшие грунты. При быстром таянии формируется поверхностный и подповерх¬
ностный сток, происходит делювиальный снос. При медленном таянии в непромерзших
связных грунтах проявляются дефлюкция и микрооплывины, а в частично протаявших -
дефлюкция и солифлюкция. Эти процессы нередко активнее на склонах "теплых" экспо¬
зиций, куда ветры северных румбов перемещают снег.
На протаивающих склонах иногда происходят процессы, сходные с децерацией и
движением бороздящих валунов. В марте 1992 г. в бассейне р. Ворон от прибровочных
овражных склонов крутизной 40°С отделялись микроблоки из пластичного суглинка,
которые соскальзывали к тальвегам вместе с дерниной, где переворачивались или наполза¬
ли друг на друга. Тогда же от мелкоступенчатого структурного склона крутизной 32-37°,
сложенного верхнеюрскими песчаниками, по трещинам напластования, заполненным льдом
и влажным мелкоземом, отчленялись и соскальзывали на 1-5 м небольшие плитчатые
глыбы. С их движением связано образование борозд выпахивания и валиков из содранного
грунта и дернины.
Условия холодного периода, когда грунт влажнее, больше благоприятствуют проявле¬
нию процессов массовых движений грунта, а теплого периода - появлению делювиального
сноса. Склоновые процессы активизируются во время сравнительно суровых зим и
периодов, когда осадки превышают норму (1982, 1987, 1988, 1991, 1992, 1996 гг.). Сильно
расчлененному низкогорному рельефу свойственны большая мозаичность гидротерми¬
ческих условий и многообразие механизмов перемещения грунта по склонам.
Активность делювиального сноса характеризуется скоростью снижения поверхности, а
крипа - скоростью перемещения грунта вниз по склону. Оба вида скоростей рассчитаны с
помощью методов микронивелирования, дендрохронологического, прокрашенных створов,
фотометода [7], метода Рудберга [8] и отображены в табл. 1.
Движение чехла дресвяно-супесчаного грунта в направлении наклона оценено по
перемещению деревянных цилиндров пяти скважин, находившихся на профиле в верхней,
63

Скорость сползания камней по склону
Таблица 3
Период наблюдений
Скорость сползания, мм/год
даты
количество лет
камень № 1
(13 кг)
камень № 2 (2,5 кг)
1.2.1987 г.- 1.8.1989 г.
2,50
88
104
1.8.1989 г. - 1.2.1991 г.
1,50
67
67
1.2.1991 г. - 1.8.1995 г.
4,50
40
62
1.8.1995 г. - 1.6.1997 г.
1,83
56
89
Средняя
10,33
58,4
77,7
средней и нижней частях овражных склонов крутизной 35° и длиной 30 м (южная экспо¬
зиция), 40° и 10 м (северная экспозиция). Эксперимент продолжался 3 года (1.5.1982 г. -
1.5.1985 г.). Он показал, что чехол отложений мощностью 9-11 см одновременно снижался и
оползал. Характерно быстрое нарастание скорости снизу вверх по разрезу и сверху вниз по
склону. На склоне северной экспозиции грунт перемещался в основном крипом со
скоростью, возрастающей от подошвы в кровле чехла, с 3,0 до 19,0-42,7 мм/год. На склоне
южной экспозиции проявлялся крип со средней скоростью от 1-2 мм/год на глубине 9-10 см
до 4,3-24,0 мм/год на глубине 4-5 см. Верхняя часть отложений перемещалась делювиаль¬
ным процессом, крипом, солифлюкцией, микрооплывинами, а также овцами и козами,
выпасаемыми на склоне, на 96,7-1466,7 мм/год. Деревянные цилиндры были вымыты из
чехла и оказались на поверхности. Эксперимент осуществлен в засушливые годы, когда
выпало 78,4-95,6% средней годовой нормы осадков.
Чехол дресвяно-супесчаных отложений хорошо промыт дождевыми и талыми водами. В
нем содержится в среднем 0,044% водорастворимых солей гидрокарбонатного состава с
участием сульфатов и хлорида натрия.
Индикатором сползания чехла отложений по склону могут служить уплощенные камни,
толщина которых соизмерима с мощностью грунта. Они движутся вместе с чехлом и не
относятся к "бороздящим валунам". Движение двух камней (13,0 и 2,5 кг) по склону оврага
изучалось в течение 10 лет в бассейне р. Ворон с помощью фотометода. В 1987 г. камни
находились в средней части выпукло-вогнутого склона южной экспозиции длиной 14 м и
крутизной 37°, покрытого чехлом дресвяно-суглинистых отложений мощностью 10 см.
Движение камней оценивали за четыре периода продолжительностью от 1,5 до 4,5 лет
(табл. 3). Скорость сползания изменялась от 40 до 104 мм/год, составив в среднем 58,4 и
77,7 мм/год. Эксперименты свидетельствуют о большой скорости перемещения чехла
продуктов выветривания флишевых и флишоидных отложений в направлении наклона
поверхности.
Для выявления доли делювиального сноса и крипа в денудации был оборудован створ из
гвоздей длиной 5 см, вдавленных по шляпку перпендикулярно к поверхности в корку из
дресвяного суглинка. Створ располагался рядом со сползающими камнями, описанными
выше, и пересекал все элементы микрорельефа нижней части склона длиной 10 м и кру¬
тизной 38°.
За один год все гвозди были частично вымыты из грунта, смещены и наклонены вниз по
склону под углами 20-85°. Их препарировка из отложений была связана преимущественно с
делювиальным сносом, а наклон - с крипом. Эти процессы проявились неравномерно из-за
различий микрорельефа, контролирующего распределение стока и влажности грунта. В
эрозионных бороздах преобладал размыв, а на водораздельных пространствах - крип.
Скорость денудации возрастала от водоразделов к бороздам. Делювиальный снос снизил
поверхность на 2-35 мм/год (в среднем на 20 мм/год), а крип переместил верхнюю часть
грунта в направлении наклона на 10-81 мм/год (в среднем на 46 мм/год). Средняя объемная
скорость делювиального сноса составила около 0,02 м3/м2 в год, а крипа - 0,002 м3/м2 год,
т.е. на порядок меньше. Период наблюдений охватывал вторую половину очень сухого
1989 г. и первую половину очень влажного 1990 г. Количество осадков, выпавших за это
время, хотя и составило 84,7% от годовой нормы, но условия холодного периода
благоприятствовали активному проявлению струйчатого размыва и крипа. Средняя
64

скорость снижения таких склонов обычно в 4-5 раз меньше и составляет 3,9-5,6 мм/год
(табл. 1). При такой скорости чехол дресвяно-суглинистых и дресвяно-супесчаных отло¬
жений будет уничтожен за 18-26 лет и постепенно замещен новым материалом, посту¬
пившим из элювия цоколя.
Крип активно проявляется и на осыпях, расположенных под обрывистыми овражными
склонами, сложенными флишем таврической серии. Верхний горизонт коллювия осыпей
мощностью 5-10 см состоит из дресвы и мелкого щебня с песком, а нижележащий - из
дресвяно-супесчаных отложений, содержащих в среднем 4,1% глинистых частиц и обладаю¬
щих некоторой связностью во влажном состоянии (рисунок). Чаще всего крип происходит в
быстро высыхающих отложениях верхнего горизонта из-за нарушения равновесия от
упавших сверху обломков. В бассейне р. Ворон, например, во время типичной зимней
погоды крип на поверхности осыпи (26 м^) визуально наблюдался 4 раза в течение часа и за
это время переместил на 1-50 см около 1 кг коллювия. При такой скорости в течение года с
1 м2 осыпи крутизной 36° может быть смещено 337 кг грунта. Средняя скорость, вероятно,
на порядок меньше.
Движение щебня и глыб вулканитов на поверхности каменных россыпей и осыпей кру¬
тизной 32-36° изучалось в 1986-1996 гг. в шести пунктах Карадага с помощью метода про¬
крашенных створов [9]. Обломки передвигались со средней скоростью от 1 до 206 мм/год
(табл. 1).
В несвязных крупнообломочных грунтах осыпей и каменных россыпей могут переме¬
щаться отдельные камни, группы камней и весь чехол. Нарушение равновесия связано с
шевелением обломков от изменения объема при нагревании-охлаждении и промерзании-
протаивании, выносом мелкозема под поверхностным стоком, воздействием свалившихся
сверху камней, уменьшением сцепления и трения при увлажнении, хождением по склонам
диких и домашних животных. В долине р. Ворон стадо из 20 голов коз способствовало
скатыванию из каменной россыпи в овраг на 0,5-10 м за 1 час около 20 кг гальки и валунов.
На расстояние менее 0,5 м сместилось, вероятно, на порядок больше.
Основная часть склонов крутизной, близкой к углу естественного откоса, образовалась
во второй половине голоцена на месте невысоких (5-10 м) бортов оврагов, созданных
глубинной эрозией и преобразуемых осыпным процессом. Эволюция таких склонов рас¬
сматривалась на моделях [10, 11]. При затухании эрозии склоны осыпного сноса отступили и
заместились склонами с проявлением делювиального процесса и крипа. Глубинная эрозия
прекратилась, так как временные водотоки были вынуждены тратить значительную часть
энергии на размыв и перемещение коллювия притальвежных осыпей. При современной
средней скорости отступания бортов оврагов, сложенных флишевыми и флишоидными
отложениями таврической серии и верхней юры, определенной дендрохронологическим
методом (соответственно 13,2 и 14,3 мм/год) и методом площадок-ловушек (соответственно
17,8 и 15,7 мм/год), для замещения одного склона другим понадобится всего около 1000 лет.
Уменьшение сноса в процессе выполаживания сопровождалось уменьшением твердого
стока и активизацией глубинной эрозии, в результате чего под склонами, покрытыми
чехлом крупнообломочных дефлюкционно- и десерпционно-делювиальных отложений,
сейчас формируются новые эрозионные врезы с обрывистыми склонами и притальвежными
осыпями.
Таким образом, охарактеризованные склоны образуют специфическую группу и яв¬
ляются промежуточным звеном на пути преобразования обрывистых склонов, сложенных
коренными породами, в менее крутые склоны, покрытые почвами. В климате, переходном
от средиземноморского к умеренно-континентальному, они развиваются под контролем
делювиального сноса и крипа, проявляющихся весьма интенсивно.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Симонов Ю.Г. Региональный геоморфологический анализ. М: Изд-во МГУ, 1972. 250 с.
2. Симонов Ю.Г., Кружалин В.И. Инженерная геоморфология. Индикационный анализ и методы иссле¬
дования. М.: Изд-во МГУ, 1990. 122 с.
3. Клюкин А.А., Толстых Е.А. Изучение скорости современной денудации склонов гор // Геоморфология.
1977. № 2. С. 62-69.
4. Шеко А.И. Оценка инженерно-геологических свойств горных пород при изучении селей // Методическое
руководство по комплексному изучению селей. М.: Недра, 1971. С. 104-126.
3 Геоморфология, № 3
65

5. Аносова Л.А., Коробанова И.Г., Копылова А.Г. Закономерности формирования свойств оползневых
отложений. М.: Наука, 1976. 184 с.
6. Боков В.А., Клюкин А.А. Влияние гидротермических условий на развитие склонов флишевого низко-
горья Крыма // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва (ВГО). 1987. Вып. 1. С. 53-57.
7. Толстых Е.А., Клюкин А.А. Методика измерения количественных параметров экзогенных геологичес¬
ких процессов. М.: Недра, 1984. 117 с.
8. Киркби М. Движение грунта // Неспокойный ландшафт. М.: Мир, 1981. С. 37-41.
9. Клюкин А.А., Михаленок Д.К. Мониторинг склоновых процессов Карадага // Запов1дна справа в Укра1н1.
Т. 1. Кан1в: 1995. С. 84-93.
10. Трофимов А.М. Основы аналитической теории развития склонов. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1974.
212 с.
11. Поздняков А.В. Динамическое равновесие в рельефообразовании. М.: Наука, 1988. 207 с.
Симферопольский государственный Поступила в редакцию
университет 30.06.97
EVOLUTION OF STEEP SLOPES IN THE CRIMEAN MOUNTAINS
A.A. KLYUKIN
Sum шагу
The slopes with inclination close to the angle of repose constitute a specific group and present an intermediate stage
in the transformation of steep slopes made of solid rocks into less steep slopes covered by soil. In the climate that is
transitional from Mediterranean to temperate continental they develop being controlled by the intensive deluvia
demolition and creep.
От редколлегии
20 августа 1998 г. исполнилось 80 лет одному из лидеров балканской географии и
геоморфологии, Лауреату Государственной Димитровской награды, члену-корреспонденту
Болгарской академии наук, профессору Кирилу Мишеву. Он широко известен своими
комплексными региональными исследованиями проблем геоморфологии Дунайской рав¬
нины, Стара-Планины, болгарского межгорья, Родоп, Черноморского побережья, работами
по среднемасштабному геоморфологическому картографированию и районированию.
Является одним из инициаторов развития в Болгарии новых научных направлений:
структурной и экологической геоморфологии, ресурсной и конструктивной географии.
Одновременно исполнилось 40 лет со дня первого посещения К. Мишевым СССР и его
специализации в Институте географии АН СССР. Занимая много лет высокие госу¬
дарственные и общественные посты, будучи руководителем Единого центра наук о Земле
Б АН, директором Географического института Б АН и председателем Национального ко¬
митета болгарских географов, он много сделал для развития тесного сотрудничества и
теплой дружбы между географами и геоморфологами наших стран.
Редколлегия журнала "Геоморфология" и лаборатория геоморфологии Института гео¬
графии РАН горячо поздравляют нашего друга и коллегу Кирила Мишева со славным
юбилеем и желают ему новых творческих свершений, счастья, здоровья и балканского
долголетия.
66

УДК 551.432(497.2)
© 1998 г. К. МИШЕВ, И. ВАПЦАРОВ
МОРФОСТРУКТУРНАЯ ВЫРАЖЕННОСТЬ В РЕЛЬЕФЕ ЗОН
СОЧЛЕНЕНИЯ ГЛАВНЫХ МОРФОТЕКТОНИЧЕСКИХ ОБЛАСТЕЙ
БОЛГАРИИ
В вопросах основных морфоструктурных (морфотектонических) подразделений Бол¬
гарии в геоморфологической и геологической литературе существует общее единство
взглядов (за исключением незначительных различий). Это подразделение сложилось еще в
начале нынешнего века и в дальнейшем не претерпело существенных изменений. Всего с
севера на юг выделяется шесть главных, субширотных, почти параллельных морфо¬
структурных областей: 1) Дунайская эпиплатформенная равнина, 2) Предбалканская
складчатая грядово-холмистая область, 3) Старо-Планинская (Балкан) хребтово-блоковая
горная система, 4) Переходная Крайщенско-Странджанская горно-котловинная, блоково-
разломная область, 5) Родопская сводово-блоковая горная система и 6) Черноморская
шельфовая область (которая вкрест простирания, поперечно наложена на перечисленные
выше области).
Разграничивающие эти морфоструктурные области зоны сочленения имеют сложную
геотектоническую обусловленность и прямое отражение в облике современного рельефа в
виде контактных геоморфологических зон (зон морфолинеаментного сочленения). В боль¬
шинстве случаев общие очертания этих контактных зон обусловлены долгоживущими
глубинными разломами, выраженными на поверхности в виде средне- и высокоамплитудных
резкоконтрастных морфолинеаментов. В целом можно выделить четыре такие зоны: 1)
Южно-Мизийскую, отделяющую Дунайскую равнину от Предбалкана, 2) Северо-
Старопланинскую, именуемую геологами фронтальной зоной ("челна ивица"), 3) Южно-
Старопланинскую и 4) Северо-Родопскую. В своем геоморфологическом облике они имеют
как общие черты сходства, так и существенные различия.
Геоморфологически наименее выразительной на всем своем протяжении является Южно-
Мизийская пограничная зона. Она сочленяет и разграничивает пластовый холмисто¬
грядовый рельеф Дунайской равнины и складчатый субструктурный (юратипный) рельеф
Предбалкана. На большом протяжении перед Западным Предбалканом эта зона сильно
расчленена, но завуалирована в рельефе слабонаклонным чехлом миоценовых отложений.
Вдоль нее здесь в рельефе выступают в виде отдельных изолированных островных возвы¬
шенностей моноклинальные гряды, представляющие остатки северо-восточных крыльев
Белоградчикской и Монтанской (Михайловградской) антиклиналей. Восточнее, вдоль
Среднего Предбалканья происходит сочленение чисто пластового рельефа со складчатыми
морфоструктурами по различным разломам, взбросам и флексурам, что довольно
отчетливо выражено в современном рельефе, для которого характерны северные уклоны
склонов гряд к соседним речным долинам и линейные эрозионно-денудационные
понижения. В районе Горно-Оряхово и Страженцы морфолинеаментная пограничная зона
сейсмически активна.
Гораздо более контрастно выражен в рельефе морфолинеамент Северо-Старопла-
нинской фронтальной зоны. Для него характерно гетерогенное тектоническое строение. В
одних частях он предопределен крупными разломами, в других - наследует круто-
наклоненную флексуру или взброс, в-третьих - фронтальную часть надвига и т.п. Эта зона
не только четко выражена в рельефе пространственно, но и генетически, в виде системы
отрицательных складчатых структур (синклиналей) вдоль южной части Предбалкана
(Салашкинская, Рибаршко-Острецкая, Кипиловская и др. синклинали). Сам морфоли¬
неамент на большом протяжении выражен как прямолинейный, средне- и высокоамп¬
литудный (1000-2000 м) макросклон, переходящий вдоль подножия в пологие формы
рельефа. Особенно выразителен он в верховьях рек Видима, Росица и в Котленском районе
экзотических форм "Чудни стени". Большая залесенность склонов, несмотря на их зна¬
чительные уклоны, препятствуют активному развитию денудационно-эрозионных про¬
цессов.
Наиболее впечатляюще и контрастно в рельефе выражена зона сочленения южного
склона горной системы Стара-Планины с Забалканскими котловинами. На протяжении
3*
67

почти 400 км это классический морфолинеамент, имеющий разломно-блоковую структуру и
характеризующийся максимальным перепадом высот до 2200 м и более. Сочленение
происходит как с резкими, так и менее резкими переходами к смежным блокам. В целом
может быть выделено несколько типов переходного рельефа: 1) резко контрастный рельеф
перехода в непосредственное сочленение с системой мелкоблоковых котловин с фацетными
и субфацетными склонами, 2) переход через систему блоково-разломных ступеней, 3) пе¬
реход в педименты и ступенчатые гласисы через пролювиально-делювиальные шлейфы, 4)
морфоструктурный поперечный порог, связывающий с соседней Средней Горой.
Южно-Старопланинский морфолинеамент обычно рассматривается вместе с примы¬
кающими к нему грабеновыми морфоструктурами и по ряду геоморфологических при¬
знаков значительно отличается от своего Северо-Старопланинского аналога. Эти различия
выражаются не только в морфографии, но и в особенностях тектонического строения, для
которого характерен как максимальный градиент неотектонических воздыманий южной
части горной системы Стара-Планины, так и соответственно максимальные опускания
Забалканских котловин, а также принципиально разные типы тектогенеза: грабено¬
блокового на юге и складчатого - на севере. Для современного облика рельефа Южно-
Старопланинского склона известное значение имеет и слабая залесенность, которая
способствует и более высокой активности склоновых морфогенетических процессов. Вдоль
этого морфолинеамента за последние 200 лет не отмечались сильные землетрясения.
Северо-Родопский морфолинеамент отделяет старый сводово-блоковый горный массив
от обширного грабена, активно развивающегося в плиоцен-четвертичное время (глубина
погружения достигает 600 м), а ныне представляющего соответствующую межгорную
тектоническую депрессию. Переходная зона сочленения выражена в виде крутого, тек¬
тонически обусловленного склона, представленного серией предгорных ступеней с
фрагментами гласисов, педиментов, старых и новых конусов выноса. Остатки вы¬
ровненного, денудационного и аккумулятивного рельефа вдоль морфолинеамента сложно и
дифференцированно сочетаются с активными современными склоновыми процессами:
обвалами, оползнями, делювиальными и пролювиальными шлейфами, которые резко
контрастно переходят к смежной низине. Северо-Родопская зона сочленения выступает и
как активная сейсмогенерирующая зона, где проявилось известное разрушительное Плов-
дивско-Чирпанское землетрясение в 1928 г.
В последнее время нами успешно разработана новая концепция эволюции Альпийского
орогена на территории Болгарии и Балканского полуострова. Орогенные сооружения
Балкан имеют многоярусную покровно-надвиговую морфоструктуру продолжительного и
сложного развития, которая прошла четыре последовательно наложенных друг на друга
этапа, обусловленных крупными горизонтальными смещениями. Заключительному нео-
тектоническому этапу, в который сформировалась современная морфоструктура, пред¬
шествовало образование исходного пенеплена, впоследствии аркогенно приподнятого в
горных системах и испытавшего блоково-разломную деформацию в Южной Болгарии. На
этом этапе сформировались главные черты морфоструктурного плана, в котором прио¬
ритет имели уже вертикальные и субвертикальные (листрические) движения, оформившие
также рассмотренные выше пограничные морфолинеаментные зоны. Для отдельных
участков этих зон зафиксированы и покровно-надвиговые образования, но вызванные
горизонтальными смещениями низшего порядка.
Детальное сравнительно-геоморфологическое изучение зон сочленения главных мор¬
фоструктурных областей Болгарии, одновременно рассматриваемых и как зоны разделения
горных, равнинных и котловинных областей на фоне крупных горизонтальных пере¬
мещений, представляет весьма перспективную научно-методическую задачу, которая дает
возможность раскрыть новые закономерности эволюции рельефа, особенно важные для
сейсмотектонического районирования и прогноза, а также для познания сущности и
динамики ландшафтных комплексов, их выделения и рационального использования.
Болгарская академия наук
Географический институт, София
Поступила в редакцию
06.01.98

MORPHOSTRUCTURAL MANIFESTATION OF THE JOINT ZONES OF MAIN
MORPHOTECTONIC REGIONS IN BULGARIA
K. MISHEV, I. VAPTSAROV
Summary
Evolution of main morphostructural region of Bulgaria and Balkan peninsular is considered on the basis of Plate-
tectonic conception. There were four stages of alpine orogenic activity with intensive lateral movements. The
significance of vertical and subvertical movements enlarged in the neotectonic epoch only. Liminar (contact)
morphostructural lineaments are characterized by tectonic deformations of high amplitudes; they have certain similarity
as well as important morphological discrepancies.
УДК 551.435.13
© 1998 г. Л.Н. НИКИТИНА, P.C. ЧАЛОВ
ЭВОЛЮЦИЯ СВОБОДНЫХ ИЗЛУЧИН И ОСНОВНЫЕ СТАДИИ
ИХ РАЗВИТИЯ
Образование и развитие излучин русла представляет собой ту форму проявления русло¬
вых процессов, которой обычно уделяется первостепенное внимание и при исследовании
динамики потока и самого русла, и в учебной гидрологической и геоморфологической
литературе, и в различного рода рекомендациях по учету русловых процессов при хо¬
зяйственном использовании рек, и даже в популярных изданиях. Существуют десятки ги¬
потез, объясняющих причины формирования речных излучин, предложены их класси¬
фикации и общие схемы развития. Среди последних в настоящее время наиболее распро¬
странены разработки Н.И. Маккавеева [1,2], И.В. Попова [3, 4], Р.С. Чалова [5].
Не останавливаясь на критическом анализе этих и других представлений, следует
отметить, что в общем случае извилистость русла есть следствие динамической неустой¬
чивости прямолинейного потока [6]. Однако большинство исследователей считает чисто
гидродинамические причины недостаточными для объяснения меандрирования; переме¬
щение наносов играет не только пассивную роль, приспосабливая дно и берега к извилис¬
тому потоку, но и является необходимым условием формирования самой извилистости
русла, обусловливая образование скоплений наносов, закрепляющих в форме русла
первичный изгиб потока. Прямым отражением характера движения наносов является
рельеф дна меандрирующих русел. Впервые его особенности описаны в конце прошлого
века Л. Фаргом, который на основании своих исследований на р. Гаронне сформулировал
ряд эмпирических законов, определяющих характер расположения плесов и перекатов в
меандрирующем русле. Эти закономерности в значительной мере были уточнены и до¬
полнены Н.С. Лелявским в начале XX в. на материале исследований рек России.
Закономерное сочетание плесов, перекатов и отмелей на излучинах свидетельствует о
размыве русел и выносе материала с участков, прилегающих к вогнутым берегам, отло¬
жении наносов у выпуклых берегов (в зонах замедления течения в нижних их крыльях) и в
местах перегиба между соседними излучинами, где происходит выравнивание скоростей по
ширине потока, и, как следствие, снижение его транспортирующей способности. В
механизме переноса частиц аллювия большинство исследователей важную роль отводит
поперечной циркуляции потока. В то же время наблюдения на моделях и речных излучинах
показывают, что при определенных условиях, особенно в случаях пологих изгибов и в
широких руслах, поперечный перенос от вогнутого к выпуклому берегу отсутствует [7]. От
преувеличения роли поперечной циркуляции в формировании излучин предостерегал
Н.И. Маккавеев [1]. Правильнее считать, что циркуляционные течения усложняют фор¬
мирование отмели у выпуклого берега, но не определяют его, формирование же самой
отмели у выпуклого берега есть следствие неравномерного поля скорости потока и
приурочено к зонам ее замедления и соответственно снижения транспортирующей способ-
69

/
I
ША
A
M
Рис. 1. Основные стадии развития свободных излучин
I - пологая сегментная излучина (1,15 1/L < 1,30); II - развитая сегментная излучина (1,30 //L < 1,50); III -
крутая сегментная излучина (//L 1,6); IV - крутые излучины (//L > 1,6): А - прорванная, Б - петлеобразная
(а, б, в - различные формы эволюции петлеобразных излучин); В - синусоидальная (а - при условии
стабилизации формы; б - при развитии излучины второго порядка на прямолинейной вставке в нижнем
крыле); V - отмирание излучин: Л - прорванных (а - превращение в старицу; б - образование пойменной
многорукавности); Б - петлеобразных (а, б, в - образование стариц при различных формах спрямления);
В - синусоидальных (а - при спрямлении у основания шпоры; б - при спрямлении ближе к вершине излу¬
чины); 1 - зоны размыва берегов
ности потока. Р. Хук [8] на основании тщательного изучения транспорта наносов и расп¬
ределения донных касательных напряжений на модели излучины пришел к выводу о том,
что рельеф дна извилистого русла формируется потоком таким образом, чтобы обеспечить
в каждой точке касательное напряжение, необходимое для транспортирования поступаю¬
щих наносов. Нарушение равновесия в ту или другую сторону вызывает либо размыв, либо
аккумуляцию: так возникают и развиваются отмели у выпуклых и плесы у вогнутых
берегов. Поперечная же циркуляция способствует размыву плеса, обусловливая дефицит
наносов у вогнутого берега, и производит моделировку рельефа отмели.
Рост прирусловых отмелей у выпуклых берегов, кроме того, зачастую связан с при-
членением побочней - прибрежных частей крупных песчаных гряд, перемещающихся в
русле [5]. Грядовое движение наносов на модели речной излучины описано З.М. Вели¬
кановой [9], которая обнаружила, что под влиянием циркуляционных течений гряды,
смещаясь, отклоняются к выпуклому берегу и здесь замедляются, увеличиваясь в размерах
и способствуя наращиванию расположенных здесь побочней.
Наращивание отмели у выпуклого берега и смещение стрежня потока относительно
геометрической оси русла, вызывающее преимущественный размыв выпуклого берега в
верхнем крыле излучины и вогнутого в нижнем, обусловливают перемещение излучины как
в продольном, так и в поперечном по отношению к оси долины направлениях [10]. В
процессе смещения, как правило, происходит увеличение кривизны излучины и интен¬
сивности ее развития до достижения критического соотношения длины русла / на излучине
и ее шага L (степени развитости излучины), / = 1,6L, т.е. до тех пор, пока сохраняется
гидравлическая выгодность извилистой формы русла по сравнению с прямолинейной.
Близкие величины получены для показателей средней извилистости свободномеандри-
рующих русел [3] и средней степени развитости спрямляющихся излучин [И]. При
превышении критической величины степени развитости свободные излучины либо спрям¬
ляются за счет формирования пойменного протока, либо трансформируются в излучины
синусоидальной формы с затухающими по мере их развития деформациями, либо в
петлеобразные (омеговидные) также с последующим затуханием деформации. Конкретные
70

JJ \
// II
" JJ
m?/ '"яг з
Puc. 2. Конкретные примеры свободных излучин, находящихся в разных стадиях развития
Л - начальная (нулевая): 1 - р. Вилюй (425-420 км от устья), 2 - р. Чулым (320-318 км), Б - пологие
сегментные излучины: / - р. Вилюй (300-290 км), 2 - р. Чулым (296-293 км); В - прорванные излучины:
1 - р. Вилюй (а - I половина Х1Хв., б - конец XIX в., 86-82 км); 2 - р. Вычегда (а - 1913-1953 гг., б -
1970-1994 гг., 209-202 км); Г- синусоидальные излучины р. Чулыма (320-318 км): сплошная линия - сов¬
ременное русло с излучинами в начальной стадии развития; пунктир - реконструированное по рельефу пой¬
мы древнее русло; Д - синусоидальные излучины р. Днестра (141-137 км);
1 - отмели; 2 - расстояние от устья, км; 3 - линия максимальных скоростей течения
формы спрямления определяются условиями прохождения руслоформирующих расходов
воды, а также высотой, рельефом, растительностью и строением поймы [5]. При прочих
равных условиях прохождение руслоформирующих расходов при затопленной пойме
способствует спрямлению русла на стадии крутой сегментной излучины, когда /~ 1,6L. В
некоторых случаях спрямляется не одна, а серия крутых свободных излучин.
Таким образом, свободные излучины в своем развитии проходят ряд стадий, каждая из
которых характеризуется специфическими особенностями их деформации (рис. 1). Это
нашло отражение в ряде классификационных схем, в которых излучины по их названию или
описанию характера деформаций по существу соответствуют определенным стадиям их
71

развития. Так Н.И. Маккавеев [2], выделяя сегментные, петлеобразные, синусоидальные и
прорванные излучины, фактически обозначил формы свободных излучин, соответствующие
тем или иным стадиям. Еще более определенно это отражено в морфодинамической
классификации речных русел [12], в которой разные типы свободных излучин размещены в
определенной последовательности и их название сопровождается характеристикой формы
смещения (продольное, поперечное, поперечно-продольное).
Наиболее распространенная причина формирования излучин русла связана с возник¬
новением извилин динамической оси потока на прямолинейных отрезках русла с по-
бочнями, расположенными в шахматном порядке (рис. 2, А-7). Противоположные побочням
берега размываются; при этом увеличивается кривизна извилин динамической оси потока,
которая находит отражение в береговой линии русла, приобретающей извилистые
очертания (рис. 2, А-2). По мере отступания берегов побочни становятся более массивными,
их пригребневые части покрываются растительностью и постепенно превращаются в
участки поймы, составляющие шпору (сегмент) формирующейся излучины. Такие излу¬
чины, находящиеся в самой начальной стадии своего развития как формы русла, в зна¬
чительной мере наследуют параметры извилин динамической оси потока и побочней, вдоль
которых они образовались. Поэтому они имеют большую кривизну, меньший шаг и стрелу
прогиба, чем зрелые меандры такой же сегментной формы. Так средняя величина шага
свободных излучин Вилюя больше таковой для извилин динамической оси потока на
прямолинейных участках русла в пойменных берегах в 2-3 раза. Это связано с тем, что
извилины динамической оси потока отражают маловодную фазу - межень, возникая в
условиях обсыхания побочней при понижении уровней воды, тогда как излучины русла,
будучи формами последнего, являются производной руслоформирующих расходов, соот¬
ветствующих многоводной фазе режима. Поэтому первоначальный изгиб потока, по¬
лучивший отражение в очертаниях береговой линии русла с побочнями, трансформируется
со временем путем разрастания побочня, расширения покрытой растительностью его части
и удлинения фронта размыва противоположного берега. Таким образом, начальный
(нулевой) этап образования излучин завершается приспособлением их параметров к вод¬
ности реки.
Как известно, радиус кривизны и шаг излучины есть функция руслоформирующего
расхода воды. При этом изгиб русла следует считать излучиной в том случае, если между
параметрами русла достигается соотношение 1/L > 1,15, где /- длина, L - шаг (UL - степень
развитости) и обеспечивается формирование соответствующего извилистому руслу рельефа
дна, формы поперечного сечения и их изменений по длине реки [13].
В дальнейшем излучины в своем развитии проходят несколько стадий. На первой стадии
река образует пологую сегментную излучину (рис. 1, I), у которой степень развитости UL
находится в пределах 1,15-1,30. Таковы, например, смежные излучины Вилюя и Чулыма,
приведенные на рис. 2, Б, у которых UL равно 1,16 и 1,18 (Вилюй) и 1,25 и 1,20 (Чулым). На
этой стадии пологая сегментная излучина в основном деформируется за счет размыва вы¬
пуклого берега в верхнем крыле и вогнутого в нижнем, что определяет ее преимущественно
продольное смещение (т.е. вниз по долине реки вдоль оси пояса меандрирования). Так как
кривизна русла при этом невелика (радиус излучины большой), скоростное поле потока
слабо дифференцировано, поперечный уклон на изгибе незначителен, циркуляционные
течения слабо развиты и искривление излучины происходит очень медленно.
Следующей (второй) стадией эволюции свободных излучин является развитая сегментная
излучина, для которой характерно соотношение 1,30 < UL < 1,50 (рис. 1, II). На таких
излучинах зоны размыва берегов также располагаются в верхнем крыле у выпуклого
берега, а в нижнем - у вогнутого, но зона размыва последнего смещена уже несколько
вверх относительно вершины излучины из-за увеличения ее кривизны. При этом
происходит смещение излучины как в продольном, так и в поперечном направлениях,
причем наблюдается активизация и того, и другого благодаря четко выраженной диффе¬
ренциации скоростного поля потока и поперечным перекосам свободной поверхности
потока. В зависимости от водного режима, литологии и строения поймы, устойчивости
русла скорости размыва берегов и соответственно продольного и поперечного смещения
излучин различны на разных реках. На Вилюе скорости продольного и поперечного
смещения составляют соответственно 20-70 и 2-20 м/год. Здесь отмечено изменение
соотношения между продольной и поперечной составляющими перемещения. При прочих
равных условиях (характере берегов, устойчивости русла и т.п.) с ростом кривизны излучин
72

К Км
/
Vnpil.,n/eoi
—‘ 1 i
г 4 s ~a
ю Zt Jff
-£ — I
Pwc. 3. Изменение скоростей продольного (Упрод) и поперечного (Упоп) смещения излучин
р. Вилюя в зависимости от их радиуса кривизны (г) (по Белому Б.В. и др. [14])
уменьшается скорость продольного и увеличивается скорость поперечного смещения
(рис. 3). На Чулыме, при других условиях руслоформирования, величины скоростей
продольного и поперечного смещения излучин изменяются в пределах 3-12 и 3-9 м/год
соответственно.
На третьей стадии развития сегментной излучины русло еще больше искривляется за
счет размыва берегов, излучина становится крутой (рис. 1, III). Степень ее развитости в
среднем составляет (1/L )ср ~ 1,6. Скорости деформаций достигают максимальных величин.
Излучина, сохраняя продольное смещение, активно искривляется за счет размывов вог¬
нутого берега, причем фронт размыва смещается вверх по отношению к вершине излучины
и ее геометрической оси.
Переход через критическое значение степени развитости излучины 1/L > 1,6 означает
начало четвертой стадии ее развития. В этих условиях, согласно исследованиям Н.И. Мак-
кавеева [1, 2] теряется гидравлическая выгодность извилистой формы русла: рост кине¬
тической энергии потока на излучине за счет неравномерного поля скорости нейтра¬
лизуется потерями энергии по длине. Соответственно можно говорить о завершении ак¬
тивного этапа развития излучины и возникновении потенциальных возможностей для ее
спрямления. Однако последние реализуются далеко не всегда, составляя лишь один из
возможных путей эволюции излучины в четвертую стадию ее развития. При благоприятных
условиях происходит спрямление русла и образование прорванной излучины (рис. 1, IV-A).
Образование спрямляющего протока осуществляется вдоль наиболее пониженной
(тыловой) части пойменного сегмента, где сосредотачивается большая часть затопивших
его вод половодья и устанавливается наибольший продольный уклон, иногда в 2-3 раза
превышающий уклон русла по излучине. При этом пойменный поток использует наименее
искривленные ложбины, межгривные понижения и заводь в нижней части сегмента, сфор¬
мировавшиеся на начальных этапах образования излучины и пойменного сегмента. Для
- * А ✓ I 1 ' * w- w — 1UVV VJVjyu XLлп. mnuuivyX\J
заболоченную ложбину с нижним концом в виде залива - курьи (рис. 1. V-Аа), либо его
включение в систему ответвлений - рукавов, составляющих пойменную многорукавность
(рис. 1, У-А6), которая характерна обычно для рек с руслоформирующим расходом,
проходящим при затопленной пойме [5]. Вообще прохождение руслоформирующего расхода
выше пойменных бровок - одна из важнейших предпосылок образования прорванной
излучины. При соблюдении этих условий излучины в нижнем течении Вилюя спрямляются
при соотношении 1/L = 1,6 - 2,0. Так, в серии излучин на 105-70 км от устья величина
показателя степени развитости перед спрямлением нескольких крутых излучин в основном
этого варианта эволюции крутой излучины последняя пятая стадия ее развития заклю¬
чается либо в отмирании старого русла и превращения его в старичное озеро или широкую
’iannnnuPUUi;iA ттлмл/лмтххг /ч - . __ г J
73

Залесенность, большая высота поймы или тяжелые глинистые грунты, слагающие ее,
препятствуют спрямлению русла при 1/L > 1,6, и дальнейшая эволюция излучины проходит
по одной из двух других схем. К такому же эффекту приводит направляющее воздействие на
поток коренного берега (его выступа или мыса), если русло выше развивающейся излучины
располагается вдоль него, или он составляет тыловую часть сегмента (шпоры),
ограниченного крыльями излучины.
Второй вариант эволюции крутой излучины на четвертой стадии развития заключается в
трансформации ее в излучину петлеобразной формы (рис. 1, IV-Ба). При этом происходит
преимущественное поперечное смещение всей излучины (поперек дна долины, вдоль
геометрической оси излучины) вследствие распространения фронта размыва вогнутого
берега на всю привершинную часть излучины, захватывая верхнее ее крыло. Одновременно
сохраняется размыв выпуклого берега в верхнем крыле в начале излучины и, вследствие
искривления русла в привершинной части, начинается размыв того же выпуклого берега со
стороны нижнего крыла излучины. Таким образом, продольное смещение излучины может
быть трансгрессивным (верхнее крыло) и регрессивным (нижнее крыло), а для всей
петлеообразной излучины характерно поперечно-продольное смещение. Встречный размыв
берегов на крыльях излучин, с одной стороны, приводит к тому, что фактически сегментная
излучина расчленяется на три излучины второго порядка, из которых центральная
наследует привершинную часть исходной излучины (или совпадает с ней), а две другие
развиваются на ее крыльях. Благодаря им происходит встречный размыв берегов на
крыльях исходной излучины, что в конечном счете приводит к спрямлению русла и
образованию на месте излучины староречья (пятая стадия). В пределах самой излучины
петлеобразной формы наблюдается не одна, а две-три плесовые лощины. Вариантами
развития петлеобразных излучин является образование излучины второго порядка либо со
стороны только верхнего, либо только нижнего крыла исходной излучины (рис. 1, TV-Ббв).
В этих случаях возможна ее трансформация в заваленную излучину [2], у которой вершина
оказывается смещенной вверх или вниз относительно геометрической оси самой излучины,
и спрямление происходит вследствие одностороннего размыва верхнего или нижнего крыла
(соответственно сверху или снизу по течению, т.е. трансгрессивно или регрессивно по
отношению к оси пояса меандрирования).
Следует отметить, что спрямление петлеобразной излучины полностью за счет
встречного размыва берегов на ее крыльях - явление довольно редкое. Чаще наблюдается
размыв ложбины во время половодья на поверхности поймы между сильно сближенными
крыльями излучины вследствие возникновения водоворотов при встрече пойменного и
руслового потоков, слива потока с поймы в русло с образованием промоины, выпахивания
льдом и т.д. Спрямление, которому способствует встречный размыв шейки излучины,
происходит при больших значениях величины показателя степени развитости излучины.
Например, на Чулыме (участок Красный завод - Ачинск) спрямление излучин проходило
при значениях показателя 1/L - 3,2; 2,7; 3,0 (рис. 2, Г).
После спрямления излучины происходит перераспределение стока воды в пользу
спрямляющего рукава. Старое русло постепенно отмирает. Русло вновь образованного
прямолинейного участка в свою очередь начинает испытывать деформации, связанные с
образованием извилины динамической оси потока между побочнями перекатов, размывом
вогнутых и аккумуляцией у выпуклых берегов. Таковы, например, участки спрямленного
русла Чулыма (рис. 2, Г). Несколько по-иному идет развитие новых излучин в спрямляющем
рукаве прорванных излучин или при сближении крыльев при встречном размыве. В обоих
случаях при спрямлении поток использует ложбины, форма и размеры которых не
соответствуют его водности, но которые определяют его первичную извилистость. Поэтому
в течение некоторого времени происходит приспособление форм русла к новым условиям.
В соответствии с увеличившейся водностью русло расширяется, и уменьшается кривизна
наметившихся излучин. Так, после спрямления в начале XX в. излучины, образующей ныне
протоку Кысыл-Сыр (126-117 км от устья), в спрямляющем рукаве (т.е. в современном
главном русле Вилюя) до конца 70-х гг. шло постепенное увеличение радиусов кривизны
излучин с 2,3 до 3,0 км и с 1,6 до 4,2 км. По достижении излучинами параметров,
характерных для основного русла, их дальнейшее развитие пошло по пути сначала пре¬
имущественно продольного смещения, постепенного искривления и активизации попереч¬
ного смещения.
Рассмотренная схема эволюции свободных излучин является наиболее широко извест¬
ной: она обычно приводится в учебной литературе не только по теории русловых про¬
74

цессов, но и по гидрологии, геоморфологии и др. Иногда ей придается первостепенное зна¬
чение, вследствие чего другим формам меандрирования даются особые определения:
например, в классификации ГГИ - "незавершенное" (аналог прорванных излучин) или
"ограниченное" (сегментные излучины с продольным перемещением) меандрирование.
Несмотря на это гидродинамическая природа образования петлеобразных излучин остается
практически неисследованной.
Н.Е. Кондратьев [4] объясняет это явление, применяя принцип отражения потока на
повороте. Очевидно, что в этом случае возникновение извилистости объяснимо лишь на
коротком отрезке непосредственно ниже вершины излучины, тогда как она часто
наблюдается по всей длине излучины. Другое, более общее объяснение, связано с тем, что
системы отмелей - плесов (крупных гряд в русле) располагаются в реке достаточно
равномерно, следуя друг за другом на некотором расстоянии, зависящем от параметров
русла и расхода воды, т.е. они имеют определенный для данной реки шаг. Увеличение
длины русла в пределах излучины по мере ее развития, по-видимому, способно превысить
этот характерный шаг и, тем самым, повлечь за собой увеличение количества отмелей и
плесов, приходящихся на излучину [15-17]. В конечном счете это приводит к форми¬
рованию вторичной извилистости русла, осложняющей очертания петлеобразных излучин.
Если исходить из концепции динамической устойчивости извилистой формы русла как
следствия местного увеличения на изгибе кинетической энергии потока, его эрозионной и
транспортирующей способности, то напрашивается следующее предположение. При
достижении критического значения степени развитости излучины 1/L =1,6 потери энергии
потока становятся такими же, как выигрыш в живой силе потока за счет неравномерности
его скоростного поля. Вследствие этого эрозионная и транспортирующая способность
потока падает, и деформации русла должны затухать. Поскольку "поток - русло" пред¬
ставляет собой саморегулирующуюся систему, поток, обеспечивая сохранение кинетиче¬
ской энергии, эрозионной и, главным образом, транспортирующей способности, образует
дополнительные изгибы, восстанавливая неравномерность скоростного поля потока. Кос¬
венно это подтверждается постепенной трансформацией излучин в петлеобразные, сначала
сопровождающейся уменьшением интенсивности русловых деформаций. Однако если
излучины достигают //L = 3,00 - 3,50, на них вновь активизируются русловые деформации за
счет развития на крыльях крутой петлеобразной излучины небольших излучин второго
порядка с l/L < 1,60. Характерно, что при малой устойчивости русла повторная активизация
русловых деформаций после достижения излучинами петлеобразной формы наблюдается
уже при величине 1/L = 2,00 (нижняя Вычегда), а не 3,00-3,50 (Ока).
Третий вариант развития крутой излучины - образование при размыве берегов
синусоидальной излучины с последующей стабилизацией формы русла. Такие излучины
сильно вытянуты в поперечном по отношению к оси долины (пояса меандрирования)
направлении и имеют протяженные прямолинейные участки на крыльях (рис. 1, IV-В).
Такие излучины формируются при абсолютном преобладании их поперечного смещения.
Синусоидальных излучин много на нижнем Днестре от плотины Дубоссарской ГЭС до
устья, особенно на участке ниже ответвления Турунчука (254 км от устья). Величина
показателя степени развитости таких излучин превышает критическую и составляет 2,5-4,9
(рис. 2, Д). Излучины Днестра не спрямляются из-за высокой устойчивости к размыву гли¬
нистых или суглинистых пойменных яров. Размыв вогнутых берегов происходит в при¬
вершинной части излучин со скоростью 1,0-1,5 м/год, а само переформирование излучин
относится к очень длительным отрезкам времени (первые тысячи лет).
На примере исследований подобных излучин на нижнем Днестре получено подтверж¬
дение существования специфического механизма их развития [18]. Сопоставление
вычисленных максимальных скоростей течения при прохождении руслоформирующих
расходов воды £?ф на прямолинейных участках с размывающими скоростями для глинистых
грунтов свидетельствует о том, что скорости течения в прямолинейном русле, как правило,
недостаточны для размыва грунтов дна и берегов. При размывающих скоростях для глин,
слагающих пойму, в зависимости от их плотности 0,33-0,43 м/с, фактические максимальные
придонные скорости потока при руслоформирующих расходах колеблются в пределах
0,15-0,36 м/с. В то же время в вершинах излучин увеличение максимальных скоростей
течения по отношению к средней (по живому сечению) составляет более чем 20% [19], что
превышает скорости начала размыва. Таким способом, скорости течения нижнего Днестра,
недостаточные для размыва глинистых грунтов на прямолинейных участках, оказываются
вполне эффективными для размыва русла в вершинах излучин, где скорости потока
75

превышают неразмывающие для глинистых грунтов. В результате для излучин характерно
преимущественно поперечное смещение с образованием участков русла между вершинами
смежных излучин, представляющих собой прямолинейные вставки с относительно стабиль¬
ными берегами.
С другой стороны, сосредоточение интенсивного размыва в узкой зоне у вогнутого
берега в вершине излучины при относительной стабильности прямолинейных крыльев
создает условия для увеличения стрелы прогиба излучины и кривизны русла в ее вершине.
Вследствие этого по мере отступания вогнутого берега и роста кривизны русла в пределах
синусоидальной излучины нарушается условие безотрывного обтекания потоком берегов
г 3Ь, где г - радиус кривизны излучины, b - ширина русла. Возле вогнутого берега
возникает водоворотная зона, в которой происходит накопление наносов; размыв его
прекращается; стержень потока смещается к выпуклому берегу, который размывается (рис.
1, YV-Ba). В целом же происходит консервация излучины и общая стабилизация планового
положения русла. Подобные излучины спрямляются лишь во время катастрофических
половодий в любом месте шпоры излучины, где может оказаться нарушенным почвенно¬
дерновый покров на поверхности поймы (рис. 1, \-Ва). Чаще на прямолинейных крыльях
излучин возникают излучины второго порядка, вершины которых обращены в сторону
шпоры синусоидальной излучины. Их развитие приводит к стачиванию шпоры и спрям¬
лению русла (рис. 1, IV-B6\ рис. 1, V-Вб). Такая вторичная извилистость чрезмерно удли¬
ненных прямолинейных крыльев синусоидальных (пальцеобразных) излучин, наряду со
специфическими формами их спрямления, обусловливает усложнение конфигурации ме-
андрирующих русел, формирующих свободные излучины в тяжелых глинисто-суглинистых
пойменных отложениях. Во всех случаях развития крутых излучин при соотношении / > 1,6L
интенсивность деформации постепенно затухает. В результате первый этап развития
излучин - от зарождения до превращения в крутую сегментную с / ~ 1,6L в 2-3 раза короче,
чем второй - до спрямления петлеобразной или стабилизации синусоидальной излучины.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 348 с.
2. Маккавеев Н.И. Сток и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1971, 116 с.
3. Попов И.В. Деформации речных русел и гидротехническое строительство. Л.: Гидрометеоиздат, 1965.
328 с.
4. Кондратьев Н.Е., Попов И.В., Снищенко Б.Ф. Основы гидроморфологической теории руслового
процесса. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 272 с.
5. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979, 232 с.
6. Карасев И.Ф. Русловые процессы при переброске стока. Л.: Гидрометеоиздат, 1975. 288 с.
7. Кондратьев Н.Е., Ляпин А.Н., Попов И.В. и др. Русловой процесс. Л.: Гидрометеоиздат, 1959. 372 с.
8. Hooke R.L. Distribution of sediment transport and clear stress in a meander bend // J. Geology. 1975. V. 83. № 5.
P. 543-565.
9. Великанова З.М. Грядовое движение наносов на модели речной излучины // Тр. ГГИ. Вып. 169. 1969.
С. 87-97.
10. Экспериментальная геоморфология. Вып. II. М.: Изд-во МГУ, 1969. 180 с.
11 .Лысенко В.В. О естественном спрямлении излучин верхней Оби (на примере Таразановской излучины) //
Тр. Зап СибНИИ Госкомгидромета. Вып. 35. 1977. С. 119-126.
12. Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации речных русел //
Геоморфология. 1996. № 1. С. 26-36.
13. Иванов В.В., Чалов Р.С. Прямолинейные неразветвленные русла как морфодинамический тип // Гео¬
морфология. 1991. № 2. С. 67-73.
14. Белый Б.В., Борсук О.А., Иванов В.В. и др. Условия формирования, динамика и регулирование русла
среднего и нижнего Вилюя // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 9. М.: Изд-во МГУ, 1983.
С. 146-175.
15. Шанцер Е.В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания закономерностей
строения и формирования аллювиальных свит // Тр. Геол. ин-та АН СССР. Сер. геологич. Вып. 135.
№ 55. 1951. 275 с.
16. Keller Е.А. Development of stream channels: a five-stagt model // Geol. Soc. Amer. Bull. 1972. V. 83. № 5.
P. 1531-1536.
17. Levin 1. Late-stage meander grouth // Nature Phys. Scient. 1972. V. 240. № 101. P. 116.
76

18. Матвеев Б.В. Влияние геолого-геоморфологических факторов на образование и морфологию речных
излучин // Геоморфология. 1985. № 3. С. 51-58.
19. Розовский ИЛ. Движение воды на повороте извилистого русла. Киев: Изд-во АН УССР, 1957. 158 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 25.03.97
FREE MEANDERS EVOLUTION AND THE MAIN STAGES OF THEIR DEVELOPMENT
L.N. NIKITINA, R.S. CHALOV
Summary
The initial and five sequential stages of free meanders' evolution are distinguished. Up to the critical value l/L =1,6
the meander is forming as segmented with growing curvature and with predominance of longitudinal displacement.
Afterwards the cut-off meander appears or transformation of segmented meander into loop-shaped or sinusoidal one
happens, which depends on particular conditions. At the fifth stage the meander is aligned and old channel appears; in
the new channel meandering is being renewed.
УДК 551.435.1(470.34)
© 1998 г. Б.В. НУЖДИН
ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ СПЕЦИФИКА НАЧАЛЬНЫХ ЗВЕНЬЕВ
МАЛЫХ РЕК ДОЛИННОЙ СЕТИ БАССЕЙНА ВЕРХНЕЙ ВОЛГИ
Речные бассейны образуют в лесных зонах Европейской части России упорядоченную
речную систему [1]. Речная сеть Ярославского Поволжья хорошо развита. Средний коэф¬
фициент ее густоты (К) составляет 0,36, при крайних значениях от 0,10 до 0,70 в
зависимости от местных особенностей природной среды [2]. Меньше всего речная сеть
развита в Ярославско-Костромской низине (К = 0; 1—0,3), гораздо больше - на северных
склонах Даниловской возвышенности (К = 0,6-0,7). Сравнительно мало рек на Бори¬
соглебской возвышенности, сложенной сверху рыхлыми песчаными и супесчаными от¬
ложениями, через которые атмосферные осадки легко просачиваются, переходя в воды
глубоких подземных горизонтов. Довольно редка речная сеть на северных склонах
Клинско-Дмитровской гряды, отличающихся малой облесенностью и высокой степенью
заболоченности приводораздельных пространств.
Большинство рек района (почти 92% от общего их числа, т.е. порядка 4,0 тысяч)
относятся к малым и даже к незначительным речкам и ручьям. Их длина в среднем равна
2,0-2,5 км и, как правило, не превышает 10 км, площадь водосбора меньше 6 км2, средний
расход составляет 40 л/с. Эти реки промерзают зимой, в очень засушливые летние сезоны
значительная их часть пересыхает. Важная географическая особенность таких рек - самая
непосредственная связь с условиями окружающей местности. Малые реки выступают
своеобразным зеркалом естественных природных ландшафтов, так как все процессы, в том
числе антропогенного характера, отражаются на состоянии реки, особенностях стока и
состава их вод [3].
Малые реки активно собирают поверхностные воды. Кульминационный пункт в их жизни
- весенний период, когда сток в несколько десятков раз превышает объем стока летне¬
осеннего периода, а величина переносимых в половодье твердых и взвешенных наносов
почти в 20 раз больше их количества в любое другое время года. При этом твердый сток
формируется главным образом за счет эрозии освоенных или изменяемых человеком
территорий, т.е. смыв происходит с поверхностей не покрытых лесами или с участков, где
полностью отсутствует естественный растительный покров. Следует иметь в виду, что
значительная часть смываемых весенними склоновыми потоками твердых частиц
77

почвогрунтов остается в различных понижениях и далеко не сразу достигает основных
транзитных речных систем.
С началом весеннего оттаивания почвогрунтов происходит движение переувлажненных
водой верхних слоев. Текучесть их проявляется тем больше, чем резче контраст средних
температур прошедшей зимы и наступившей весны. Начало массового размерзания
приходится на 18 апреля, а в южных районах Ярославского Поволжья - на 12 апреля.
Полное оттаивание 10-сантиметрового слоя с поверхности почвы приходится в среднем на
4 мая. Именно к этим срокам приурочена интенсивная эрозионная деятельность взве-
сенесущих водных потоков и связанная с ней наибольшая мутность малых рек.
Большую часть Ярославского Поволжья слагают суглинистые породы, супеси и пески.
Суглинки характерны для северных, северо-восточных и западных районов. В центральных
и южных - наблюдаются в основном легкосуглинистые почвогрунты. Вместе же -
суглинистыми и легкосуглинистыми породами покрыто около 80,3% территории региона.
Супесчаные (17,9%) и песчаные (1,8%) грунты отмечаются преимущественно по долине
Волги, также в сравнительно небольших по площади участках Угличского, Рыбинского,
Ярославского и в северной половине Борисоглебского районов [4].
Малая речная сеть начинается с водотоков низких порядков, верхние звенья которых
располагаются в пределах так называемых гидрографических узлов, которые следовало бы
называть гидролого-геоморфологическими центрами. Они представляют собой своеобраз¬
ные ландшафтные окна, роль которых в питании рек трудно переоценить. Здесь рас¬
полагаются начальные звенья водотоков, осуществляющие утилизацию атмосферной влаги
и последующую ее транспортировку в пространственно организованном стоке. Малые
ручьи и речки возникают тогда, когда в теплое время года расходная часть их водного
баланса не превышает приходную составляющую. Для этого в летний период необходимо
пусть малое на первых порах, но постоянное поступление воды из приповерхностных
горизонтов.
Реки первых порядков самым тесным образом связаны с наличием водоносных гори¬
зонтов или водосодержащих линз подземных вод неглубокого залегания, местоположение
которых определяется прежде всего наличием рыхлых отложений четвертичного возраста.
Таким образом, истоки для своего деятельностного существования должны иметь опреде¬
ленную территорию водосбора, с которой малые водотоки регулярно будут собирать влагу
поверхностных или приповерхностных горизонтов [5].
Существование первичных водособирающих ручьев у окраин гидролого-геоморфологи¬
ческих центров крайне неустойчиво и может быть в любой момент нарушено или
прекращено антропогенной деятельностью, нередко не учитывающей особую важность или
значительность конкретного ручья. Для больших рек все, без исключения, малые во¬
досборы очень важны. К счастью для них, значительная часть малой речной сети приу¬
рочена к возвышенным участкам, верхние их звенья находятся к тому же на достаточ¬
ном удалении от селитебных территорий и от мест интенсивного хозяйственного осво¬
ения.
Гидролого-геоморфологические центры занимают уплощенные вершинные сводовые
поднятия или приурочены к пологим склонам конечно-моренных холмов и гряд. Наиболее
крупными возвышенностями в рассматриваемом районе являются Бежецкая, Угличская,
Овинищенская, Грязовецкая, а также Борисоглебская и Даниловская, расположенные в
центральной и северной частях Ярославского Поволжья. Их абс. высоты составляют
примерно 250 м (Бежецкий верх - 242 м, Кесова гора - 292, Шуйская гора - 252 и возвы¬
шенность у с. Попадьино - 267 м). Большей частью они сложены суглинками, перекры¬
ваемыми сверху покровными супесями различной мощности. Внутри этих возвышенностей
залегают песчано-гравийные отложения [6, 7].
Все эти вершинные поверхности достаточно четко обособлены и хорошо выражены в
рельефе. Иногда они как бы собираются вместе на сравнительно небольшой территории,
образуя цепочки холмистых гряд. Такие скопления ориентированы на ССЗ-ЮЮВ в районе
с. Дмитриевского (Борисоглебская возвышенность) и на ЗСЗ-ВЮВ в районе с. Раменья
(восточная часть той же возвышенности).
Вершинные поверхности холмисто-грядовых форм приподняты над окружающей
местностью на 50 и даже на 100 м. По относительной высоте холмы можно подразделить на
низкие (по 10 м высотой), средние (от 10 до 20 м) и высокие (выше 20 и даже 25 м). Низкие
холмы имеют крутые склоны (порядка 7-10°), средние - умеренной крутизны (от 3 до 5°) и
крупные - пологие склоны (от 1 до 3°). Длина склона различна: у низких холмов - до 100 м,
у средних - до 400 м и у крупных - от 400 м и больше [8].
78

По окраинным частям, в понижениях между холмами и грядами расположены ложбины
первоначального стока. В этих элементах рельефа грунтовые воды залегают неглубоко - от
0,0 до 0,5 м. Нередко понижения заняты небольшими и сравнительно неглубокими
торфяниками или сфагновыми болотами, развитыми на покровных суглинках. Луговые
сообщества представлены в них разнотравьем, осокой с пушицей. На склонах, непос¬
редственно прилегающих к котловинам, произрастают ельники-долгомошники и ельники-
сфагновые.
На левобережье Волги, в северной половине Ярославского Поволжья располагаются
достаточно ровные, слегка холмистые равнины. Средняя абс. высота этих приподнятых над
окружающей местностью поверхностей 150-175 м. В отдельных местах они поднимаются до
190-200 м, например на северных склонах Даниловской возвышенности, где располагаются
истоки рек Соти, Обноры и Ухтомы. К северо-востоку от г. Тутаева, где берут начало реки
Угра, Ить, Урдома и Касть, пологоволнистая равнина с плавными округлыми очертаниями
вершинных поверхностей не поднимается выше 225 м. Холмы имеют овальную форму в
плане и относительную высоту от 5-10 до 15-20 м при крутизне склонов от 2 до 5°. В неясно
выраженных понижениях располагаются ложбины первоначального сбора вод. В этих
западинах, часто - мочажинах текут еле заметные ручейки. Грунтовые воды залегают близ¬
ко к дневной поверхности, глубина их 0,5-1,0 м. Долины и склоны ложбин сложены супе¬
сями. Почвы - дерново-глеевые. Луговые ландшафты представлены разнотравьем, ситни¬
ком и белоусом. В лесных биогеоценозах господствуют ельники с осиной и серой ольхой.
В восточной части бассейна Волги, там, где расположены истоки правых и левых
притоков рек Костромы и Солоницы, пологоволнистые равнины лежат на высотах 125—
165 м. Их вершины в пределах приводораздельных пространств осложнены узкими,
взбугренными супесчаными холмами с относительными высотами до 10-25 м, занимающими
сравнительно небольшие площади. Плоские поверхности равнин заболочены. В пониже¬
ниях и западинах грунтовые воды залегают близко к поверхности; торфяно-глеевые почвы
местами переходят в верховые болота или торфяники. В болотных и луговых растительных
сообществах преобладают багульник, вереск и голубика. В лесных ландшафтах на прилега¬
ющих склонах - сосновые боры с долгомошником и багульником.
В южной части Ярославского Поволжья, там, где находятся истоки рек Кубри, Дубны и
Нерли, преобладают высоты от 150 до 200 м при максимальных их значениях до 250-275 м.
Сюда заходят северные отроги Клинско-Дмитровской гряды и Московской возвышенности.
Это район Переславского ополья, известного тем, что оно принадлежит к самым северным
частям хвойно-широколиственных лесов Русской равнины. В геоморфологическом отно¬
шении он представляет собой слабоволнистую возвышенную равнину, сложенную суг¬
линистыми породами и лессовидными покровными суглинками. По склонам небольших
понижений, где располагаются верхние звенья малых водотоков, произрастают ельники-
гравиластые и ельники-кисличники, встречаются липа, дуб с елью, березы с гравилатом и
щучкой [9].
За последние десятилетия, благодаря мелиоративным работам многие болота и
заболоченные лесные участки оказались в числе первоочередных объектов воздействия
человека [10, И]. Осушение и последующее освоение торфяников стало приводить к
незамедлительному отмиранию самых верхних, легко ранимых звеньев речных бассейнов.
Стоит еще раз напомнить особую важность изначальных участков единого водного потока,
который является главным системообразующим элементом речного бассейна. Все верхние
звенья пространственно связаны между собой так, что собирают воду из разных по высоте
горизонтов, не пренебрегая даже самыми малыми их количествами. Таким образом, они
изначально предназначены к выполнению строго определенной функции, которая без и
участия никем не может осуществляться в природе. И, наконец, начальные звенья долинно¬
речной сети приспособлены не только для активного "усвоения" жидкого стока и
растворенных в нем веществ, а и для перевода содержащейся в них потенциальной энергии
в другие формы и в другие качества [12].
Начальные звенья практически всех малых водотоков располагаются в депрессиях -
замкнутых заболоченных котловинах, как правило, вытянутых в направлении к главным
руслам рек. Понижения, выстилаемые легкими суглинками, лежат на торфяниках, которые
в свою очередь лежат на древних лимногляциальных песках. Эти ложбины исторически
развивались, очевидно, как верховые болота до тех пор, пока до них "не добрались"
современные начальные водотоки и не вовлекли их в общую речную сеть. Постоянный,
видимый глазу, поверхностный сток имеет место только в весенний период по мере таяния
снежного покрова и летом - после значительных или продолжительных дождей. Вода
79

просачивается между кочек, удерживается и фильтруется ими, пока не отыщет едва
заметный уклон в направлении главного русла. Лишь на выходе из ложбинообразного
понижения становится ощутимым собственно русловой сток.
Таким образом, верхние элементы формирующегося стока малых речных форм имеют
вид небольших переувлажненных ложбин, собирающих воду и выводящих излишки ее за
пределы заболоченных котловин. В средних частях они по-прежнему не имеют опре¬
деленных морфологических четко выраженных форм. Лишь в низовьях, непосредственно
перед выходом из мокрых понижений рельефа видны слабооформленные долины с
перепадными участками и углублениями дна между ними. Настоящая пойма появляется
лишь у следующего звена долинной речной сети. Наши малые реки, ручьи и их истоки,
включенные природой и обстоятельствами в единую долинную сеть, должны стать особо
охраняемыми объектами и входить в число основных элементов водоохранных зон речных
бассейнов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
2. Рохмистров В Л. Геолого-геоморфологические аспекты формирования долин малых рек Ярославского
Поволжья // Природные условия и ресурсы Севера Европейской части СССР. Вологда: Вологод. гос.
пед. ин-т, 1979. С. 29-33.
3. Рохмистров В Л., Наумов С.С. Физико-географические закономерности распределения речной сети
Ярославского Нечерноземья // Географические аспекты рационального природопользования в Верхне¬
волжском Нечерноземье. Ярославль: Ярослав, гос. пед. ин-т, 1984. С. 53-64.
4. Наумов С.С. Влияние почвенного покрова на развитие эрозии в условиях Ярославского Поволжья //
Природная среда и география населения Верхневолжского Нечерноземья. Ярославль: Ярослав, гос. пед.
ин-т, 1978. С. 37-41.
5. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 348 с.
6. Крайнер Н.П., Студеное Н.С. Реки и озера // Природа и хозяйство Ярославской области. Ч. 1. Природа.
Ярославль: Ярослав, кн. изд-во, 1959. С. 215-250.
7. Новский В.А. Рельеф // Природа и хозяйство Ярославской области. Ч. 1. Природа. Ярославль: Ярослав,
кн. изд-во, 1959. С. 142-172.
8. Колбовский Е.Ю. История и эволюция ландшафтов Ярославского Поволжья. Ярославль: Ярослав, гос.
пед. ин-т, 1993. 113 с.
9. Дегтяревский В.К. О физико-географическом (ландшафтном) районировании Ярославской области // Уч.
зап. Ярослав, гос. пед. ин-та им. К.Д. Ушинского. 1958. Вып. XX (XXX). Ч. 2. География. С. 131-151.
10. Колбовский Б.Ю. Русловые природно-аквальные комплексы бассейна Верхней Волги и их изменение под
влиянием антропогенного воздействия // Изменение природной среды под влиянием хозяйственной
деятельности человека. Калинин: Калинин, гос. ун-т, 1985. С. 42-52.
11. Нуждин Б.В. Современные процессы в бассейнах малых рек Ярославского Поволжья // Эрозиоведение:
теория, эксперимент, практика. М.: Изд-во МГУ, 1991. С. 116-117.
12. Нуждин Б.В. Экологические аспекты современных процессов поймообразования на малых реках
Ярославского Поволжья // Эрозионные и русловые процессы. Луцк: Луцкий пед. ин-т, 1991. С. 143-150.
Ярославский педагогический Поступила в редакцию
университет им. К.Д. Ушинского 26.01.97
GEOGRAPHICAL PECULIARITIES OF THE SMALL RIVERS’ INITIAL ELEMENTS
IN THE UPPER VOLGA BASIN
B.V. NUZHDIN
Summary
The most part of the rivers in the Upper Volga basin are small ones less then 10 km long. The rivers of this kind
are under strong impact of surrounding conditions especially in the spring. Upper elements of small rivers’ network are
located in the hydrological-geomorphological centers - peculiar landscapes of the upper parts of the elevations and their
slopes. The hollows of initial run-off are disposed in the marginal parts of elevations. Drainage of these centers and
their margins leads to the die-away of the important parts of river basins - their upper elements. Water protection zones
of river basins should therefore comprise small rivers, rivulets, and their headstreams.
80

УДК 551.4.08:553.98(470.44/.47)
© 1998 г. В .А. ПРОХОРОВ
СТРУКТУРНО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОГНОЗ
НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ СТРУКТУР В ПАЛЕОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЯХ
НИЖНЕГО ПОВОЛЖЬЯ
Основные перспективы поисков новых нефтегазоносных структур в Нижнем Поволжье
связываются с палеозойскими отложениями нижнего структурного этажа [1]. Характерная
черта его тектонического строения - широкое развитие прогибов, депрессий, мульд,
структурных террас. Структурные формы малоамплитудны, часто раздроблены в резуль¬
тате последующих инверсионных тектонических движений. Они разделяются флексурами,
уступами и обнаруживают тесную связь со строением фундамента. При нефтегазопоиско¬
вых работах большое значение придается выявлению выступов, уступов, узких протяжен¬
ных зон грабенообразных прогибов и горстообразных поднятий, контролирующих положе¬
ние структурно-литологических ловушек.
Степень изученности указанных структурных форм неравномерна, а бурением они под¬
тверждены лишь на отдельных локальных площадях. Волновая картина сейсмических полей
для горсто- и грабенообразных структур также достаточно однородна, что затрудняет их
диагностирование сейсмическими методами.
С целью выявления дополнительных критериев поиска структур нами разрабатывался
структурно-геоморфологический метод исследований (СГИ). В ходе проведенных работ
широко использовались результаты комплексного дешифрирования разномасштабных
черно-белых и спектрозональных телевизионных, космических, высотных и обычных аэро¬
фото-, а также радиолокационных снимков, полученных на основе трехступенчатого прин¬
ципа структурно-геоморфологического картографирования. Дешифрирование осуществля¬
лось по принципу от общего к частному, главным образом, на основе общего представления
о единстве различных компонентов ландшафта, формирующих природные терри¬
ториальные комплексы в их корреляционных взаимосвязях с геологическими объектами и
процессами [2, 3].
В итоге проведенных исследований было произведено разделение территории на круп¬
ные площадные выделы (блоки) разного порядка, которые наметились в основном по осо¬
бенностям рисунка и тона фотоизображения и в общих чертах соответствуют приподнятым
и опущенным глубинным структурным элементам (рис. 1). Полученные данные указывают
на глубинное заложение подобных структурных элементов, включая новые, ранее не¬
известные элементы глубинного геологического строения региона.
Изучение линейных дислокаций было основано главным образом на выделении и анали¬
зе линеаментов. Они подчеркивают блоковую природу крупных структур палеозойских
отложений, выступая в качестве линейных ограничений (рис. 2).
Структурно-тектоническая интерпретация результатов дешифрирования показывает,
что известные флексурно-разрывные зоны находятся в различных соотношениях с соот¬
ветствующими линеаментами. Отчетливо дешифрируются на телевизионных и космических
снимках разломы и флексуры, разделяющие крупные тектонические элементы, например,
Ивановская флексура, отделяющая Терсинскую структурную террасу от Хоперской моно¬
клинали, и др. (рис. 2).
Зональные разломы ограничивают субширотно ориентированные приподнятые и опу¬
щенные блоки, выделяемые по геофизическим данным, формируя северо-западную (попе¬
речную) структурную зональность. Выявленная зональность является, по-видимому, нало¬
женной по отношению к современному плану. Например, крупная поперечная зона выде¬
лена в центральной части Терсинской структурной террасы. С северо-востока и юго-запада
она ограничена зональными разломами. Зона осложняет все выделенные по данным
дешифрирования продольные блоки и простирается в пределы западного борта Уметовско-
Линевской депрессии.
Широкое развитие локальных структур приразломного типа предопределяет целесооб¬
разность использования данных СГИ при поисках структур этого типа. Отличительными
чертами их строения являются протяженность на десятки километров и небольшая ширина
(от 0,5-1,0 до 4,0-7,0 км).
81

Рис. 1. Схема дешифрирования телевизионных снимков с ИСЗ "Метеор" на территорию Терсинской
структурной террасы
Крупные выделы, различающиеся по рисунку фотоизображения, соответствующие: 1 - приподнятым,
2 - наиболее приподнятым, 3 - опущенным, 4 - наиболее опущенным элементам, 5 - блоки, вы¬
деленные по результатам дешифрирования: относительно приподнятые (+) и опущенные (-)
В общих чертах зоны намечаются на черно-белых и спектрозональных космических и
радиолокационных снимках, с дальнейшей их детализацией по среднемасштабным аэрофо¬
тоснимкам. СГИ дают информацию о знаке и интенсивности новейших движений выде¬
ляемых структурных элементов.
По данным структурно-тектонической интерпретации результатов СГИ, узкие протяжен¬
ные зоны осложняют крупные тектонические элементы, фиксируя структурные осложнения
линейного типа. Зоны выделены в пределах Терсинской и Романовской структурных
террас, Арчединско-Дорожкинской и Уметовско-Линевской депрессий (рис. 2, 3). Они
имеют сложное строение и состоят, как правило, из одной или двух зон поднятий, сопря¬
женных с грабенообразными прогибами или разделенных ими, и осложнены локальными
структурами. Одновременно намечаются линейные структурные элементы типа уступов. В
ряде случаев они сопряжены с зонами поднятий. Во внутренней части Терсинской струк¬
турной террасы выделен уступ А (рис. 2), который разделяет по терригенному девону
западную приподнятую часть от пониженной восточной. Он контролирует с запада зону
развития структурно-литологических ловушек. На остальной территории предполагается
преимущественное развитие древних антиклинальных структур.
В большинстве случаев выявленные СГИ зоны поднятий и прогибов, а также уступы
совпадают с предполагаемыми линейными дислокациями в палеозойских, в первую очередь
девонских, отложениях. Это позволяет более точно трассировать подобные дислокации и
получить более целостное представление об особенностях глубинной структуры исследуе¬
мой территории.
Большое влияние на формирование современного структурного плана оказывает попе¬
речная зональность, выявленная структурно-геоморфологическими методами. Так, по
данным СГИ, Терсинская антиклинальная зона Б (рис. 2) расположена только в пределах
поперечного приподнятого блока и за его пределами не прослеживается.
Таким образом, выявление описанных выше зон можно рассматривать как важнейший
критерий прогноза погребенных нефтегазоносных структур методами СГИ. Установлено,
82

В' ши*
О*
Рис. 2. Схема тектонического строения Терсинской структурной террасы по данным СГИ
1 - разломы, выделенные по данным дешифрирования: а - региональные, б - зональные; 2 - границы
блоков первого (а) и второго (б) порядков; 3 - зоны поднятий; 4 - локальные структуры; место¬
рождения: 5 - газовые, 6 - нефтяные. Тектонические элементы: I - Хоперская моноклиналь, II -
Терсинская структурная терраса, III - Ивановская флексура. А - уступ на Терсинской структурной
террасе, Б - Терсинская антиклинальная зона. Месторождения: а - Бузулукское, б - Терсинское, в -
Лемешкинское
что практически все известные месторождения в пределах Терсинской и Романовской
структурных террас, Уметовско-Линевской и Арчединско-Дорожкинской депрессий, Куди-
новского вала, по данным СГИ, расположены внутри этих зон (рис. 2, 3). Выявлено
значительное количество локальных поднятий, местоположение которых контролируется
такими зонами.
Следует отметить, что прогнозируемые по данным СГИ поднятия находятся в различном
соответствии со структурами, выявленными геолого-геофизическими методами. Если
в пределах Арчединско-Дорожкинской депрессии они испытывают смещение в плане от¬
носительно друг друга, то для Терсинской структурной террасы смещения отсутствуют.
По-видимому, в последнем случае это связано с меньшими глубинами залегания струк¬
тур.
Геолого-геофизическими исследованиями установлен факт приуроченности месторож¬
дений к местам пересечения выступов фундамента с разломами (Ключевское, Куркинское
и др.). Именно в таких местах ("узлах") возникают, вероятно, благоприятные условия
для формирования высокоамплитудных поднятий с ловушками большой емкости и широ¬
ким стратиграфическим диапазоном нефтегазоности, а также с коллекторами разного
типа.
Подтверждением этому служит приуроченность к таким узлам Бузулукского, Кленов-
ского месторождений Терсинской структурной террасы, а также Ветютневского, Куркин-
ского, Ключевского и ряда других месторождений, расположенных в пределах других
тектонических элементов (рис. 2, 3).
Полученные результаты подтверждают данные бурения на локальных площадях о ши¬
роком развитии ловушек приразломного типа и дают основание прогнозировать их на не¬
изученных участках. В связи с этим повышается поисковая значимость выделенных по
83

Рис. 3. Зона возможного развития ловушек в палеозойских отложениях в пределах северной части
Арчединско-Дорожкинской и юго-западного блока Уметовско-Линевской депрессий по данным СГИ
Месторождения: 1 - газовые, 2 - нефтяные. Зоны поднятий (по схеме): АД - Абрамовско-Дорожкин-
ская, О - Островская, ВТ-Р - Ветютневско-Ружейниковская, К - Кащулинская, АК - Арчединско-
Куркинская, KKj - Кудиновско-Ключевская, КК2 - Котовско-Ключевская, БЕ - Березовско-Ефимов-
ская, РК - Романовско-Котовская, ВР - Восточно-Романовская. Месторождения: 1 - Абрамовское,
2 - Малодельское, 3 - Северо-Дорожкинское, 4 - Ветютневское, 5 - Арчединское, 6 - Зеленовское,
7 - Куркинское, 8 - Ключевское, 9 - Нижнекоробковское, 10 - Ломовское, 11 - Котовское, 12 - Но-
вокоробковское, 13 - Моисеевское
результатам СГИ региональных и зональных разломов, как продольных, так и секущих
вкрест простирания выявленные зоны поднятий.
Разломы не только контролируют местоположение нефтегазоносных структур, но и
влияют на формирование ловушек. Примером может служить разлом, контролирующий
линию замещения коллекторов Лемешкинского газового месторождения.
Кроме локальных структур, осложняющих антиклинальные зоны, структурно-геоморфо¬
логическими методами выявлены крупные поднятия размером до 10—15 км. Часть из них
соответствует выступам девона и фундамента. В центральной части Терсинской структур¬
ной террасы выделено поднятие размером 11,5x5,5 км. По данным СГИ, структура асим¬
метрична: западное крыло крутое, а восточное - пологое, что подтверждено бурением.
Приуроченность Терсинского месторождения к ее северо-восточной периклинали сущест¬
венно повышает перспективность территории, расположенной к юго-западу от месторож¬
дения. Структуры такого типа в ряде случаев рассечены разрывными нарушениями на
приподнятые и опущенные блоки.
Таким образом, СГИ, выполненные в пределах различных структурных элементов
Нижнего Поволжья, позволяют уточнить и детализировать тектоническое строение, в том
числе, и палеозойских отложений. Характерной чертой палеозойского структурного плана
является сочетание продольной и поперечной зональности, ведущей к формированию
системы приподнятых и опущенных блоков. Блоки осложнены узкими, но значительными
по протяженности продольными зонами поднятий и уступов. Намечается приуроченность
известных месторождений к зонам поднятий и уступам, а также к местам пересечения зон
поднятий флексурами и крупными разрывными нарушениями. Эта особенность характерна
также и для многих локальных поднятий, выделенных геолого-геофизическими и струк¬
турно-геоморфологическими методами, что может служить критерием оценки перспектив
их нефтегазоносности.
84

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Аксенов А.А., Новиков АЛ. Прогноз, поиски и разведка погребенных нефтегазоносных структур. М.:
Недра, 1983. 160 с.
2. Аксенов АЛ. Аэрокосмогеологические исследования в комплексе нефтегазопоисковых работ // Геология
нефти и газа. 1988. № 9. С. 8-11.
3. Прохоров В Л. Морфоструктура и глубинное строение северо-западной части Прикаспийской впадины //
Геоморфология. 1986. № 2. С. 84-91.
Волгоградский государственный Поступила в редакцию
педагогический университет 06.02.96
MORPHOSTRUCTURAL PROJECTION OF GAS- AND OIL-BEARING STRUCTURES
IN THE PALEOZOIC DEPOSITS OF LOWER VOLGA BASIN
V.A. PROKCHOROV
Summary
Structural-geomorphologic mapping is shown to be one of the methods of buried paleozoic structures prospecting.
By this method new transversal morphostructural elements - indicators of deep structures were revealed. The junctions
of longitudinal and transversal morphostructural elements are the important criterion for gas- and oil-bearing structures
exploration.
УДК 551.435.16
© 1998 г. Ю.В. РЫЖОВ
ОВРАЖНАЯ ЭРОЗИЯ В МЕЖГОРНЫХ КОТЛОВИНАХ
ЮГО-ЗАПАДНОГО ПРИБАЙКАЛЬЯ1
Межгорные котловины Байкальской рифтовой зоны, представленные в основном раз¬
личными равнинами, получают достаточное количество тепла и влаги и благоприятны для
сельскохозяйственного освоения. Вместе с тем, здесь активно протекают эрозионные про¬
цессы, которые наносят значительный ущерб сельскому и лесному хозяйству. Межгорные
впадины Юго-Западного Прибайкалья разделены горными перемычками (отрогами). В наи¬
более крупных котловинах (Тункинской, Торской) и на разделяющем их Еловском отроге,
где сосредоточены основные пахотные земли района, активно проявляется оврагообразо-
вание. Суммарные сведения о количестве, протяженности, площади, объеме форм размыва
приведены в табл. 1.
Годовая норма осадков в Тункинской котловине 351-515 мм, в Торской - 370-410 мм [1].
На летний период приходится 63-71% от их суммы. Дожди выпадают часто в виде ливней.
Линейный размыв на склонах происходит при выпадении ливней слоем осадков более 20 мм
с максимальной интенсивностью 0,5-1,0 мм/мин, средняя повторяемость которых 1 раз в
2-3 года. Во влажные летние сезоны отмечается 2-3 таких дождя. Величина зимних осадков
всего 20-34 мм [2]. Снежный покров имеет высоту во впадинах 10-20 см, на Еловском
отроге - 20-30 см. На открытых пространствах в эрозионных формах в отдельные годы
накапливается до 60-80 см снега, что обусловливает значительный сток, смыв почв, рост
промоин и оврагов.
В пределах рассматриваемого района выделяют [3, 4] пять основных типов рельефа
(рис. 1). Каждый из них характеризуется комплексом форм рельефа и отложений, пока-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 94-05-16408а).
85

ш
Рис. 1. Главные геоморфологические элементы Тункинской, Торской котловин (по Логачеву Н.А. и др., 1974
[4], с изменениями)
1 - предгорная наклонная равнина; 2 - аллювиальная равнина; 3 - озерно-болотная низина зоны новейшего
погружения; 4 - песчаные массивы-увалы; 5-6 - межвпадинные горные перемычки, сложенные неоген-чет-
вертичными породами (5) или докембрийскими образованиями (6)
зателями густоты и глубины расчленения, крутизной и формой склонов, сельскохозяйст¬
венным использованием.
Предгорные наклонные равнины сложены разнообразными по механическому составу
отложениями: от валунников и галечников в вершинах конусов выноса до песков, супесей,
суглинков на пологих делювиально-пролювиальных шлейфах. Длина склонов изменяется от
0,1 до Зкм, крутизна 1-15°, густота долинно-балочного расчленения 1,7 км/км2, глубина
расчленения 5-40 м. На предгорной равнине хр. Хамар-Дабан в Тункинской котловине
значительные площади занимают пашни.
Озерно-болотные низины имеют незначительные уклоны и сложены супесями, суг¬
линками, глинами, торфяниками. Аллювиальная равнина состоит из широкой поймы и
низких надпойменных (до 10-12 м) речных террас р. Иркут и ее притоков. Отложения
представлены песками, галечниками, супесями, суглинками. Крутизна не превышает 1-2°,
глубина расчленения 10 м. Террасы р. Иркут, Тунки распаханы, поймы используются под
сенокосы и пастбища.
Высокая песчаная поверхность в Тункинской котловине (массив Бадар) возвышается над
окружающими низкими равнинами на 10-150 м. Она сложена флювиальными песками с
хорошо выраженной тонкой горизонтальной слоистостью [5]. В сторону долин р. Енгарги и
Таблица 1
Количественная характеристика промоин и оврагов Юго-Западного Прибайкалья
Наименование
района
Площадь
района, км2
Число форм
размыва
Плотность, ов-
рагов/100км2
Суммарная
Длина, км
Площадь,
тыс. м2
Объем,
тыс. м3
Тункинская котло¬
1800
140
8
40
250
450
вина
Торская котлови¬
360
30
8
5
30
60
на
Еловский отрог
300
130
43
35
200
340
Всего
2460
300
12
80
480
850
86

Рис. 2. Плотность оврагов в Тункинской долине
1 - овраги отсутствуют; 2 - 0-0,5/км2; 3 - 0,5-1/км2; 4 - 1-2/км2; 5 - более 2/км2
Тунки Бадар плавно снижается, а на юге обрывается к р. Иркут уступом высотой 60-80 м.
Густота расчленения лощинно-балочной сетью- 0,3 км/км, глубина 5-80 м. Рельеф-
котловинно-грядовый. В Торской котловине высокая песчаная поверхность (террасоувал)
прислонена к склону хр. Хамар-Дабан и возвышается над днищем впадины на 10-80 м.
Рельеф грядово-ложбинный и волнисто-увалистый [6]. Густота расчленения временными
водотоками - 0,5-0,7 км/км2, крутизна достигает 15°. Террасоувалы покрыты сосновыми
лесами, остепненные участки используются под выпас скота.
Еловский отрог представляет собой куполовидную возвышенность с денудационным
холмисто-волнистым рельефом. Отрог состоит из двух различных частей, отличающихся по
геологическому строению и рельефу. Западная часть отрога сложена неоген-четвертич¬
ными конгломератами, песками, супесями, суглинками, глинами, базальтами, туфами,
туффитами [3] и представляет наклонный скат со склонами длиной 1-3 км, крутизной
3-10°. Густота расчленения долинно-балочной сетью 1,0 км/км2, глубина расчленения
20-250 м, большие площади занимают пашни. Восточная часть Еловского отрога сложена
архейскими и протерозойскими гранитами и гнейсами, покровами неогеновых базальтов,
перекрытыми сверху плащом суглинков, супесей, дресвяников, песков, лессовидных супесей
мощностью 1-10 м. Длина склонов варьирует от 0,1 до 1км, крутизна 2-30°. Густота
расчленения долинами, балками, падями - 2 км/км2, глубина базисов эрозии 50-300 м. Зна¬
чительная часть территории покрыта сосновыми и вторичными березовыми лесами. Пашни
занимают незначительные площади.
Материалы аэрофотосъемок 1937 и 1962 гг., топографические карты м-ба 1:25000 1961 г.,
данные полевых измерений были использованы для определения протяженности, площади,
объема оврагов, расчетов их густоты и плотности. Масштаб аэрофотоснимков 1:25000-
1:27000. Методами реперов и тахеометрических съемок в 1985-1995 гг. проводились наблю¬
дения за ростом форм размыва. Репера устанавливались выше вершин оврагов, наблюдения
проводились по методике Л.Е. Сетунской [7]. Съемки осуществлялись со стационарных
точек теодолитом. Получены материалы по динамике 16 типичных форм размыва, для
15 оврагов рассчитаны средние многолетние значения их роста за 52-53 года.
Овраги распространены очень неравномерно (рис. 2). Значительные площади они за¬
нимают на Еловском отроге и предгорной наклонной равнине хр. Хабар-Дабан. На долю
этих поверхностей приходится 76% площадей заовраженных земель и 84% от общего
количества форм размыва. На высоких песчаных поверхностях, наклонной аккумулятивной
предгорной равнине у хр. Тункинские Гольцы эрозионные формы встречаются редко, на
аллювиальной террасированной равнине - единично. Промоины и овраги сосредоточены
преимущественно на пашнях, пастбищах, вырубках леса на склонах круче 3°. Преобладают
эрозионные формы протяженностью до 400 м, глубиной менее 3 м.
Промоины и овраги на склонах Еловского отрога прорезают лессовидные супеси, пески,
легкие суглинки, дресвяники и представляют собой эрозионные формы длиной 100-400 м,
87

Скорости роста оврагов по данным полевых измерений, м
<N
3
'о
й
м/год
0,40
0,70
0,73
0,60
0,66
0,08
0,24
1,00
4,10
0,28
55,50
17,30
0,90
U2
2,12
1,00
7,33
0,03
0,03
0,06
0,02
Всего
О Ю ^ VO W «Л N О ''t ^ О «Л О О N N ^ --
ci «л w d ^ in ю m* vo n* n-* » rn m* d d d d
— N OO (N
<N
8.93-
7.95
1 1 1 1 1 1 § 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
9.91-
8.93
1 2 1 1 1 1 5 o ' ' ' ' ' ' ' ^ ^ 1 1 1 1
16 6
-06*6
0
i 4 ^ <4 N ^ ^ ^ ^ ^ i , оою ticioooo
ОООООО — — О 1 0 — 0 X ж о о o~ о
(месяц, го;
6.90-
9.90
OtN'OO — 0*0^00 — . diOO>0»oOOOOO
oooooooooo 1 g — — — — r^oo©*©
герениями
9.89-
6.90
O^O^vOTfOO , .oo , о о о o . . о о о о
о о о о о о 1 1 о*" о 1 о о о" о*- 1 1 о" о" о~ о
между изы
6.89-
9.89
. О (N D* О О О . . О О О О
о о о" о' о" о" 1 1 o' о g о о о*4 — 1 1 o' o' о*- о
Период
9.88-
6.89
<=> О. о^ m — о , , о q q q о о , , о ©Л о о_
ОООООО 1 0 0 0 — 0 — — 1 1 о о о о
6.88-
9.88
о. oo о. »п — . , q N н н н н н , , — о — о,
О о — — О О m о ас ж ж ж ж о о о о
6.87-6.88
О N (Л ОО о (Ч О 1Л О N 1Л О О — СЧ <4 —
<s — oo — o 1 1 с4 о — ri — г4 • 1 о о" о" о"
4.87-
6.87
0^00*00 | | eitiorno .«о , . с>, о о о
ОООООО1 1 я Я о — О 1 <N 1 1 о о о о
5.86-
4.87
Н.Д.
Н.Д.
Н.Д.
Н.Д.
Н.Д.
Н.Д.
221,0
68,5
н.д.
Н.Д.
Н.Д.
Н.Д.
6.85-
5.86
О О 40 чо о . , н н | , I , | о о
0-0000 1 1 1 ж я 1 о о 1 1
g
я
л
0
1 1
§ 1
X &
Овраг 1с+
Овраг 2д
Овраг Зд
Овраг Зд
Овраг 4д
Овраг 5с
Овраг 6с
Овраг 6с
Овраг 7д
Овраг 7с
Овраг 8д
Овраг 9д
Овраг 10д
Овраг 10д
Овраг 11д
Овраг 12д
Овраг 12д
Овраг 13с
Овраг 14с
Овраг 15с
Овраг 16с
88
Примечание: с+ - склоновый; д - донный; н.д. - нет данных; нар. - форма размыва нарушена; - - измерения не проводились.

Рис. 3. Прирост оврага № 6 по данным инструментальных съемок
1 - с 11.06.90 по 21.09.90 г., 2 - с 22.09.90 по 11.09.91 г., 3 - с 12.09.91 по 26.08.93 г.; 4 - с 27.08.93 по
24.07.95 г.
шириной 3-8, глубиной 1-4 м. Они расположены на склонах крупных распадков и падей, по
краям полей, обрабатываемых вдоль склона. Формы размыва имеют линейную в плане
форму, V- и U-образные поперечные, нередко ступенчатые продольные профили. Донные
промоины и овраги расположены в средних и нижних частях падей Кутульская, Атхатуй,
Хогонка, Улунтуйская, Харгана, урочищах Черемша, Добровольское, в нижнем течении
р. Еловки и др. Они характеризуются протяженностью 50-1800 м, шириной 4-30 м, глубиной
1-15 м, V- и U-образными и трапециевидным поперечными профилями. Формы размыва
обычно в плане линейные. Отвершки имеют только самые глубокие (более 5 м) овраги.
В днищах отдельных балок, падей насчитывается несколько форм размыва и разделяющих
их конусов выноса.
На предгорных наклонных равнинах наиболее часто промоины и овраги встречаются
между сс. Зактуй и Жемчуг, где густота расчленения ими составляет 300 м/км2. Размывают¬
ся пески, супеси, легкие лессовидные суглинки. Эрозионные формы представлены
склоновыми и донными промоинами и оврагами длиной 100-1100 м, шириной 2-15 м,
глубиной 1-7 м. Преобладают формы размыва линейной в плане формы длиной 200-400 м с
V-образными или трапециевидными поперечными профилями. На предгорной равнине
хр. Тункинские Гольцы встречаются эрозионные формы, образующиеся при размыве русел
и конусов выноса временных водотоков. Например, в начале августа 1987 г. во время
сильного ливня западнее с. Тагархай в супесях и суглинках, подстилаемых галечниками,
образовалась форма размыва длиной 240 м, шириной до 35 м, глубиной 1,2 м, площадью
0,54 га.
Промоины и овраги высоких песчаных поверхностей распространены локально на
крутых склонах и уступах массива Бадар и ур. Белый Яр, в днищах лощин, балок. Пре¬
обладают формы размыва длиной 50-100 м, шириной 4-10 м, глубиной 1-2 м. Они имеют
линейную в плане форму, склоны крутизной 20-35°. В днищах впадин на аллювиальных
равнинах эрозионные формы распространены на уступах и поверхностях террас рек Иркут,
Зун-Мурино, Маргасан, Большой Хобок. Протяженность их не превышает 50 м, ширина
10 м, глубина 6 м.
В табл. 2 приведены данные наблюдений за развитием форм размыва. Наибольшие
различия отмечались в темпах роста молодых (возраст менее 10-15 лет) и старых (более
50 лет) оврагов. Максимальный рост (10-110 м/год) установлен для донных оврагов с
большими площадями водосборов в годы выпадения сильных ливней и обильных дождей [8].
Характерен кратковременный этап быстрого роста протяженности форм размыва. Для
молодых склоновых оврагов наибольший прирост составил 2,2 м/год, средний за период
измерений - 1 м/год. На рис. 3 показаны изменения очертаний оврага № 6. Развитие его
происходило в результате регрессивной эрозии и отступления склонов. Старые формы
89

Таблица 3
Средние скорости роста с
юрм размыва
Название фор¬
мы, тип
Период
наблюде¬
ний, лет
Суммарный
прирост, м
Средняя ско¬
рость роста,
м/год
Максимальная
скорость
роста, м/год
Возраст фор¬
мы или год
образования
Тип рых¬
лых отло¬
жений
Овраг 1с+
5
2,0
0,40
2,0
>10 лет
сп, сг
Овраг 2д
8
5,6
0,70
1,2
>50 лет
лег
Овраг Зд
6
4,4
0,73
1,4
>50 лет
сп, сг
Овраг Зд
6
3,6
0,60
1,0
>50 лет
сп, сг
Овраг 4д
5
3,3
0,66
1,0
>50 лет
п, др
Овраг 5с
6
0,5
0,08
0,2
>50 лет
лег
Овраг 6с
5
5,0
1,00
2,2
1987
п, лег
Овраг 7д
4
16,4
4,10
12,0
1985
п, ДР
Овраг 7с
4
1,1
0,28
0,5
1986
П, др
Овраг 8д
4
222,0
55,50
110,5
>10 лет
П, СП
Овраг 9д
5
86,5
17,30
43,3
>10 лет
П, СП
Овраг 10д
4
3,5
0,90
2,5
1986
П, СП
Овраг 10д
4
4,5
1,12
1,5
1986
П, СП
Овраг 11 д
4
8,5
2,12
4,5
1986
лег
Овраг 12д
3
3,0
1,00
1,5
1987
леп
Овраг 12д
3
22,0
7,33
10,7
1987
лот
Овраг 13с
6
0,2
0,03
0,1
>50 лет
лот
Овраг 14с
6
0,2
0,03
0,1
>50 лет
лот
Овраг 15с
5
0,3
0,06
0,2
>50 лет
лот
Овраг 16с
5
0,1
0,02
0,1
>50 лет
лот
Примечание: с+ - склоновая форма размыва; д - донная форма размыва; сп - супесь; сг - суглинок;
лег - лёссовидный суглинок; п - песок; др - дресвяник; леп - лёссовидная супесь.
размыва росли на 0,1-1,4 м/год, а средняя скорость за 5-8 лет не превысила 1 м/год (табл. 3).
Измерениями по сезонам года установлено преобладание летнего прироста оврагов над
весенним. Весной снег нередко испаряется, сток воды формируется не ежегодно.
Рассчитанные средние скорости роста оврагов необходимо использовать очень осто¬
рожно из-за малой продолжительности наблюдений. Кроме того, период измерений (1985—
1995 гг.) характеризовался повышенным увлажнением, выпадением сильных ливней (более
30 мм/ч) и обильных дождей (свыше 100-200 мм за несколько дней). Особенно дождливым
был 1987 г., когда для большинства метеостанций и метеопостов был перекрыт прежний
максимум годовой суммы осадков.
По материалам аэрофотоснимков, карт, полевых измерений определена средняя ско¬
рость роста 16 форм размыва за период 29-53 года (табл. 4). Наибольший интерес пред¬
ставляют овраги, на которых проводились натурные наблюдения за их развитием (формы 2,
3, 4, 5, 13, 14, 15). Для отдельных эрозионных форм темпы регрессивной эрозии превысили
средние многолетние значения линейного прироста вследствие выпадения значительных
сумм осадков (овраги 2, 3, 5), для других (формы 4, 13, 14, 15) темпы роста замедлились.
В период с 1937 по 1961 гг. скорость ежегодного прироста длины у большинства оврагов
была выше, чем за следующие 18-19 лет. Рассмотрим более детально эволюцию типичных
форм размыва.
Длина эрозионной сети на водосборе оврага 3 за 52 года увеличилась с 401 до 903 м.
Основной ее рост шел за счет образования новых отвершков. На аэрофотоснимках 1937 г.
помимо основного ствола оврага видны 2 отвершка, на топографической карте 1961 г. их
показано 3, при обследовании летом 1989 г. выявлено 4. За весь период увеличение
суммарной длины составило 9,7 м/год, из них в 1937-1961 гг. - И м/год, за следующий
период 8 м/год. В 1937 г. все овраги были лишены растительности, четко дешифрировались
вершинные уступы и мощный конус выноса. Через 52 года все отвершки, средняя и нижняя
части основной формы размыва были задернованы.
Овраг 4 относится к активно растущим. Из него ежегодно осуществляется вынос мате¬
риала, который аккумулируется на пойме р. Еловки. Средняя скорость отступания его
вершины за 52 года составила 0,85 м/год, близкие значения (0,64 м/год) были получены
измерениями по реперам (см. табл. 2). Овраг имеет крутые незадернованные склоны,
90

Таблица 4
Средние многолетние скорости роста промоин и оврагов
Название формы,
тип
Тип рыхлых отло¬
жений
Период,
лет
Средняя ско¬
рость, м/год
В том числе, м/год
1937-1961 гг.
1962-1989
(1990) гг.
Овраг 2д+
лег
52
0,20
_
_
Овраг Зд
СП, сг
52
0,30
-
-
Овраг Зс
СП, сг
52
0,80
0,25
1,25
Овраг Зс
СП, сг
52
2,10
4,10
0,46
Овраг 4д
П,др
52
0,85
-
-
Овраг 5с
лег
52
0,00
-
-
Овраг 6с
п, лег
52
9,11
2,33
15,25
Овраг 13с
леп
52
0,20
0,50
0,00
Овраг 14с
леп
53
0,34
0,75
0,00
Овраг 15с
леп
53
1,00
1,50
0,66
Овраг 17д
П, СП
52
0,53
1,13
0,00
Овраг 18с
П,д
53
0,30
-
-
Овраг 19д
СП, сг
53
-0,60
-1,25
0,00
Овраг 20д
П, СП
53
1,00
2,00
0,60
Овраг 21 д
П, СП
53
1,00
2,20
0,00
Овраг 22д
СП, сг
53
12,00
-
-
Овраг 23д
СП, сг
53
2,00
-
-
Овраг 24д
сг
29
0,60
-
0,60
Примечание: лег - тип рыхлых отложений см. в табл. 3.
V-образный поперечный профиль, ступенчатое днище. На его бортах активно протекают
процессы осыпания и обваливания.
Овраг 6 в 1937 г. имел протяженность 200 м, V-образный поперечный профиль и за¬
канчивался конусом выноса. На топографической карте 1961 г. длина формы размыва была
260 м, глубина 1 м. При обследовании в июне 1990 г. длина оврага была 685 м и он состоял
из двух различных частей. Верхняя, длиной 360 м, представляла собой молодую форму
размыва не старше 2-3 лет, шириной до 7 м и глубиной до 5 м со ступенчатым продольным
профилем. Ниже на расстоянии 325 м шел омоложенный овраг шириной 3-7 м, глубиной
1-4 м. Средняя скорость роста составила 9,11 м/год, из них 2,33 м/год за первый период и
15,25 м/год за следующий.
Три примера отражают различные варианты эволюции эрозионных форм. На водосборе
оврага 3 увеличение длины эрозионной сети осуществлялось за счет образования новых
отвершков и роста существующих форм размыва. Овраг 4 сохраняет высокую активность в
течение более полувека, у оврага 6 период относительно замедленного развития в 1987 г.
сменился резким омоложением, увеличением длины, ширины и глубины. Наиболее ти¬
пичный случай эволюции формы размыва включает короткий начальный этап быстрого
увеличения ее протяженности и продолжительный период замедленного развития,
зарастания днища, выполаживания склонов.
Для всего района исследования установлено двукратное увеличение числа форм размыва
за 52 года. В бассейне р. Еловки количество промоин и оврагов возросло с 50 до 70.
Отдельные неглубокие (до 1-1,5 м) формы размыва заросли, склоны их выположились, и
они превратились в эрозионные ложбины. Десять промоин было засыпано. Всего обра¬
зовалось 26 новых эрозионных форм. На предгорной наклонной равнине хр. Хамар-Дабан
между с. Зактуй и Улан-Горхон за 53 года возникло 44 новых промоин и оврагов. Сум¬
марная их длина увеличилась с 7300 до 10500 м. Образовались преимущественно короткие
(до 200-300 м), неглубокие (до 1-2 м) формы размыва. Крупные овраги возникли единично в
днищах падей, балок и обязаны своим появлением обильным дождям, распашке земель,
вырубке лесов.
Следовательно, котловины Юго-Западного Прибайкалья характеризуются слабым и
умеренным овражным расчленением. Размыву подвержены сельскохозяйственные земли
предгорных наклонных равнин и склонов отрогов. Установлены 4 варианта эволюции
91

оврагов: 1) быстрый начальный рост в течение короткого времени и резкое падение темпов
развития в последующий период; 2) активный рост в течение нескольких десятилетий;
3) усложнение оврага вследствие образования отвершков (формирование овражной си¬
стемы); 4) смена регрессивного этапа развития оврага прогрессивным.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Выркин В.Б., Кузьмин В.А., Снытко В Л. Общность и различие некоторых черт природы Тункинской
ветви котловин // География и природные ресурсы. 1991. № 4. С. 61-68.
2. Справочник по климату СССР. Метеорологические данные за отдельные годы. Вып. 22: Иркутская
область и юго-западная часть Бурятской АССР. Ч. 2: Атмосферные осадки. Иркутск, 1975. 322 с.
3. Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1960.
258 с.
А. Логачев И.А., Антощенко-Оленев И.В., Базаров Д.Б. и др. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.:
Наука, 1974. 360 с.
5. Уфимцев Г.Ф. Геоморфологические экскурсии в Прибайкалье. Тункинская долина. Иркутск, 1991. 44 с.
6. Выркин В.Б. Рельеф и современные экзогенные процессы в Баргузинской и Тункинской котловинах//
Рельеф и склоновые процессы юга Сибири. Иркутск, 1988. С. 3-24.
7. Сетунская Л.Е. Овражная эрозия (методы изучения) // Методы полевых геоморфологических экспери¬
ментов в СССР. М.: Наука, 1986. С. 48-65.
8. Рыжов Ю.В. Роль экстремальных метеорологических явлений в развитии эрозионных процессов При¬
байкалья // Геоморфология. 1996. № 3. С. 96-99.
Институт географии СО РАН, Поступила в редакцию
Иркутск 03.02.97
GULLY EROSION IN THE INTERMOUNTAIN BASINS OF SOUTH-WEST PRIBAIKALYE
Yu.V. RYZHOV
Sum тагу
Gully’s dissection in the depressions of the region is weak to moderate. Farming land of the piedmont tilt plains
and slopes of the mountain spurs are most erodible. Four types of gully’s evolution are established: 1 - hasty growth
during short period of time and rapid decrease of the rate of development; 2 - active growth during several decades; 3 -
thickening of gully because of growth of branches (gully’s system formation); 4 - changeover from regressive stage of
development to active one.
УДК 551.435.162(470.51)
© 1998 г. И И. РЫСИН
О СОВРЕМЕННОМ ТРЕНДЕ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ В УДМУРТИИ
Исследуемый регион расположен на востоке Русской равнины в междуречье Вятки и
Камы. Господствующими типами ландшафтов являются южнотаежный и смешанных (хвой¬
но-широколиственных) лесов. Естественные ландшафты к настоящему времени сильно
преобразованы. Только за последние 150-170 лет леса были сведены более чем наполовину,
а площадь пашни выросла почти до 40%. Развитию здесь эрозионных процессов благо¬
приятствуют и геолого-геоморфологические особенности: повсеместное распространение
легкоразмываемых верхнепермских глин и четвертичных лессовидных делювиально-соли-
флюкционных суглинков, а также сильно расчлененный рельеф с ярко выраженной
асимметрией склонов климатического типа.
92

Рис. 1. Схема расположения полевых стационаров по изучению динамики овражной эрозии в Удмуртии
Наблюдения: 1 - ежегодные (1 раз в год); 2 - сезонные (2 раза в год); 3 - многократные (после ливней);
4 - эпизодические (через 2-3 года); 5 - гидропосты, используемые в работе; 6 - граница между подзоной
южной тайги и зоной хвойно-широколиственных лесов. Цифры на схеме - номера полевых стационаров
Овражная эрозия в Удмуртии получила широкое развитие. Но распространение ее по
территории характеризуется значительной неравномерностью. Если на отдельных водо¬
сборах правобережья Камы густота овражной сети превышает 1000 м/км2, то на право¬
бережье Кильмези и в верховьях Вятки и Камы овраги практически не встречаются, они
очень редки и в бассейне р. Чепцы [1]. Неравномерно развитие овражных форм и во
времени, в связи с чем возникает ряд вопросов, требующих рассмотрения: 1). Прогрессирует
ли овражная эрозия в последние десятилетия, остается стабильной или затухает?
2) . Существуют ли пространственные различия в трендах современного оврагообразования?
3) . Каковы причины временной изменчивости в развитии овражной эрозии?
Для решения поставленных задач использовались данные многолетних стационарных
наблюдений за ростом 160 оврагов на 26 ключевых участках, расположенных в различных
ландшафтных условиях (рис. 1). Изучением охвачены различные типы оврагов, среди
которых преобладают первичные (58,5%), из них более половины приводораздельных
(склоновых). Среди вторичных оврагов преобладают вершинные (65%). Площади ключевых
участков изменяются от 1-3 км2 до 18,5 км2 (табл. 1).
93

Таблица 1
Характеристика полевых стационаров
№
Название полевого
стационара
Площадь,
км2
Период наблюдений,
годы
Количество оврагов
первичных
вторичных
1
Пужьегурт
18,5
1985-1996
8
8
2
Ст. Быги
2,5
1978-1996
1
-
3
Селты
1,3
1978-1996
5
-
4
Бол. Волково
8,2
1978-1996
1
3
5
Степаново
1,2
1978-1996
5
-
6
Черная - Светлое
3,3
1978-1996
2
5
7
Фертики
4,6
1993-1996
1
7
8
Макарово
2,2
1978-1996
1
2
9
Мещеряки
1,1
1978-1996
-
1
10
Ягул
1,8
1978-1996
2
1
11
Забегалово
1,1
1991-1996
1
1
12
Ст. Мартьяново
1,0
1978-1996
-
1
13
Докша
1,3
1978-1996
6
-
14
Поваренки
2,1
1978-1996
3
4
15
Сидоровы Горы
2,5
1983-1996
6
-
16
Ниж. Юри
1,2
1978-1996
1
1
17
Курегово
2,4
1978-1996
6
4
18
Девятово
1,1
1978-1996
2
-
19
Мазунино
1,9
1978-1996
5
1
20
Мушак
4,8
1978-1996
7
-
21
Бажениха
4,5
1978-1996
9
-
22
Крымская Слудка
3,2
1978-1996
3
2
23
Русский Куюк
3,6
1978-1996
7
1
24
Варзи-Ятчи
8,5
1978-1996
5
10
25
Кулюшево
9,6
1978-1996
7
9
26
Вятское
1,0
1978-1996
-
5
Всего
94,7
1978-1996
94
66
На большинстве стационаров (91 овраг) наблюдения проводятся один раз в год (июнь-
июль), а на 9 ключевых участках (34 оврага) - дважды: в мае или начале июня, после схода
талых вод (до начала ливневых дождей) и в октябре или начале ноября, после окончания
сезона летне-осенних ливней. Изучение оставшихся 35 оврагов осуществляется эпизоди¬
чески, через 2-3 года (рис. 1).
В целях объективности при сопоставлении данных в статье анализируются лишь те
стационары, наблюдения на которых ведутся с 1978 г. В первый год наблюдения
насчитывалось 120 оврагов и все они были активно растущими. В настоящее время они
находятся на различных стадиях развития, некоторые уже прекратили свой рост. Кроме них
в наблюдение вовлекались и вновь появившиеся на участках овраги, поэтому количество
изучаемых оврагов увеличилось до 128. Годовой прирост оврагов на стационарах
определяется методом реперов по следующей зависимости: L = \F(LL,N), где L - годовой
прирост оврагов на стационаре в метрах; ZL - суммарный прирост всех оврагов в метрах;
N - количество изучаемых оврагов на стационаре.
Анализ результатов многолетних стационарных наблюдений показывает, что отчетливо
наблюдается неравномерный, пульсационный характер роста оврагов. На графике годового
прироста оврагов отчетливо прослеживается его циклический характер с 12-13-летним
интервалом и слабо выраженным нисходящим трендом (рис. 2). Полученное методом
наименьших квадратов уравнение линейного тренда годового прироста оврагов имеет
следующий вид:
Г = -0,007Т+ 1,37,
где Т - время (порядковый номер года); за единицу принимается 1978 г.
94

(/, м/аод
Рис. 2. Динамика развития оврагов на полевых стационарах в период 1978-1996 гг.
1 - годовой прирост (м/год); 2 - средняя многолетняя скорость роста оврагов (м/год); 3 - кумулятивная
кривая динамики появления новых оврагов (ед.); 4-то же, заросших (прекративших рост) оврагов (ед.)
Для характеристики аномальных проявлений эрозии воспользуемся классификацией
казанских геоморфологов [2], основанной на анализе вероятности стока взвешенных
наносов (табл. 2).
Скорости прироста вершин от года к году изменяются в несколько раз, вплоть до
полного затухания процесса. Крупная положительная аномалия интенсивности овражной
эрозии отмечена в 1979 г. (Р = 5%), имеются также две малые положительные аномалии,
приходящиеся на 1991 (Р = 10%) и 1990 (Р = 15%) гг. Резкое снижение интенсивности
овражной эрозии зафиксировано в 1983 (Р = 95%), 1996 (Р = 90%) и 1987 (Р = 85%) гг.
(рис. 2). Такой пульсационно-циклический характер роста оврагов обусловлен
преимущественно влиянием гидрометеорологических условий, что подтверждается
данными корреляционного анализа. Причем наиболее тесной оказывается связь между
годовым приростом оврагов и интенсивностью половодного стока (г = 0,77 ± 0,14).
Таблица 2
Типы аномалий эрозии на основе вероятности стока взвешенных наносов [2]
Тип аномалий
Вероятность (%) величины стока наносов (Р)
Положительные
Отрицательные
аномалии
аномалии
Экстремальная
<3
>97
Крупная аномалия
3-6
94-97
Малая аномалия
6-15
85-94
Чтобы получить объективное представление о тенденции оврагообразования, необхо¬
димо проследить динамику соотношения вновь появившихся и прекративших свой рост
(заросших) оврагов на ключевых участках. Если в первые 5 лет наблюдений появилось пять
новых оврагов, то за последние 6 лет возник лишь один (рис. 2). Совершенно иная картина
вырисовывается в отношении количества заросших оврагов. За первые 5 лет наблюдений
ни на одном участке не были зафиксированы овраги, прекратившие свой рост, а за
последние годы количество их увеличилось более чем в 3 раза (рис. 2). Следует учесть, что
в период очередной вспышки активности оврагообразования часть заросших оврагов может
возобновить свой рост, как это наблюдалось в 1990, 1991 и 1994 гг., когда активизировались
многие овраги, прекратившие свой рост в 1980-1989 гг.
95

Таблица 3
Изменение овражной расчлененности по отдельным речным бассейнам Вятско-Камского междуречья за
период между повторными аэросъемками
Речные бассейны
Годы аэросъемок
1958, 1959
1970
1987-
-1991
Суммарная
длина
оврагов, м
Густота
оврагов,
м/км2
Суммарная
длина
оврагов, м
Густота
оврагов,
м/км2
Суммарная
длина
оврагов, м
Густота
оврагов,
м/км2
Кильмезь
8770
1,8
11054
2,2
18632
3,7
Вала
64990
10,0
68630
10,6
112366
17,3
Левобережье Вятки и
115210
29,6
112890
29,0
108243
27,8
Тойма
Иж
179420
24,2
180365
24,4
188038
25,4
Сива
25780
10,5
24544
10,0
21424
8,8
Правобережье Камы
558260
233,6
527407
218,2
469361
196,4
Левобережье Камы
8630
6,6
7980
6,1
6932
5,3
По всем бассейнам
961060
33,2
932870
32,2
924996
32,0
Часть оврагов прекратила свой рост вследствие искусственного уменьшения их
водосборной площади (строительство дорожной насыпи, обвалование вершин и др.). Многие
достигли пределов своего роста естественным путем, значительно приблизившись к
водоразделу. Таким образом, здесь наблюдается явная тенденция затухания овражной
эрозии, что объясняется, в первую очередь, стадийностью процесса.
Чтобы определить среднегодовой прирост оврагов за период, предшествовавший
стационарным наблюдениям, использовались контактные аэрофотоснимки (АФС) масштаба
1:17 000-20 000 съемки 1959, 1970 гг. и аэрофотопланы масштаба 1:10 000 1980 г. съемки.
Методика измерения и принципы дешифрирования АФС общеизвестны [3, 4 и др.]. Для
определения тенденции оврагообразования за более продолжительное время рассчитывался
среднегодовой прирост оврагов на стационарах за периоды 1959-1970 гг. и 1970-
-1980 гг. по аэрофотоматериалам залетов соответствующих лет. Среднегодовой прирост
оврагов за первый период составил 2,4 м/год, а за второй - 1,9 м/год. За весь период
стационарных наблюдений анализируемый показатель уменьшился до 1,3 м/год. Следо¬
вательно, пульсационно-циклический ход развития оврагов за последние четыре деся¬
тилетия имеет все же нисходящий тренд.
Для подтверждения выводов о снижении активности современного оврагообразования,
полученных на основе анализа динамики прироста оврагов на ключевых участках, нами
было проведено по аэрофотоснимкам 3-кратное картографирование овражной сети и
определение ее густоты в пределах западных и южных районов Удмуртии, охватывающих
около 65% площади ее территории, где сосредоточено 97% оврагов по их протяженности и
93% по количеству. Выбор территории определялся наличием аэрофотоматериалов,
близких по годам залетов. Карты густоты овражной сети строились методом выделения
элементарных бассейнов [1, 5]. Первые карты овражности были построены путем деши¬
фрирования АФС 1958, 1959 гг. залетов, повторное картографирование проводилось по
АФС 1970 г. залета. В последний раз протяженность оврагов в пределах ранее выделенных
элементарных водосборов определялась по аэрофотопланам 1987-1991 гг. залетов.
Анализ полученных материалов доказывает снижение интенсивности овражной эрозии
на всей территории за рассматриваемый период. С начала первых аэросъемок общая
протяженность овражной сети в пределах данной территории составляла 961,1 км, за
исследуемый период она сократилась более чем на 36 км, уменьшилась и средняя густота
оврагов (табл. 3).
Но обращает на себя внимание возрастание протяженности и, соответственно, густоты
оврагов в бассейнах рек Ижа, Кильмези и особенно Валы, характеризующихся сравни¬
тельно невысокой овражной расчлененностью. Поскольку в характере использо¬
вания и обработки земель здесь нет существенных различий, то влияние антро-
96

Рис. 3. Динамика интенсивности половодного (Л) и модулей годового (Б) стока
р. Лумпун (7) и р. Вала (2) в 1950-1996 гг.
погенного фактора исключается. Не выявлено региональных аномалий и в гидроме¬
теорологических условиях весеннего периода.
Восходящий тренд в этих бассейнах предположительно связан с экстремально интен¬
сивными ливнями, вызвавшими здесь местную вспышку активности оврагообразования.
Действительно, в бассейне р. Вала гидрометеостанцией г. Можга в ночь с 28 на 29 июня 1986
г. был зарегистрирован ливень со слоем осадков 98 мм. Аналогичной силы ливень был
зафиксирован 5 августа 1984 г. метеопостом с. Новые Зятцы (бассейн р. Кильмезь), когда
суточный слой осадков составил 97 мм. В этот же день в г. Ижевске также прошли
интенсивные ливни с суточным слоем осадков 80 мм, а через день повторился ливень с
суточным слоем 48 мм. В результате этих ливней в окрестностях г. Ижевска появилось
много новых оврагов, а на существующих был отмечен значительный прирост. Таких
аномально интенсивных ливней на других метеостанциях и постах республики за весь
рассматриваемый период не наблюдалось.
Полученные результаты свидетельствуют в общем о снижении интенсивности овражной
эрозии на юге лесной зоны Вятско-Камского междуречья за последние 40 лет. На
значительное сокращение растущих оврагов и возрастание доли зарастающих и закреп¬
ленных овражных форм для отдельных регионов юга Нечерноземья указывал также Б.Ф.
Косов [6]. Аналогичная ситуация наблюдается и в Среднем Поволжье [7]. О снижении
интенсивности эрозии в последние десятилетия в лесостепи и степи Восточно-Европейской
равнины доказывают и исследования А.П. Дедкова, В.И. Мозжерина, Г.Р. Сафиной [8], это
подтверждают и данные по стоку взвешенных наносов, полученные для северо-запада
лесной зоны Н.Н. Бобровицкой [9].
Среди различных методов оценки интенсивности эрозионных процессов самым объек¬
тивным, по мнению Н.И. Маккавеева [10] и ряда других исследователей, является анализ
твердого стока. На большинстве гидропостов региона регулярные наблюдения за стоком
взвешенных наносов были начаты лишь в 1960-х гг., причем по ряду лет они ненадежны или
вообще отсутствуют. Поскольку существует прямая зависимость стока наносов от жидкого
стока, которая усиливается в малозалесенных бассейнах [И], то проанализируем динамику
годового половодного стока р. Вала (с. Вавож) и его интенсивность и р. Лумпун (д. Шмыки),
наиболее близко расположенных к полевым стационарам и имеющих достаточно продол¬
жительный период наблюдений (рис. 1). Площадь водосбора р. Валы выше створа гидро-
поста - 4770 км2, лесистость - 37%, соответственно для р. Лумпун - 1210 км2 и 31%.
Интенсивность половодного стока для данных рек, рассчитанная как отношение мак¬
симального расхода весеннего половодья к норме годового стока, также имеет нисходящий
тренд (рис. 3, А). Полученные уравнения линейного тренда имеют следующий вид:
4 Геоморфология, № 3
97

Таблица 4
Общая характеристика годовых аномалий половодного стока в бассейне р. Лумпун и р. Вала в 1950-1996 гг.
Река (пункт)
Сток, м3/с
Годы аномалий положительные/отрицательные
максимальный
весенний
годовая норма
экстремаль¬
ных
крупных
слабых
Лумпун (Шмыки)
292
8,1
1979/1996
1955/1983,
1957/1977
1959/1952,
1991/1976,
1962/1954,
1969/1961
Вала (Вавож)
707
21,4
1979/1984
1991/1996
1955/1952,
1957/1983,
1969/1986,
1966/1976
0л = -0,0327 + 19,69,
гДе 2л - интенсивность половодного стока р. Лумпун, 7 - время (порядковый номер года,
начиная с 1950 г.):
(2В =-0,0447+ 13,61,
где Qb - интенсивность половодного стока р. Валы, 7 - время (порядковый номер года,
начиная с 1952 г.).
Изменчивость показателя интенсивности половодного стока для р. Лумпун выражена
резче, чем для р. Валы вследствие различий их водосборных площадей. Так, для р. Лумпун
стандартное отклонение (а) составляет 6,3, коэффициент вариации (Cv) 33,2, а для р. Валы
соответственно а = 4,7, Cv = 37,3.
В соответствии с вышеприведенной классификацией, экстремальными по интенсивности
половодного стока для р. Лумпун являются 1979 (Р - 2%) и 1996 гг. {Р - 98%), к крупным
относятся положительные аномалии 1955 и 1957 гг. и отрицательные 1977, 1983 гг. Для
р. Вала 1979 г. также относится к экстремальному, но здесь 1996 г. переходит в разряд
крупных отрицательных аномалий, а экстремальным является 1984 г. (табл. 4). Причем
положительные аномалии 1955, 1957, 1979 гг. и отрицательные 1952, 1976, 1984 гг.
выделяются таковыми для некоторых рек Среднего Поволжья по стоку взвешенных наносов
[2]. Следовательно, они имеют региональный характер, в отличие от локальных,
проявляющихся только в пределах одного бассейна.
Наиболее быстрый рост оврагов отмечается в годы с положительными аномалиями
интенсивности половодного стока, снижение активности оврагообразования обычно
приурочено к годам с отрицательной аномалией. Это отчетливо видно при сопоставлении
соответствующих графиков (рис. 2 и 3, А) и подтверждается данными корреляционного
анализа (р. Лумпун, г = 0,75; р. Вала, г = 0,85).
В отличие от интенсивности половодного стока, модули годового стока анализируемых
рек имеют устойчивую тенденцию к возрастанию (рис. 3, Б). Полученные уравнения
линейного тренда имеют следующий вид:
Мл = 0,0487+ 5,71,
где Мл - модуль годового стока р. Лумпун, 7 - время (порядковый номер года, начиная с
1950 г.);
Мв = 0,0317+ 3,77,
где Мв - модуль годового стока р. Вала, 7 - время (порядковый номер года, начиная с
1953 г.).
Различия в изменчивости значений годового стока рек выражены не столь резко, как
98

Рис. 4. Динамика распаханности земель и коэффициента эрозионной опасности посевных
площадей территории Удмуртии в период 1950-1996 гг.
1 - распаханность (Р, %); 2 - коэффициент эрозионной опасности (K.J
это наблюдалось в первом случае. Стандартное отклонение для р. Лумпун составляет 1,5,
коэффициент вариации 22,9, соответственно для р. Вала а = 1,1, Cv = 24,6.
К положительным аномалиям и экстремалиям регионального характера относятся 1994,
1990, 1991, 1985, 1971, 1957 гг., аномально низким был сток в 1952, 1975, 1954, 1967 гг., а
также в 1976 и 1984 гг. (р. Вала) и в 1964, 1996 гг. (р. Лумпун). Причем наибольшие значения
годового стока не всегда совпадают по времени с максимальными показателями интен¬
сивности половодного стока (рис. 3). Анализ внутригодового распределения стока показы¬
вает, что в годы с интенсивным половодьем его продолжительность обычно короче, чем в
многоводные годы, и значительно ниже (в 1,5-2 раза) летне-осенний сток.
Связь между величиной годового стока рек и показателем роста оврагов не обнару¬
живается (рис. 2 и 3, Б), что подтверждается и данными корреляционного анализа
(р. Лумпун, г = 0,34; р. Вала, г = 0,01). Выявляющееся возрастание годового половодного
стока и снижение его интенсивности в бассейнах двух рек хорошо согласуется с
результатами исследований группы казанских авторов [12], согласно которым за последнее
столетие на востоке Русской равнины отмечается тенденция усиления увлажненности и
уменьшения континентальности климата. Последнее влечет за собой уменьшение неравно¬
мерности стока, что обусловливает и снижение интенсивности овражной эрозии.
Затуханию овражной эрозии способствовало и значительное сокращение, особенно
после 1985 г., пахотных земель (рис. 4). Наиболее высокая распаханность территории
Удмуртии была в 1955 г. (38,6%), а к 1996 г. она уменьшилась до 35,5%. Основные причины
сокращения площади пашни: изъятие земель нарушенных (эрозия, нефтедобыча и др.),
отвод земель под строительство различных объектов и передача под коллективные садово-
огородные массивы. Анализ динамики структуры посевных площадей в республике по¬
казывает, что с 1950 г. показатель эрозионной опасности агроценозов имеет явную тен-
Таблица5
Динамика структуры посевных площадей Удмуртской Республики (данные статистических ежегодников)
Сельскохозяйственные культуры
В % от всей посевной площади (по годам)
1950
1955
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1996
Озимые зерновые
33,7
30,4
33,6
26,3
23,0
17,5
16,8
21,3
15,4
Яровые зерновые и
зернобобовые
45,3
41,2
31,6
35,3
39,6
45,4
42,1
31,5
37,8
Технические культуры
5,7
4,5
2,5
2,2
1,9
1,8
1,4
1,3
0,6
Картофель и овощи:
5,4
5,8
6,9
6,1
5,7
4,3
3,7
3,5
5,0
из них картофель
89,9
89,9
93,9
92,2
92,3
90,1
91,7
92,9
87,6
Кормовые культуры:
9,9
18,1
25,4
30,1
29,8
31,0
36,0
42,4
41,2
из них силосные
2,8
38,4
37,5
24,3
23,7
33,8
26,5
23,7
13,3
однолетние травы
8,8
5,6
25,7
16,5
13,7
18,9
12,7
18,8
15,4
многолетние травы
76,1
52,1
35,1
56,9
60,0
45,3
59,1
56,1
71,0
Итого:
100
100
100
100
100
100
100
100
100
4*
99

денцию к снижению (рис. 4). Для его расчетов использовались коэффициенты устойчивости
различных сельскохозяйственных культур к эрозии с учетом влияния применяемых
противоэрозионных агротехнических мероприятий [13, 14 и др.]. Коэффициент эрозионной
опасности почвы в значительной степени зависит от наличия на ней растительности и
изменяется в широких пределах: от 1,0 для чистого пара до 0,01 для многолетних трав.
Устойчивое снижение показателя эрозионной опасности посевных площадей в последние
10-15 лет объясняется существенным возрастанием доли многолетних трав среди кормовых
культур (табл. 5) и влиянием противоэрозионных мероприятий, которые внедрялись в
хозяйствах республики до 1991 г. в значительных масштабах [15, 16]. Так, безотвальная
обработка с сохранением стерни проводилась в 1990 г. на 32% площади посевов зерновых
культур, а в 1994 г. этот показатель снизился до 17,3% [17].
Кроме того, отмечается резкое снижение доли озимых зерновых и технических (лен-
долгунец) культур. В последние годы 5-10% площади пахотных земель не обрабатываются
вследствие кризисной ситуации в экономике агропромышленного комплекса. Все это также
содействует затуханию процессов оврагообразования.
Выводы
Основными причинами уменьшения интенсивности овражной эрозии следует считать:
1) . Активное внедрение в хозяйствах почвозащитных и противоэрозионных мероприятий
до начала 1990-х гг.
2) . Снижение на 10-12% площади распахиваемых земель в последние годы.
3) . Изменение структуры посевов в пользу расширения доли многолетних трав.
4) . Уменьшение неравномерности стока воды, что вызывает снижение интенсивности
половодного стока, а следовательно, и роста оврагов.
5) . Естественное затухание овражной эрозии вследствие стадийности процесса.
Роль каждого из перечисленных факторов будет определена в ходе дальнейших
исследований.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Рысин И.И. Эрозионная расчлененность Удмуртской АССР. Казань. 1981. Деп. в ВИНИТИ
№ 1272-81. 32 с.
2. Дедков А.П., Мозжерин В.И., Сафина Г.Р. Аномальные проявления эрозии в Среднем Поволжье в
1950-1987 гг. // Геодинамика равнинного рельефа. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1992. С. 24-41.
3. Кудрицкий Д.М., Попов И.В., Романова ЕЛ. Основы гидрографического дешифрирования аэрофо¬
тоснимков. Л.: Гидрометеоиздат, 1956. 344 с.
4. Рысин И.И., Дуглав В.А. Изучение эрозионных процессов по аэрофотоснимкам // Изучение ресурсного
потенциала территории. Ижевск: 1987. С. 133-139.
5. Рысин И.И. Почвенная и овражная эрозия на территории Удмуртской АССР. Автореф. дис. ... канд.
геогр. наук. Л.: ЛГУ, 1982. 23 с.
6. Косов Б.Ф. Динамика овражной сети при освоении бывших лесных площадей на юге Нечерноземья //
Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 8. М.: Изд-во МГУ, 1981. С. 69-79.
7. Овражная эрозия востока Русской равнины / Под ред. А.П. Дедкова. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1990.
142 с.
8. Дедков А.П., Мозжерин В.И., Сафина Г.Р. О современном тренде эрозии в степной и лесостепной зонах
Восточно-Европейской равнины // Геоморфология. 1996. № 3. С. 39-43.
9. Бобровицкая Н.Н. Исследование закономерностей формирования стока взвешенных наносов рек СССР
в условиях антропогенного воздействия // Эрозиоведение: теория, эксперимент, практика. Тез. докл.
Всесоюзн. науч. конфер. М.: Изд-во МГУ, 1991. С. 21-22.
10. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346 с.
И .Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1984. 264 с.
12. Дедков А.П., Бутаков Г.П., Мозжерин В.И. и др. Изменчивость компонентов окружающей среды
востока Русской равнины и некоторые аспекты ее моделирования // Программа "Университеты России".
Направление 2. Университеты как центры фундаментальных исследований. География. М.: Изд-во МГУ,
1993. С. 86-91.
13. Лопырев М.И., Рябов Е.И. Защита земель от эрозии и охрана природы. М.: Агропромиздат, 1989. 240 с.
14. Жаркова Ю.Г. Почвозащитные свойства агроценозов // Работа водных потоков. М.: Изд-во МГУ, 1987.
С. 39-51.
100

15. Вараксина Е.Г., Чирков И.К. Цена гектара. Ижевск: Удмуртия, 1975. 92 с.
16. Генеральная схема использования земельных ресурсов Удмуртской АССР до 2005 г. Ижевск: 1987.
17. Национальный доклад о состоянии окружающей природной среды Удмуртской республики в 1994 г.
Ижевск, 1995. 125 с.
Удмуртский университет Поступила в редакцию
26.06.97
ON THE RESENT TREND OF GULLY EROSION IN THE UDMURTIYA
LI. RYSIN
Sum тагу
During two decades the monitoring of 160 gullies at 26 test sites was carried out. According to the data obtained
and comparisons of aerial data for different years, gully erosion in Udmurtiya appears to be in degressive stage. Natural
and human induced factors of this tendency are analyzed.
УДК 551.435.162
© 1998 г. И.А. СЕРЕБРЕННИКОВА
ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ
В ВОСТОЧНОМ ЗАКАМЬЕ ТАТАРСТАНА
Территория Восточного Закамья по эрозионному расчленению в значительной степени
отличается от других районов Татарстана. Здесь наблюдается любопытный геоморфоло¬
гический парадокс - самая высокая и расчлененная часть Татарстана имеет наименьшую
густоту овражной сети.
Для этой территории существуют разные оценки густоты овражного, овражно-балочного
и общего расчленения. Первая попытка дать анализ овражно-балочной расчлененности
территории всего Татарстана была предпринята еще в 1950 г. Ф.С. Хабибуллиной [1]. Ею на
основе обработки топографических карт получена средняя густота овражно-балочной сети,
составившая в Восточном Закамье 0,15 км/км2. Согласно С.С. Соболеву [2] средний
коэффициент овражно-балочного расчленения Восточного Закамья 0,23 км/км2.
Наиболее детально расчлененностью Татарстана занимался В.Н. Сементовский [3].
Главным источником для его работы послужили топографические карты, притом разного
масштаба и типологии. В результате детальной их обработки он показал развитие долинной
и овражной сети по основным частям Татарстана. Восточное Закамье он представил как
геоморфологическую загадку. Согласно его данным, густота оврагов здесь очень мала,
одинакова с низменным Западным Закамьем, минимальна для Татарстана (0,15 км/км2).
Хотя В.Н. Сементовский говорит о густоте овражной сети, но фактически анализируется
овражно-балочная, так как по топографическим картам даже м-ба 1 : 50000 невозможно
разделить овраги и балки. Чуть выше коэффициент овражного расчленения (0,18 км/км2)
дает Р.С. Петрова [4].
В книге "Географический анализ овражно-балочных систем в пределах Татарской АССР"
состояние овражной эрозии в пределах Республики оценивалось с комплексных геогра¬
фических позиций. По данным Татгипрозема [5], коэффициент овражно-балочного расчле¬
нения Восточного Закамья составляет 0,22 км/км2. Самые последние и наиболее точные
данные по расчленению территории Татарстана содержатся в монографии "Овражная
эрозия Востока Русской равнины" [6]. В ней на основе дешифрирования аэрофотоснимков,
анализа крупномасштабных карт и непосредственного полевого изучения определен коэф¬
фициент овражного расчленения, который составил в пределах Восточного Закамья Татар¬
стана 0,13 км/км2. Исследователи [1-5] выявили ряд важных закономерностей в развитии
101

Таблица 1
Средняя густота овражно-балочного расчленения Восточного Закамья Татарстана
(по данным разных авторов)
№
Авторы
км/км2
1
С.С. Соболев (1948)
0,23
2
Ф.С. Хабибуллина (1950)
0,15
3
В.Н. Сементовский (1963)
0,15
4
Р.С. Петрова (1975)
0,33
5
А.В. Ступишин и др. (1980)
0,22
6
Овражная эрозия Востока Русской равнины
0,68
Таблица 2
Эрозионное расчленение отдельных регионов Татарстана в км/км2
("Овражная эрозия Востока Русской равнины", [6])
Район
Овраги
Балки
Долины
Общее
Предволжье
0,37
0,47
0,52
1,36
Западное
0,36
0,76
0,47
1,59
Предкамье
Восточное
0,39
0,50
0,59
1,48
Предкамье
Западное Закамье
0,09
0,63
0,33
1,04
Восточное Закамье
0,13
0,61
0,51
1,25
овражной сети, однако сопоставление полученных ими результатов с натурными наблюде¬
ниями и материалами дешифрирования крупномасштабных аэрофотоснимков показало, что
топокарты не дают достаточно объективной картины распространения оврагов [6]. Главная
трудность заключается в невозможности точного разделения на топокартах оврагов и
балок. Поэтому густота овражной сети, определенная по детальным топокартам, от¬
личается от реально существующей на величину до ±50-60%, а иногда и больше. При этом
авторы, даже совместно рассматривая овраги и балки, дают заниженные результаты
(табл. 1).
По отдельным районам Татарстана на первом месте по расчлененности, особенно
овражной, стоят Предволжье и Предкамье (табл. 2). Причем, Восточное Предкамье харак¬
теризуется наибольшим коэффициентом густоты оврагов - 0,39 км/км2. Минимальная
овражная эрозия наблюдается во всем Закамье (0,09-0,13 км/км2). Большое развитие овра¬
гов в Предволжье и Предкамье объясняется как природными условиями: слабая залесен-
ность (Предволжье), значительные средние высоты, обилие крутых склонов, преобладание
пород низкой и средней противоэрозионной устойчивости - толщ татарского яруса, боль¬
шим увлажнением (Предкамье), так и ранним (в среднем XIV-XVI вв.) заселением тер¬
риторий.
По общему расчленению Восточное Закамье стоит на третьем месте в Татарстане, хотя
по абсолютной и относительной высотам междуречий - на первом. Однако эта наибольшая
высота отражается лишь в густом долинном расчленении - 0,51 км/км2 (табл. 2). Сеть же
оврагов на этой территории мала, чуть выше, чем в низком Западном Закамье - 0,13
км/км2. Здесь расположена Бугульминско-Белебеевская возвышенность, средняя высота
которой 210 м, значительные площади имеют отметки рельефа 260-300 м, а максимальные
на границе с Башкортостаном достигают 380 м. Таким образом, три четверти территории
характеризуются глубинами местных базисов эрозии 100-200 и даже 200-250 м. Общая
амплитуда высот достигает 327 м. Столь значительные абсолютные и относительные
высоты рельефа должны были бы способствовать развитию оврагов. Этому же должны
способствовать и значительные величины средних уклонов поверхности элементарных
бассейнов. Подавляющая часть бассейнов с большими уклонами приурочена к
102

правобережьям почти всех средних и малых рек (Ик, Шешма, Степной Зай, Лесной Зай,
Дымка и др.), имеющих глубокие, хорошо разработанные, резко асимметричные долины.
По поводу сравнительно слабого овражного расчленения Бугульминской возвышенности
существуют разные точки зрения. Причины столь малой густоты овражной сети объяс¬
няются по-разному. Ф.С. Хабибуллина [1] главной причиной считает широкое развитие на
склонах структурных террас. Лентообразными зонами, этажами на разных высотах террасы
опоясывают склоны. При этом горизонтальные площадки структурных террас ослабляют
поверхностный сток. Здесь нет тех благоприятных уклонов, которые создавали бы "разбег"
водным потокам. Ступенчатость рельефа обусловлена, в первую очередь, геологическим
строением, а именно, развитием здесь "полускальных" пород, представленных известняками
и песчаниками верхней перми. Эти относительно твердые породы являются наиболее
устойчивыми к эрозии и играют еще одну немаловажную роль: при выветривании они дают
массу щебня, который на самих приводораздельных склонах ослабляет водную струйчатую
эрозию, не способствует образованию водороин и размоин.
Как известно [6], особенно густая сеть оврагов характерна для лессовидных суглинков
делювиально-солифлюкционного происхождения, в виде шлейфов покрывающих нижние
части пологих склонов. Овраги в суглинках имеют также самые большие скорости роста.
Применительно к рассматриваемой территории заметим, что здесь делювиально-соли-
флюкционные суглинки развиты очень слабо, и максимальная мощность их составляет в
самых нижних частях склонов 10-15 м [7] - это еще одна из причин малой овражности.
В.И. Сементовский [3] считает, что очень важной причиной проявления эрозии является
величина поверхностного стока. Особенно большое значение он придает конкретному
стоку по микроареалам, по площадям водосборов отдельных овражных систем. Для тер¬
риторий с хорошо развитой асимметрией междуречий это очень существенно. Крутые
склоны долин имеют большую относительную высоту, но площадь водосбора у них очень
мала, так как водораздельная линия проходит близко к бровке. Другой склон междуречья -
пологий, длинный. Площадь водосбора здесь большая, но уклон его незначительный и это
ослабляет эрозию.
Еще одной причиной малой густоты оврагов можно считать относительно позднее
земледельческое освоение этих территорий - лишь с середины XVII в. [8] и малую густоту
сельского населения (около 11,2 чел/км2) в связи с удалением от транспортных магистралей.
Выводы
Развитие овражной сети в Восточном Закамье отличается рядом особенностей:
1. Овраги развиваются здесь по днищам древних балок, лощин и ложбин, приуроченных к
крутым склонам, в то время как в других районах большинство оврагов наблюдается на
пологих склонах, сложенных делювиально-солифлюкционными суглинками. При этом сами
днища балок, лощин и ложбин слабо залесены. Здесь наблюдаются значительные уклоны,
большая концентрация стока воды и развиты (хотя и малой мощности) склоновые от¬
ложения.
2. Овраги связаны непосредственно с деятельностью человека и приурочены к кюветам
дорог, придорожным полосам, населенным пунктам, трубопроводам, которых в данном
районе (в результате добычи и перекачки нефти и попутного газа) многие тысячи кило¬
метров.
3. Овраги приурочены к склонам средней крутизны, на которых пахотные участки за¬
тягиваются высоко на склоны долин и водоразделов. Малейшие отклонения в обработке
полей приводят к возникновению водороин, которые могут перейти и переходят в более
глубокие эрозионные формы.
Основной отраслью животноводства здесь является мясо-молочное скотоводство и
овцеводство [9]. Из-за недостатка хороших пастбищ стада коров, овец выпасаются нередко
на склонах водоразделов. В связи с систематической прогонкой скота на склонах обра¬
зуются так называемые скотные тропы, полностью лишенные растительности, при от¬
сутствии и древесной растительности это может привести к образованию промоин и
рытвин.
4. Несмотря на малую густоту оврагов, скорости роста их на территории Восточного
Закамья намного больше, чем в других районах Татарстана и в целом по Республике: в
рыхлых породах в среднем для первичных и вторичных оврагов - 3,04 м/год (по Татарста¬
ну - 1,71 м/год), в коренных - 0,90 м/год (по Татарстану - 0,65) [6].
103

При таких темпах роста оврагов можно ожидать увеличение для данной территории
густоты овражной сети, которая может в дальнейшем сравняться со средней по Республике.
Для предотвращения этого необходимо проведение специальных противоэрозионных
мероприятий.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Хабибу длина Ф.С. Овражно-балочная расчлененность территории Татарии // Изв. Казан, фил. АН СССР.
Сер. геол. 1950. № 1. С. 111-120.
2. Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ними.
М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1948. Т. 1. 308 с.
3. Сементовский В.И. Закономерности морфологии платформенного рельефа. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1963. 172 с.
4. Петрова Р.С. Водные ресурсы Татарии и их использование для орошения. Казань, 1975. 127 с.
5. Ступишин А.В., Дугдав В А., Лаптева Н.Н. Географический анализ овражно-балочных систем в пре¬
делах Тат. АССР. Казань: Из-во Казан, ун-та, 1980. 152 с.
6. Овражная эрозия Востока Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1990. 144 с.
7. География Татарстана / Под ред. Бутакова Г.П. Казань: Магариф, 1994. 67 с.
8. Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1986. 144 с.
9. Мустафин М.Р., Хузеев Р.Г. Все о Татарстане. Казань, 1992. 78 с.
Казанский государственный университет Поступила в редакцию
15.11.96
PECULIAR FEATURES OF GULLY EROSION IN THE EASTERN TERRITORIES
OF TATARSTAN OVER KAMA RIVER
I. A. SEREBRENNIKOVA
Sum m a г у
Gully erosion development in the eastern over Kama region is compared with that of the other regions of Tatarstan.
Drainage density and depth of erosion cutting in the region are of maximum values in Tatarstan, the slopes are very
large, but the gully density is of minimum value. The main causes of this peculiarity are shown.
УДК 551.5:551.435.1(47-924.83)
©1998 г. C.B. ХРУЦКИЙ, О.П. СЕМЕНОВ, Э.В. КОСЦОВА
ПРОЦЕССЫ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ В ПЕРИГЛЯЦИАЛАХ
ПЛЕЙСТОЦЕНА И СОВРЕМЕННЫЕ ФОРМЫ ЭРОЗИОННОГО РЕЛЬЕФА
В настоящее время, согласно многочисленным исследованиям, можно считать уста¬
новленным, что многие формы рельефа поверхности средней полосы Русской равнины
унаследованы от перигляциалов плейстоцена - в частности, многие склоны, поверхности
надпойменных террас, большинство ложбин. В то же время распространение значительной
части современных форм рельефа предопределено положением древних форм.
Согласно мнению А.А. Асеева [1], каждый перигляциал подразделяется на три фазы: 1 -
ранняя, с умеренно-холодным и влажным климатом, 2 - средняя, с более суровым сухим
континентальным климатом, 3 - поздняя, с умеренно холодным, сухим климатом, с уве¬
личением осадков в холодную половину года. На три фазы перигляциал подразделяется и
рядом др. исследователей [2, 3].
Первая и особенно вторая фазы перигляциалов характеризовались затуханием процессов
водной эрозии. Выработанные ранее эрозионные формы рельефа заполнялись продуктами
104

солифлюкции. На теневых склонах речных долин и балок накапливались мощные
солифлюкционные покровы и шлейфы. В днищах балок отлагались толщи балочного
аллювия, которые в настоящее время смыкаются с солифлюкционными отложениями
склонов. На склонах южной и западной экспозиций солифлюкционные процессы были
менее развиты, однако и там проходило сглаживание бровок и деформирование выпуклой
верхней части склонов. На теневых склонах солифлюкционные отложения представлены
мощной толщей грубослоистых или неслоистых суглинков; на противоположных склонах
прослои этих суглинков редко превышают 1,5 м. Суглинки подстилаются песчано-глинистой
толщей с изогнутой слоистостью, с включениями обломков пород, вынесенных
солифлюкцией из более древних отложений.
Балки, выработанные солифлюкционными процессами, в зависимости от поперечного
профиля разделяются на три вида.
1. Балки резко асимметричного поперечного профиля, с мощным солифлюкционным
покровом на теневом склоне.
2. Балки, где асимметрия поперечного профиля не выражена или выражена слабо.
Однако на теневых склонах покров солифлюкционных суглинков имеет большую мощ¬
ность, чем на солнечных.
3. Балки симметричные с солифлюкционными отложениями на обоих склонах одина¬
ковой инсоляции. Также это наблюдается в слабо врезанных балках с пологими склонами.
В верхних частях балок солифлюкционные процессы нередко приводили к транс¬
формации вершин в крупные ложбины с постепенными переходами между днищами и
склонами, склонами и межбалочными пространствами. Наиболее интенсивно заполнялись
продуктами солифлюкции средние части балок, в результате чего резко уменьшилась
кривизна их поперечного профиля.
Третий этап развития рельефа в перигляциалах плейстоцена характеризовался дегра¬
дацией вечной мерзлоты и уменьшением роли солифлюкционных процессов в рельефооб-
разовании. В засушливом климате с редкими, но интенсивными осадками развивались
делювиальные процессы, что приводило к формированию на солнечных склонах в ряде
регионов перигляциальной зоны педиментов. Затем активизировалась овражная эрозия, в
какой-то мере восстанавливавшая эрозионную сеть, погребенную солифлюкционными
процессами на предыдущих стадиях перигляциала. В южной полосе Русской равнины по
воздействию делювиальных процессов на склоны выделяются три зоны. Первая зона
расположена на западе Центральночерноземного региона, где делювиальные процессы хотя
и проходили на склонах, ориентированных на юг и запад, но под их влиянием педименты не
формировались. Вторая зона охватывает юго-восток Центральночерноземного региона, а
также север нижнего Поволжья, север Луганской и Ростовской областей. Педименты
интенсивно развивались на склонах, ориентированных на юг и запад. На теневых склонах
прослеживаются хорошо выраженные солифлюкционные шлейфы и покровы. Третья зона
занимает большую часть Ростовской и Волгоградской областей. Здесь педименты хотя и
преобладают на склонах, ориентированных на юг и запад, но встречаются и на теневых
склонах.
На конечных этапах перигляциалов восстановление водно-эрозионного рельефа,
сглаженного солифлюкцией, наиболее интенсивным было на склонах, ориентированных на
юг и запад. Здесь эрозионными процессами были затронуты не только суглинки соли-
флюкционного генезиса, но и коренные породы, в результате чего и сформировались
педименты. На теневых склонах и в вершинах балок эрозионные процессы проявлялись
слабо. Этим объясняется хорошая сохранность в современном рельефе выпуклых или
прямых склонов, сложенных мощными солифлюкционными покровами, и крупных ложбин в
вершинах многих балок.
Некоторое углубление балок проходило в их нижних и средних частях. Однако и оно не
было интенсивным, на что указывает состав балочного аллювия, который представлен
преимущественно суглинками перигляциальной формации, смыкающимися со склонами
солифлюкционного генезиса. Следует еще отметить, что днища балок в устьевой части
нередко смыкаются не с поверхностью поймы, а с поверхностью первой или второй
надпойменных террас. Такая сохранность форм рельефа, выработанных под воздействием
солифлюкционных процессов, объясняется относительно небольшой продолжительностью
заключительных фаз перигляциалов и последующими изменениями климата на гумидный с
формированием сомкнутого растительного покрова, препятствовавшего разрушительному
воздействию временных водотоков.
Особо следует сказать о заложении новых балок на террасах, проходившем на конечных
105

этапах перигляциалов. В это'время закладывались первичные овраги, которые в после¬
дующие перигляциалы были преобразованы склоновыми процессами в типичные балки. В
этом отношении характерны, в частности, балки на Доно-Воронежском междуречье,
представляющем собою в своей основе четвертую террасу Дона-Воронежа, сформиро¬
вавшуюся в днепровское время. Заложение балок проходило в конце днепровского и
московского перигляциалов. В калининский перигляциал на теневых склонах этих балок
накапливались солифлюкционные покровы.
Резко отличаются по строению балки, сформированные в конце последнего пери-
гляциала. Для них характерны неширокие плоские днища, крутые склоны, резко выра¬
женные тыловые швы и бровки. Расположены они обычно в верхних звеньях гид¬
рографической сети и врезаны в суглинки перигляциальной формации, залегающие в
днищах ложбин, возникших в результате заполнения продуктами солифлюкции более
древних форм эрозионного рельефа.
Г.В. Занин называет такие балки "логами" и "логовинами". По его мнению, для их
преобразования в типичные балки необходимы перигляциальные условия [4]. А.С. Коз-
менко считает их формами третьего цикла послетретичной эрозии. По строению они очень
сходны с современными заросшими оврагами, но в отличие от них имеют по днищам и
склонам нормальный почвенный покров, в то время, как в современных оврагах он размыт
[5].
В условиях гумидного климата межледниковий и голоцена и сомкнутого растительного
покрова делювиальные процессы и процессы овражной эрозии затухали. Глубинная эрозия
воздействовала на днища речных долин и балок с постоянными водотоками. С ослаблением
глубинной эрозии потоков усилился боковой подмыв склонов их долин. Там же, где
функционировали временные водотоки, формы балочного рельефа, сложившиеся в течение
перигляциалов, как правило, консервировались. Оживление овражной эрозии проходит в
современных условиях в результате интенсивной неупорядоченной деятельности человека.
Многие овраги являются вторичными, сформировавшимися в более древних эрозионных
формах рельефа, сглаженных солифлюкцией. Это, прежде всего, донные овраги на днищах
балок и крупных ложбин. Вторичны и многие склоновые овраги, образовавшиеся в
ложбинах по склонам речных долин и балок. Эти ложбины также представляют собою
древние овраги, сглаженные впоследствии солифлюкцией.
Современные первичные овраги, в отличие от вторичных, заложились не в древних
эрозионных формах рельефа, а приурочены к углублениям антропогенного происхождения:
обочинам дорог, лесополосам, расположенным вдоль склона, границам земельных наделов.
Они широко распространены на крутых склонах речных долин и балок, ориентированных
на юг и на запад, чему способствуют значительные местные колебания высот и плохая
защищенность склонов растительностью.
Донные овраги наиболее широко распространены в средних частях балок, особенно в их
отрезках, расположенных ближе к верховьям. Здесь днище имеет нередко мульдообразный
профиль и сложено мощной толщей балочного аллювия - преимущественно суглинками
перигляциальной формации. Интенсивное развитие донных оврагов в этих частях балок
объясняется тем, что в перигляциальных условиях именно здесь, при уменьшении кривизны
продольного профиля, накопление балочного аллювия проходило наиболее интенсивно и
при возобновлении водной эрозии сильнее проявлялись тенденции восстановления про¬
дольного профиля.
В нижних частях балок распространение оврагов зависит от наличия в настоящее время
или на ранних отрезках голоцена постоянных водотоков и от положения устья балок по
отношению к речным долинам, в которые балки впадают. Если в нижних частях балок
существует или существовал в прошлом постоянный водоток, днища их при впадении в
речные долины смыкаются с поймами рек. Такие балки в устьевой части имеют широкое
плоское днище с хорошо выраженными тыловыми швами. Продольный профиль устьевых
отрезков вогнутый. Донных оврагов здесь, как правило, нет.
В тех случаях, когда постоянный водоток в балках отсутствует сейчас, как и на
протяжении голоцена, днища балок (как правило, плоские) при впадении их в долины часто
смыкаются не с речной поймой, а с поверхностью первой или второй надпойменной
террасы. Донные овраги встречаются далеко не всегда, обычно лишь в тех случаях, когда от
поверхности террасы, с которой сливается днище балки, имеется резкий перепад высот к
речной пойме или к руслу. Балочный аллювий, который примыкает к перигляциальному
аллювию надпойменной террасы, в основном накапливался также в перигляциальных
условиях.
106

Овражность на склонах асимметричных долин малых и средних рек Центральночерноземного региона (на
ключевых участках)
Долины
Склоны долин
Кол-во оврагов на 1 км
долины
Длина оврагов на 1 км
долины
Средняя
длина ов¬
рага, км
мин
макс
среди
мин
макс
среди
С более крутыми
более крутые
3,0
19,1
9,0
0,5
3,7
1,6
0,18
склонами южной и
более пологие
0,03
2,0
0,8
0,2
0,5
0,4
0,69
западной экспо¬
зиций
С более крутыми
более крутые
5,0
13,2
8,2
0,7
2,3
1,4
0,19
склонами север¬
более пологие с
0,2
0,8
0,5
0,09
0,7
0,4
0,36
ной и восточной
песчаными тер¬
экспозиций
расами
более пологие с
2,3
9,6
5,9
0,3
2,6
U
0,17
педиментами
Многие балки смыкаются с речной поймой, но постоянный водоток по их днищам
отсутствует, а приустьевая часть обладает выпуклым продольным профилем. Выше этого
отрезка профиль вогнутый или прямой. В той части балок, где профиль имеет выпуклую
форму, как правило, врезан донный овраг.
Причину такого строения продольного профиля балок следует искать в различиях
истории формирования речных долин и балок. Если в речных долинах, сформированных
постоянными водотоками, глубинная эрозия в гумидном климате усиливается, в балках с
временными водотоками глубинная эрозия в задернованных днищах затухает и накапли¬
вается лишь аллювий, близкий по строению к пойменному [6]. Эрозионные процессы,
возобновившиеся в результате хозяйственной деятельности человека, еще не успели к
настоящему времени выработать вогнутый продольный профиль на всем протяжении
балок, хотя и сформировали донные овраги в устьевых их частях.
И, наконец, следует отметить короткие балки на крутых склонах крупных речных долин,
выработанных длительным односторонним смещением потоков. Поскольку в результате
смещения реки нижние части балок уничтожаются, в продольном профиле образуется
резкий перепад высот, что приводит к формированию донных оврагов.
В верховьях балок донные овраги имеют не столь широкое распространение, как в их
средних частях. Вершинные овраги формируются в случае больших перепадов высот в
вершинах, но нередко вершины балок представляют собою крупные ложбины без сов¬
ременных форм донной эрозии.
Прослеживаются определенные закономерности в распространении склоновых оврагов.
В возвышенной и частично в низменной частях Центральночерноземного региона распро¬
странение оврагов зависит от экспозиции склонов балок. Так, в южных и западных районах
Воронежской области отношение количества оврагов, распространенных на склонах южной
и западной экспозиций, к количеству оврагов на теневых склонах равно от 7,7 до 25
(средние данные в расчете на одну балку). В северной части Центральночерноземного
региона, где распространены балки, характеризующиеся попеременной асимметрией скло¬
нов, данное соотношение резко снижается до (1, 1).
Нами также собраны данные о распространении оврагов на склонах речных долин на
территории Центральночерноземного региона в зависимости от их крутизны и экспозиции
(таблица). На участках долин с различным строением поперечного профиля были подсчита¬
ны количество оврагов и их длина на 1 км линии простирания склона. Согласно этим
данным, наиболее широко распространены овраги на более крутых склонах долин, ориен¬
тированных на юг и запад (9,0 овр. на 1 км). Меньше всего их на пологих склонах с
песчаными террасами (0,5 овр. на 1 км). Более крутые склоны, ориентированные на юг,
характеризуются и более значительной общей протяженностью оврагов на 1 км участка
долины (3,7 км), в то время как на пологих склонах с песчаными террасами их общая
протяженность всего 0,7 км на 1 км участка. В то же время средняя длина оврага является
107

наибольшей на пологих теневых склонах долин, достигая 0,69 км, в то время как на крутых
склонах долин - всего лишь 0,18-0,19 км.
Таким образом, закономерности распространения и строение оврагов в средней полосе
Русской равнины во многом предопределены перигляциальными процессами рельефообра-
зования. Из этих процессов следует отметить прежде всего солифлюкционные, прохо¬
дившие на склонах речных долин и балок и приводившие к накоплению мощных толщ легко
размываемых суглинков. Эти же процессы способствовали формированию инсоляционной
асимметрии долин и балок, предопределившей характер распространения оврагов.
Закономерности распространения донных оврагов в балках во многом обусловлены
историей развития балок в плейстоцене и различными путями развития речных долин и
балок при переходе от перигляциалов к гумидному климату. Эти закономерности должны
учитываться при выявлении особо опасных в отношении овражной эрозии территорий, в
ходе разработки рекомендаций для их хозяйственного освоения.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Асеев А.А. Эволюция климата ледниковых эпох в Европейской области материкового оледенения и его
перигляциальной зоны //Тепловая мелиорация северных широт. М.: Наука, 1973. С. 143-171.
2. Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1986. 144 с.
3. Дедков А.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Приволжье. Казань: Изд-во Казан,
ун-та, 1970. 255 с.
4. Занин Г.В. Эрозионные формы рельефа, созданные временными водотоками // Изв. АН СССР. Сер.
геогр. 1952. № 6. С. 10-23.
5. Козменко А.С. Основы противоэрозионной мелиорации. М.: Сельхозгиз, 1954. 424 с.
6. Шанцер Е.В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания закономерностей
строения и формирования аллювиальных свит // Тр. Ин-та геол. наук АН СССР. Вып. 135. 1951. 174 с.
Воронежский госагроуниверситет Поступила в редакцию
им. К.Д. Глинки 15.05.95
RELIEF FORMATION PROCESSES IN THE PERIGLACIAL ZONES OF PLEISTOCENE
AND RECENT FORMS OF EROSION RELIEF
S.V. KCHROUTSKY, O.P. SEMENOV, E.V. KOSTSOVA
Sum шагу
Gullys and balkas of European Middle Russia have many features of their distribution and structure, which are
predefined by relief formation during multifold periglacial epochs of Pleistocene. Solifluction had especially large
impact. It developed on the slopes of valleys and balkas, where erodible loams accrued, and resulted in asymmetric
profile of erosion forms. Regeneration of normal erosion relief occurred at final stages of periglacial epochs.
108

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JNb 3
июль-сентябрь
1998
ЮБИЛЕИ
УЧЕНЫЙ, ПЕДАГОГ, ИНЖЕНЕР, СОЛДАТ -
ПРОФЕССОР ГЕОГРАФИЧЕСКОГО ФАКУЛЬТЕТА
НИКОЛАЙ ИВАНОВИЧ МАККАВЕЕВ И ЕГО ЛАБОРАТОРИЯ
(К 90-летию со дня рождения и 30-летию Научно-исследовательской
лаборатории эрозии почв и русловых процессов МГУ)
В 1953 г. в Институте географии АН СССР состоялась защита докторской диссертации - событие, каза¬
лось бы, обыденное в научном мире, хотя в те годы каждая докторская была именно "событием", приковы¬
вавшим к себе внимание не только узких специалистов, но и всей отрасли науки (в данном случае - геогра¬
фической) и смежных с ней областей знаний. Защищал диссертацию докторант Института географии, науч¬
ный сотрудник Центрального научно-исследовательского института экономики и эксплуатации водного
транспорта Николай Иванович Маккавеев. Это имя еще мало кому было известно: работник отраслевого
НИИ, автор всего лишь около 23 публикаций в основном в производственных изданиях, в том числе ряда
практических пособий и руководств для службы пути водного транспорта и одной монографии также с явно
выраженным производственным уклоном - "Русловой режим рек и трассирование прорезей" (М.: Речиздат,
1948). И вот этой диссертации (ее название "Эрозионно-аккумулятивный процесс и рельеф русла реки")
суждено было стать этапной в развитии геоморфологии и гидрологии рек, открыть принципиально новую
страницу в изучении водно-эрозионных и русловых процессов, положить начало новому научному направле¬
нию, развивающемуся в пограничных областях геоморфологии, гидрологии и почвоведения, гидродинамики и
гидротехники, целого цикла естественных и технических дисциплин, но в рамках географической науки.
Справедливости ради надо сказать, что в 1951 г., в канун защиты докторской диссертации, Н.И. Макка¬
веев опубликовал в "Проблемах физической географии" (периодический сборник АН СССР, издававшийся в
то время) статью "Особенности формирования русла в низовьях равнинных рек", в которой впервые про¬
звучали основы принципиально новой концепции развития продольного профиля реки. Статья сразу стала
заметным явлением благодаря нестандартному подходу к сложным природным процессам, проникновением в
их физическую сущность и явным отходом от традиционных классических геоморфологических построений.
Она и сейчас, по прошествии 47 лет, сохраняет свое значение; многие идеи, высказанные в ней, хотя и
получили дальнейшее развитие как в трудах самого Н.И. Маккавеева, так и его учеников и последовате¬
лей, в концептуальном виде остались только в этой статье и даже полностью не вошли в монографию
"Русло реки и эрозия в ее бассейне" (М.: Изд-во АН СССР, 1955).
О диссертации заговорил весь ученый географический мир. Н.И. Маккавеев сразу стал известным уче¬
ным. Незамедлительно последовало со стороны тогдашнего декана географического факультета МГУ
К.К. Маркова, у которого еще в конце 20-х годов Н.И. Маккавеев учился в Ленинградском университете,
приглашение занять профессорскую вакансию на кафедре геоморфологии МГУ. В итоге с 1953 г., с момента
переезда университета в новое здание на Ленинских горах, и в течение 30 лет вплоть до последних дней
Николай Иванович был одним из ведущих профессоров географического факультета МГУ и теперь уже
навсегда остается в памяти и трудах своих одним из ярчайших представителей московской университетской
географической школы.
Автор этой статьи впервые встретился с Николаем Ивановичем Маккавеевым в июне 1957 г., будучи
студентом I курса географического факультета и с тех пор был его учеником, сотрудником, соавтором...
Вспоминаю такой эпизод. Весной 1959 г. я сдавал курсовой экзамен профессору Ю.Г. Саушкину по "Эконо¬
мической географии СССР". Уже делая запись в зачетной книжке, Ю.Г. Саушкин спросил, у кого я писал
109

курсовую работу. И когда я ответил, воскликнул: "О! Значит Вы маккавеевист! Это же замечательно! Вам
очень повезло". На протяжении 26 лет я имел возможность учиться, работать, общаться с большим Ученым
и Человеком с большой буквы. И это относится ко всем 30 с лишним научным работникам, достигшим раз¬
ного положения в науке, но бывшим в свое время аспирантами или соискателями кандидатской степени у
Н.И. Маккавеева.
Сам Н.И. Маккавеев не так уж много написал книг. И, как говорят, "сольных" было всего три: одна
упоминалась выше; вторая - тоже упоминалась - "Русло реки и эрозия в ее бассейне", но это - основной
научный труд Н.И. Маккавеева - книга, давно ставшая библиографической редкостью и вошедшая в золо¬
той фонд отечественной географической литературы, в которой в наиболее полном виде изложена
концепция единого эрозионно-аккумулятивного процесса, рассмотрены все формы его проявления и обосно¬
вана их взаимосвязь между собой и со всем комплексом природных условий; третья - изданный на ротаприн¬
те в МГУ (1971 г.) конспект лекций "Сток и русловые процессы". Конспект лекций! А число ссылок на него в
литературе под стать фундаментальной монографии. Еще несколько книг (их 11) - в соавторстве, причем
три из них вышли уже после 1983 г., в т.ч. учебник "Русловые процессы", за который была присуждена
премия им. Д.Н. Анучина (поразительно, но факт: это - единственная научная награда ученому, которой он
был удостоен уже посмертно). Да и статей не так уж много - чуть больше 100. На зато большинство из
них - новые идеи, новые закономерности, новые подходы, но зато - есть научная школа, есть новое научное
направление, есть многочисленные ученики, есть выпестованный научный коллектив - Научно-исследо¬
вательская лаборатория эрозии почв и русловых процессов на географическом факультете МГУ, которой в
последние дни 1997 г. Ученый совет МГУ присвоил имя ее основателя - профессора Николая Ивановича
Маккавеева.
Создание собственной научной книги никогда не было самоцелью у Н.И. Маккавеева. Он предпочитал
дарить свою идею ученику и наблюдал, руководил ее воплощением; он учил и заставлял нас работать в
науке. И тот, кто этого не мог, со временем уходил, забывался, даже если и дотягивал до кандидатской
степени (но последних - мало, единицы). Н.И. Маккавеев не понимал и не воспринимал, когда ему говори¬
лось, что "потрачено время" на такую-то работу; научной работе время можно только посвящать!
И еще одна характерная черта Н.И. Маккавеева как ученого. Создав фундаментальные научные труды
и постоянно работая над развитием основополагающих идей учения о едином эрозионно-аккумулятивном
процессе, его важнейшей составной частью - теории русловых процессов, общих законов формирования
рельефа в целом и флювиальной геоморфологии, в частности, он всегда стремился и целенаправленно доби¬
вался единства фундаментальных и прикладных исследований, науки и практики. Именно поэтому имя
Н.И. Маккавеева стоит на одном из первых мест в ряду с теми учеными, которые обеспечивали выполнение
крупномасштабных хоздоговорных исследований на географическом факультете. Именно поэтому, будучи
профессором МГУ, он не порывал связей с ЦНИИЭВТом - отраслевым научно-исследовательским
институтом на речном флоте. Здесь под его руководством в 50-70-е годы были выполнены важнейшие для
водных путей темы, ряд которых завершился изданием коллективных монографий "Русловые процессы и
путевые работы на свободных реках" (1955), "Проектирование судовых ходов на свободных реках" (1964),
"Транспортное использование водохранилищ" (1972).
Отношение Н.И. Маккавеева к делу очень ярко характеризует завершение работы над учебником
"Русловые процессы". Он создавался в течение 1982 - первой половины 1983 гг., и в начале июня послед¬
него я передал ему перепечатанный текст для окончательной авторской редакции. Вечером 29 июня он
почувствовал себя очень плохо, была вызвана скорая помощь. И вот уже приехали врачи, нужно незамедли¬
тельно ехать в больницу, а Николай Иванович просит чуть-чуть задержаться: ему осталось просмотреть
последние несколько страниц книги, он должен оставить мне (своему соавтору) все с его стороны сделанное.
А утром его уже не стало...
Н.И. Маккавеев родился 6 декабря 1908 г. в с. Бортное Орловской губернии, в семье священника.
В 1930 г. он закончил географический факультет Ленинградского университета и начал работать в качестве
почвоведа и гидрогеолога в экспедициях в Прикаспии (в дельте Терека), в Средней Азии, в Крыму, на
Кавказе, в Забайкалье и Монгольской Народной Республике. Результатом исследований этого периода
явилась коллективная монография о процессах засоления и рассоления почв под влиянием колебаний уровня
Каспийского моря.
С середины 30-х годов Н.И. Маккавеев связывает свою судьбу с речным флотом. Начав с оценки
гидрогеологических условий основных сооружений Мариинского водного пути, он впоследствии занимался
вопросами регулирования русел судоходных рек, выдвинувшись очень быстро в число наиболее крупных
специалистов по водным путям. Еще в предвоенные годы им был сформулирован тезис: эффективность
выправительных и дноуглубительных работ зависит от того, насколько учтены закономерности руслоформи¬
рующей деятельности самой реки. С другой стороны, будучи географом, Н.И. Маккавеев рассматривает
русловой режим рек как производную от комплекса природных условий в бассейне реки. Отсюда, разраба¬
тываемые им методы улучшения условий судоходства представляют собой не механические схемы, а
результат глубокого анализа процесса взаимодействия потока и ложа реки в различных природных условиях.
110

Таким образом, Н.И. Маккавеев еще в начале своей научной деятельности активно внедряет географиче¬
ский подход к решению инженерных задач. И его книга, написанная в соавторстве с В.С. Советовым, в
своем названии уже отражает именно это мировоззрение - "Трассирование землечерпательных прорезей на
перекатах равнинных рек Европейской части СССР" (1940).
В предвоенные годы фактически началась и педагогическая деятельность Н.И. Маккавеева, когда он,
наряду с основной работой в ЦНИИРФе, начинает преподавать на географическом факультете Ленинград¬
ского государственного педагогического института им. А.И. Герцена.
В первые дни Великой Отечественной войны Н.И. Маккавеев уходит добровольцем на фронт. В конце
1941 г., получив однодневный отпуск из действующей армии, он в осажденном Ленинграде на ученом совете
ЛГПИ им. А.И. Герцена успешно защищает кандидатскую диссертацию, в которой был дан анализ русло¬
вого режима ряда рек Европейской части СССР в связи с их дноуглублением. Защита началась в зале
заседаний ученого совета с опозданием (сейчас бы сказали - по вине соискателя, но разве можно сравнивать
несравнимое?) и была прервана из-за бомбежки. Завершилась защита в бомбоубежище. Результат - новое
опоздание, уже в часть - и "награда" за успешную защиту - штрафбат и трагически знаменитая Невская
Дубровка...
С 1944 г. после тяжелого ранения и контузии на Ленинградском фронте Н.И. Маккавеев возобновляет
работу на водном транспорте, в Московском филиале ЦНИИРФ, который впоследствии (в 1953 г.), при
деятельном участии Николая Ивановича, реорганизовывается в Центральный научно-исследовательский
институт экономики и эксплуатации водного транспорта. В этом институте в течение полутора десятилетий
Н.И. Маккавеев возглавляет отдел эксплуатации водных путей, ставший в этот период одним из ведущих
центров страны по изучению русловых процессов.
Послевоенный "путейский" период в научном творчестве Н.И. Маккавеева ознаменовался дальнейшим
развитием географических основ учения о русловых процессах, причем постепенно ученый подходит к
выводу о том, что "река является артерией для транзита наносов, смываемых с поверхности почв водосбор¬
ного бассейна полыми и дождевыми водами" (1949, стр. 14), т.е. русловой процесс находится в непосредст¬
венной зависимости от процессов эрозии на территории всего водосбора. Физико-географические основы
учения о русловых процессах были окончательно сформулированы в монографии "Русловой режим рек и
трассирование прорезей" (М.: Речиздат, 1949), в которой впервые механизм формирования речного русла и
методы его выправления для улучшения условий судоходства были поставлены в зависимость от сложного
сочетания природных факторов.
Следует отметить, что в своих исследованиях Н.И. Маккавеев постоянно опирается на весь огромный
опыт, который накопился благодаря изучению рек географами и геологами, гидротехниками и почвоведами,
и, в первую очередь, отечественными учеными. В 1948 г. по его инициативе и под его редакцией издается
сборник "Вопросы гидротехники свободных рек", в котором были собраны труды русских инженеров-путей-
цев, наблюдения которых за режимом речных русел легли в основу современных представлений теории
русловых процессов. Заслуга Н.И. Маккавеева заключается в "открытии" этой русской школы русловой
гидротехники и пропаганде ее идей. К этому можно добавить широкое использование работ В.В. Докучаева
и А.П. Павлова при разработке основных концепций развития флювиального рельефа.
В конце 40-х годов Н.И. Маккавеев публикует серию статей по вопросам проектирования землечерпа¬
тельных прорезей, по теории русловых процессов; вместе с рядом других русловиков-путейцев он участвует
в составлении практических пособий для работников службы пути водного транспорта. Одновременно гео¬
графический подход к изучению русловых процессов заставляет его заниматься вопросами генезиса, морфо¬
логии и гидрологического режима речных пойм, изложенными в статье "О заносимости затонов и водных
подходов к ним" (1951), развития эрозионных процессов на территории водосбора (статья "Некоторые осо¬
бенности эрозионной деятельности нерусловых потоков", 1953), строения речных систем и другими. Такой
широкий подход к изучению русловых процессов позволил Н.И. Маккавееву обосновать их место в общей
системе эрозионно-аккумулятивных процессов, начинающихся на водоразделах под влиянием дождевых
потоков, продолжающихся на склонах и завершающихся формированием речных дельт и аккумуляцией
наносов на устьевом взморье. Эти представления вошли в докторскую диссертацию Н.И. Маккавеева и
составили основу монографии "Русло реки и эрозии в ее бассейне". Именно в этой монографии
Н.И. Маккавеевым сформулированы основы концепции единого эрозионно-аккумулятивного процесса,
обоснована идея связи стока с формами флювиального рельефа, высказано положение о его зависимости от
всего многообразия ландшафтных особенностей территории, применены законы гидравлики и стока к
выявлению закономерностей флювиального рельефообразования. Все это позволило Н.И. Маккавееву
впервые подойти к строгой интерпретации законов эрозионно-аккумулятивных процессов и их зависимости
от факторов, в первую очередь определяющих энергию потоков.
Университетский период в деятельности Н.И. Маккавеева - наиболее продолжительный и наиболее
плодотворный как в отношении дальнейшего развития учения об эрозионно-аккумулятивных процессах,
благодаря которому Николай Иванович выдвинулся в ряд выдающихся современных геоморфологов и
гидрологов, так и с научно-организационных позиций. В 1954 г. Н.И. Маккавеев создает и возглавляет
111

первую в СССР лабораторию экспериментальной геоморфологии. Этот факт по существу знаменует созда¬
ние нового направления, касающегося моделирования рельефообразующих процессов, в первую очередь -
эрозионно-аккумулятивных. В начале, когда лаборатория располагала только долинным лотком, находя¬
щимся под открытым небом, объектом ее изучения явилось формирование продольного профиля реки под
воздействием климатических и гидрологических факторов. Исследовалось также влияние на него колебаний
базиса эрозии и воздействий локальных тектонических структур.
Круг вопросов, решаемых с помощью эксперимента, значительно расширился после введения в действие
специально оборудованной лаборатории в гидрокорпусе МГУ. Помимо продолжающегося изучения механиз¬
ма развития продольного профиля большое внимание стало уделяться особенностям формирования аллювия
и россыпей полезных минералов. В основу экспериментов была положена высказанная Н.И. Маккавеевым
мысль о формировании аллювия как конечного звена сложного эрозионно-аккумулятивного процесса, начало
которого находится на водосборе. Транспорт и аккумуляция рудных и нерудных обломков в русловых
потоках рассматривается им с позиций взаимодействия потока и русла, что позволило выявить влияние
русловых процессов на перенос и накопление частиц разного состава и крупности. Итогом этих исследований
явилась разработка учения о генетических комплексах аллювиальных россыпей, которое было положено в
основу методики поисков как самих россыпей, так и коренных источников путем анализа вещественного
состава россыпей. По существу этими работами была заложена новая ветвь в практике изучения процессов
россыпеобразования и постановке поисковых работ.
Результаты экспериментальных работ, выполненные под руководством Н.И. Маккавеева, были опуб¬
ликованы в трех выпусках книги "Экспериментальная геоморфология" (1961,1969,1978).
Все разнообразие научных тем, изучавшихся с помощью экспериментального метода, было объединено
идеей связи протекающих в речных системах процессов с явлениями, развивающимися на их водосборах.
Кроме того, все они представляли собой часть одной общей проблемы, являющейся коренным вопросом
современной геоморфологии - проблемой взаимодействия экзогенных и эндогенных факторов рельефообра-
зования, решению которой Н.И. Маккавеев придавал главное значение при постановке исследований как в
лаборатории - на модели, так и в природе.
Параллельно с изучением геоморфологических процессов в лаборатории Н.И. Маккавеев с 1957 г. орга¬
низовывает экспедиционные исследования сначала руслового режима рек, а затем всего комплекса эрозион¬
но-аккумулятивных процессов. В 50-70-е годы под его непосредственным руководством были проведены
русловые исследования на Северной Двине, Вычегде, Оби, Амударье, Лене, на горных реках Западного
Закавказья, изучение процессов эрозии почв в наиболее подверженных ей земледельческих районах Север¬
ного Кавказа.
Первые экспедиционные работы Н.И. Маккавеева в МГУ связаны с организацией Русловой экспедиции,
которая положила начало созданию на географическом факультете географической школы русловых про¬
цессов. В первых полевых исследованиях на Северной Двине и Вычегде под руководством Николая Ивано¬
вича была разработана такая методика исследований русловых процессов, которая позволяет давать обос¬
нованный долгосрочный прогноз русловых деформаций, обеспечивая его большую надежность. Прошедшие
с начала первых исследований на Северной Двине тридцать с лишним лет подтвердили правильность раз¬
работанных рекомендаций не только на Северной Двине, но и на других судоходных реках. При этом
постоянно расширялись и география исследований, и их объекты: они распространялись практически на все
формы проявления эрозионно-аккумулятивных процессов вплоть до устьев крупнейших рек.
Логическим этапом в постановке и развитии научно-исследовательских работ явилось создание
Н.И. Маккавеевым в 1969 г. на географическом факультете МГУ Проблемной (теперь научно-исследова¬
тельской) лаборатории эрозии почв и русловых процессов, научным руководителем которой он был до конца
жизни и которой ныне присвоено имя ее организатора. Комплексный подход к изучению эрозионно-аккуму¬
лятивных процессов на основе экспедиционных, стационарных и экспериментальных методов, постоянная
забота о развитии фундаментальных и прикладных исследований и их внедрение в практику очень быстро
выдвинули лабораторию в ряд ведущих научных коллективов в своей области, а по характеру постановки
проблемы - исследования эрозионных и русловых процессов от водораздела, где преобладают склоновые
потоки, до устьев крупнейших рек в их органичном единстве - сделали ее специфическим учреждением,
отличным от других, занимающихся изучением отдельно эрозии почв или русловых процессов. Этому спо¬
собствовали также проведенные по инициативе Н.И. Маккавеева в 1972,1976 и 1981 гг. в МГУ всесоюзные
научные конференции по проблеме "Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов в
различных природных условиях", в работе которых приняло участие не только большое число ученых, но и
специалисты сельского и водного хозяйства, водного транспорта, поисковой геологии и др.
В последние годы жизни Н.И. Маккавеев, продолжая развивать теорию единого эрозионно-аккумуля¬
тивного процесса, разработал его гидравлическую типизацию, сформулировал общие законы, охватываю¬
щие всю совокупность явлений, возникающих при воздействии потоков на земную поверхность, выявил
основные зональные различия в проявлении эрозионных и русловых процессов. В то же время использование
балансового метода привело его к решению проблем глобальной геоморфологии. В наиболее полном виде
112

эти новые идеи Н.И. Маккавеева были опубликованы уже после его смерти (также как и ряд статей по
теории русловых процессов). Показав ведущую роль эрозии как агента денудации в формировании пене-
пленов, он выделил три основные схемы баланса вещества в пределах материков, определяющие общую
направленность развития рельефа: нулевого баланса, определяющего равновесие в развитии рельефа;
преобладания выноса материала реками над поступлением со склонов, что соответствует фазе восходящего
развития рельефа; противоположное соотношение статей баланса, при котором происходит нисходящее
развитие рельефа.
Широка и многогранна была педагогическая деятельность Н.И. Маккавеева в Московском универси¬
тете. Он создал и читал до последних своих дней курс "Сток и русловые процессы" для геоморфологов.
В нем впервые было раскрыто воздействие стока в разных формах его проявления на развитие рельефа и
освещен механизм взаимодействия потоков с подстилающими грунтами. Работая над последним вариантом
программы этого курса, Н.И. Маккавеев предложил новое его название - "Эрозионные и русловые процес¬
сы", под которым он входит и сейчас в учебный план. По-новому, с географических позиций, подошел он и к
курсу "Русловые процессы для гидрологов": в нем русловые процессы стали рассматриваться как завершаю¬
щее звено гидрологических явлений, как результат воздействия стока на земную поверхность.
Кроме того, Н.И. Маккавеев впервые разработал и читал в течение многих лет лекционный курс
"Математические методы в геоморфологии", а также вводные теоретические лекции в коллективном курсе
"Динамическая геоморфология". В разные годы им читались "Общая геоморфология" для студентов гидро¬
метеорологических специальностей, "Гидравлика и гидромеханика", "Водные исследования" для гидрологов.
И какой бы курс он не читал, лекции его всегда пользовались особенной популярностью у студентов. Они
никогда не были эффектными, но простота и доходчивость изложения, удивительно органично сочетаю¬
щиеся в них с научной глубиной и актуальностью постановки проблемы, всегда заинтересовывали слуша¬
теля. Также он выступал и с докладами, причем никогда ни лекции, ни доклады он не читал по конспектам.
Вспоминаю один из последних докладов Н.И. Маккавеева уже в начале 80-х годов на "Ломоносовских
чтениях". Он был после двух или трех интересных по содержанию, но зачитанных (в полном смысле этого
слова) докладов сравнительно еще молодых ученых. Пожалуй, это было одно из наиболее удачных публич¬
ных выступлений. Один из профессоров, прослушав все доклады, сказал: "Старик Маккавеев всех молодых
своим докладом за пояс заткнул. Учитесь у него делать доклады".
Не один десяток студентов, работавших под руководством Н.И. Маккавеева, по праву называет его
своим учителем. Подготовленные им кандидаты или ставшие уже докторами наук ученики, работая в уни¬
верситете или в других вузах и научно-исследовательских организациях, продолжают дело своего учителя,
способствуя своим трудам развитию его идей, дальнейшему углублению и расширению учения о едином
эрозионно-аккумулятивном процессе.
Кто бы ни работал с Н.И. Маккавеевым - студент, аспирант, сотрудник или будущий доктор наук -
каждый из них поражался необыкновенной научной щедростью ученого. Умение помочь, подсказать
возможный ход решения проблемы, оценить достоинства работы и тактично указать на недостатки и,
наконец, просто подарить свежую идею - вот черты, которые характеризовали Николая Ивановича Макка¬
веева. К этому следует добавить, что он был очень интересный человек. Во внерабочее время, особенно в
экспедициях, он всегда был с сотрудниками, аспирантами, со студентами. И разговоры шли по проблемам
науки вообще, культуры, истории, искусства, политики. Николай Иванович никогда не боялся высказывать
мысли, давать свои, далеко не ординарные оценки происходящим событиям и фактам, делился воспомина¬
ниями о людях, имена которых находились под запретом.
Трудно переоценить значение трудов Н.И. Маккавеева. Идут годы, но его научные идеи продолжают
жить и развиваться, воплощаясь в жизнь в трудах его учеников и последователей. Ведущее место в этом
занимает созданная им в МГУ Научно-исследовательская лаборатория эрозии почв и русловых процессов
им. профессора Н.И. Маккавеева. 2 января 1999 г. исполняется 30 лет с того дня, когда было подписано
решение Госкомитета по науке и технике СССР о ее организации. Половину этого срока коллектив лабо¬
ратории трудится без Н.И. Маккавеева, сохраняя и развивая заложенные им традиции, продолжая исследо¬
вания эрозии почв, овражной эрозии, русловых и устьевых процессов в их совокупности и взаимодействии.
По существу не изменилась за это время структура лаборатории и основные направления ее деятельности,
хотя они и претерпели определенную "редакционную" трансформацию. В частности, за последнее десяти¬
летие произошла существенная экологизация исследований, заметно расширились возможности, связанные с
внедрением компьютерных средств и новейших методов проведения экспедиционных и аналитических работ.
В настоящее время тематика научных исследований лаборатории состоит из следующих четырех
направлений, объединяемых общим названием "Эрозия почв на водосборах и русловые процессы (научная
школа профессора Н.И. Маккавеева)": а) теоретические и экспериментальные исследования механизмов
эрозионных и русловых процессов, их проявлений в различных природных условиях и взаимосвязей в системе
"временные нерусловые - временные русловые - русловые потоки"; б) разработка моделей функ¬
ционирования эрозионно-аккумулятивных процессов в пределах речного водосбора, методов математиче¬
ского и компьютерного моделирования эрозии почв, овражной эрозии и русловых процессов; в) оценка эко¬
113

логического состояния эрозионно-русловых систем, их устойчивости к антропогенным нагрузкам, опасности и
риска проявлений эрозионных и русловых процессов; г) разработка научных основ борьбы с эрозией почв и
овражной эрозией, методов регулирования русел в различных природных условиях применительно к нуждам
отраслей экономики.
В рамках этих направлений разработана гидрофизическая модель эрозии почв и проведено исследование
динамики склоновых потоков (Г.А. Ларионов, С.Ф. Краснов), дан анализ факторов, форм проявления эрозии
почв и в целом географии эрозионно опасных земель сельскохозяйственной зоны России (Л.Ф. Литвин),
предложена система эрозионно-экологических показателей с точки зрения экономического ущерба от эрозии
(М.Ю. Белоцерковский) и почвенно-эрозионного загрязнения водоемов биогенными элементами (Л.Ф. Лит¬
вин, З.П. Кирюхина), обоснована общая схема заиления и деградации малых рек, накопления продуктов
стока в верхних звеньях гидросети с применением радиоизотопного метода (В.Н. Голосов, Н.Н. Иванова).
При изучении овражной эрозии (Е.Ф. Зорина) основной акцент сделан на оценку опасности процесса при
современной овражности территории и возможном (прогнозном) его развитии, а также риска при различных
видах хозяйственного, в том числе градопромышленного использования земель. Одновременно предложены
новые модели оврагообразования, апробированные при экологическом обосновании освоения нефтегазовых
месторождений на полуострове Ямал (А.Ю. Сидорчук).
В области русловедения новым явилось создание информационной системы "Реки России: динамика
потока, наносы, русловые процессы" (А.М. Алабян), использование которой позволит получить гидролого¬
морфологические характеристики речных русел на разных уровнях их изучения и при решении практических
задач. Этому предшествовала разработка морфодинамической классификации русловых процессов, сопро¬
вождавшаяся обоснованием критериев выделения типов русел и выявления специфики их развития при раз¬
личном сочетании природных (А.М. Алабян, В.В. Иванов, Р.В. Лодина) и антропогенных факторов.
Последнее позволило разработать методические основы экологического русловедения (К.М. Беркович,
А.В. Чернов), в рамках которого впервые даны оценки экологического состояния России, связанного с
природными предпосылками и антропогенными изменениями русловых процессов. Выполнено обобщение
30-летних стационарных исследований на Кавказе (Н.В. Хмелева, Н.Н. Виноградова), позволившие пред¬
ставить стройную картину развития экзогенных процессов в бассейнах горных рек. Палеорусловой анализ,
успешно применявшийся при изучении аллювиальных россыпей (О.В. Виноградова), получил дальнейшее
развитие на равнинных реках для восстановления реальной истории изменения их водности (А.Ю. Сидорчук,
А.В. Чернов). Устьевые исследования, ранее сосредоточенные на севере Сибири и приведшие к разработке
геоморфологической концепции речных дельт, распространились на устьевую область Волги, где благодаря
применению новейших географических методов получены новые данные о строении русел дельтовых
рукавов и взморья (В.Н. Коротаев). Внедрение в практику исследований новых технологий и приемов
(А.А. Зайцев) позволило существенно модернизировать и ускорить проведение экспедиционных работ.
Наряду с этими "отраслевыми" направлениями было сформулировано понятие эрозионно-русловых систем
(ЭРС), обоснованы схемы взаимосвязей в них и предложены критерии оценок экологического состояния ЭРС
при различных видах использования водных и земельных ресурсов. Доказано, что уравнения баланса наносов
и деформаций являются универсальными и базовыми для всего комплекса эрозионно-аккумулятивных про¬
цессов, развивающихся в ЭРС (А.Ю. Сидорчук).
Лаборатория в своей деятельности тесно сотрудничает с кафедрами геоморфологии, палеогеографии и
гидрологии суши. Разработка картографических методов исследований эрозии почв и особенно русловых
процессов, создание ряда уникальных карт русловых процессов, опубликованных и находящихся в издании,
осуществлялись в тесном контакте с кафедрой картографии и геоинформатики. Очень широки и разносто¬
ронни связи лаборатории с другими университетами и академиями России и ближнего зарубежья, особенно
через Межвузовский научно-координационный совет по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процес¬
сов при МГУ, а также с академическими и другими научно-исследовательскими институтами.
И, наверное, - самое главное: лаборатория не только существует, но, несмотря на все трудности
нынешнего времени, сохранила практически полностью свой научный потенциал и продолжает развиваться.
Основой этого является тот фундамент, и научный, и организационный, который был заложен Н.И. Макка-
веевым.
Р.С. Чалов
114

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июль-сентябрь
1998
РЕЦЕНЗИИ
ЕДИНЫЙ ЦИКЛ НОВЫХ МОНОГРАФИЙ ПО УСТЬЯМ РЕК
И УСТЬЕВЫМ ПРОЦЕССАМ
45 лет назад вышла в свет получившая широкую известность монография И.В. Самойлова "Устья рек"
(М.: Географгиз, 1952), положившая начало систематическому изучению устьевых процессов. С тех пор
была опубликована серия региональных монографий по устьям некоторых больших рек бывшего СССР и
ряд других книг, среди которых выделяются написанные лично или при ведущем участии В.Н. Михайлова
(1971, 1977, 1986). Благодаря этим книгам, по существу, сформировалось учение об устьях рек,
рассматривающее гидрологические процессы в области взаимодействия речных потоков и морских вод, их
рельефообразующую роль и геоморфологические проявления в виде дельт и устьевых баров.
Соответственно эта область знаний развивалась на стыке гидрологии рек и океанологии, с одной стороны, и
геоморфологии, с другой. Сами же книги, будучи разделенными в их написании и издании большими или
меньшими временными интервалами, отражали процесс становления учения, содержали новые результаты
исследований и, в известной мере, касались в большей или меньшей степени тех или иных сторон устьевых
процессов и дельтообразования. Поэтому в последнее время стала ощущаться потребность в новом, полном
обобщении полученных материалов на основе единого методологического подхода и на современном уровне.
В 1996-97 гг. практически одна за другой (по времени меньше, чем за год) опубликованы три новых
книги В.Н. Михайлова, представляющие собой единый цикл и соединяющие теорию, географию и
образование. Первая из них1 имеет небольшой объем и преследует сугубо научные цели. В ней изложены
основы учебных курсов, связанных с изучением устьев рек и читаемых на географических факультетах
университетов и в гидрометеорологических вузах для студентов гидрологов и океанологов. Книга содержит
основные сведения об устьях рек и закономерностях их режима. Эти вопросы рассматриваются с единых
методологических позиций, на базе единого, усовершенствованного автором, подхода к толкованию
различных понятий и терминов в области теории устьевых процессов.
Хотя и название книги, и ее назначение гидрологические, предлагаемая типизация устьевых областей рек
и их районирование представляет собой прекрасный пример геоморфологической классификации. К тому же
в большом разделе книги рассматриваются морфологические (эрозионно-аккумулятивные) процессы в устьях
рек. Все это подчеркивает известную условность отнесения области знаний к той или иной науке, а в данном
случае - тесную взаимную связь гидрологических и геоморфологических исследований таких уникальных
природных объектов, каковыми являются устья рек.
Вторая книга^ имеет научную направленность. В ней обобщаются современные теоретические
представления о гидрологических процессах в устьях рек. В их числе основное внимание уделено динамике
вод и наносов, водному режиму дельт и эстуариев, смешению морских и речных вод, эрозионно¬
аккумулятивным (морфологическим) процессам в устьях рек, включая русловые и дельтообразующие. К
сожалению, менее подробно рассмотрены гидрохимические и экологические процессы, совсем не упомянуты
процессы ледотермического режима.
Важные достоинства книги: унификация имеющейся в литературе довольно разноречивой терминологии,
касающейся устьев рек и происходящих в них процессов, причем в ряде случаев даются новые определения;
хороший обзор отечественных и зарубежных публикаций по устьям рек (особенно ценно последнее, так как
российские читатели недостаточно знакомы с состоянием этой науки за рубежом). Кроме того, книга
представляет собой не только добротный анализ современного состояния науки об устьях рек в мире, но и
систематическое изложение теории устьевых процессов, включая рельефообразующие. 1 21 Михайлов В.Н. Гидрология устьев рек. Методическое пособие. М.: Изд-во МГУ, 1996. 87 с. Тираж
800 экз.
2 Михайлов В.Н. Гидрологические процессы в устьях рек. М.: ГЕОС, 1997. 176 с. Тираж 400 экз.
115

Третья книга3 - самая большая по объему. По существу, это - первое, после книг И.В. Самойлова
(1952) и В.С. Залогина и Н.А. Родионова (1969), обобщающее издание по устьям рек в пределах бывшего
СССР. Она содержит наиболее новые сведения об устьях рек России и сопредельных стран (по состоянию
приблизительно на 1995-96 гг.). Книга написана на основе единых методологических подходов (обзор по
каждому объекту включает следующие разделы: общегеографические сведения, история формирования,
гидролого-экологические условия устьевого участка реки, ее дельты и устьевого взморья, ожидаемые
изменения морфологии устья и его режима). Основное внимание уделяется гидролого-морфологическим и
гидролого-экологическим процессам в устьях рек (это одна из первых книг, где достаточно подробно
излагаются экологические проблемы устьев рек). Специально рассматриваются естественные и особенно
антропогенные изменения морфологии, режима и ландшафтов устьев рек; освещается тенденция изменения
устьев рек как географических объектов и дается приближенный прогноз этих изменений при разных
сценариях развития естественных процессов и хозяйственной деятельности. Чрезвычайно важным пред¬
ставляется рассмотрение некоторых вопросов рационального использования и охраны природных ресурсов
устьев рек и прилагаемых практических рекомендаций.
Книга содержит также разделы, посвященные общим методологическим вопросам исследования устьев
рек (их типизации, районирования, математического моделирования и др.). Эти вопросы автором решены по-
новому и могут быть использованы при изучении любых устьев рек. Монография может рассматриваться
как хороший современный справочник по устьям конкретных рек России и сопредельных стран.
Все три книги представляют собой удачный комплекс, в котором без особых повторов даны научные
основы учения об устьях рек, рассмотрены особенности морфологии, режима и ландшафта конкретных
устьев рек России и сопредельных стран и, наконец, даны рекомендации по освоению учебных дисциплин,
связанных с изучением устьев рек.
Важно отметить, что все три книги написаны одним автором - профессором географического факультета
МГУ В.Н. Михайловым, который имеет богатейший опыт изучения устьев рек СССР (сначала в ГОИНе,
потом в МГУ). В.Н. Михайлов, как один из лидеров российской школы изучения устьев рек, хорошо
известен и в нашей стране, и за рубежом. Ему принадлежит более 240 научных публикаций по устьям рек, в
том числе 10 монографий; он - соавтор или редактор ряда крупных монографий по устьям рек бывшего
СССР (Дуная, Терека и Сулака, Сев. Двины, Зап. Двины-Даугавы, Амударьи и др.) и официальных
руководств по исследованию устьев рек. В течение многих лет он читает курсы лекций по устьям рек на
кафедрах гидрологии суши и океанологии географического факультета МГУ. Все это дает основание с
доверием отнестись к содержанию рассматриваемых книг и выразить надежду на то, что они будут полезны
студентам, аспирантам и специалистам в области изучения, рационального использования и охраны
природных ресурсов.
Хотелось бы выразить удовлетворение в связи с тем, что последние из перечисленных книг увидели свет
благодаря финансовой поддержке, оказанной Фондом Макартуров и Российским фондом фундаментальных
исследований.
Необходимо отметить также хорошее техническое качество изданий, в чем большая заслуга при¬
надлежит издательствам ГЕОС и Московского университета. Пожалеть можно только об одном - малый
тираж всех книг, которые в обозримом будущем могут оказаться труднодоступными для широкого круга
специалистов.
Р.С. Чалов
3 Михайлов В.Н. Устья рек России и сопредельных стран: прошлое, настоящее и будущее. М.: ГЕОС,
1997. 413 с. 400 экз.
116

ФУНДАМЕНТАЛЬНЫЙ ТРУД О ЧЕТВЕРТИЧНОМ
РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИИ В ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЕВРОПЕ
Чешский геоморфолог Тадеуш Чудек выпустил книгу о развитии рельефа Моравии и Чешской Силезии в
четвертичном периоде (квартере)1. Автор книги хорошо известен своими работами о перигляциальном
рельефообразовании - плейстоценовом в Чехии и современном на северо-востоке Сибири. Журнал
"Геоморфология" уже освещал некоторые из его работ1 2. Для авторов рецензии книга Т. Чудека
представляет особый интерес, ибо они знакомы с рельефом Моравии и Силезии по личным наблюдениям.
Рассматриваемая в монографии область невелика по площади (около 30 тыс. км2), однако в мор¬
фоструктурном плане она типична для Центральной Европы. В ее западной части расположен край
эпиплатформенной герцинской глыбы Чешского массива, в хребте Есеник достигающего высоты 1491 м, в
восточной части - Западные Карпаты, представленные флишевыми хребтами Бескид (до 1323 м), между
ними - выполненный неогеном прогиб с холмистым рельефом (Моравская низина). В северную часть низины
дважды (в эпохи эльстер и заале) заходил Скандинавский покровный ледник. При этом более древний
эльстерский ледник продвигался особенно далеко на юг, вплоть до водораздела Одера и Дуная в Моравских
воротах. В хребте Есеник на высотах около 1400-1500 м отмечены следы местного плейстоценового
карового ледника, хотя и не столь отчетливые, как северо-западнее, в Судетах.
В книге очень детально охарактеризованы разнообразные формы рельефа, созданные в четвертичном
периоде. К ним относятся делли, сухие долины, асимметричные долины рек, криопланационные террасы,
криопедименты, нивальные ниши и цирки, щебневые осыпи, каменные моря и потоки. Весь этот набор форм
является типично перигляциальным, он полностью представлен и в изученной нами восточной части Русской
равнины, и на западном склоне Урала. Интересно отметить, что в Моравии и Силезии, как и на
возвышенностях плейстоценовой перигляциальной зоны Русской равнины, ярко выражен лишь южный
вариант климатической (инсоляционной) асимметрии склонов долин малых рек, характеризующийся
преобладанием крутых "теплых", т.е. более прогреваемых склонов южной и западной экспозиции. Т. Чудек
подчеркивает полное отсутствие в изученной им области северного варианта асимметрии, который по
данным некоторых немецких исследователей развит в верхнем поясе ряда герцинских массивов Средней
Европы. Интересные представления Т. Чудека о формировании криопланационных (нагорных, гольцовых)
террас были уже нами рассмотрены2.
Столь же обстоятельно, в тесной связи с формами рельефа рассмотрены различные генетические типы
отложений перигляциальной и (на севере) гляциальной формации, а также разнообразные криогенные
текстуры, свидетельствующие о неоднократном развитии в плейстоцене вечной мерзлоты.
Т. Чудек выделил 5 горизонтов морен, сопоставив их с различными стадиями ольстерского и заальского
оледенения. Кроме того им описаны аллювиальные, аллювиально-озерные, делювиальные, пролювиальные
отложения и развитые в них ископаемые почвы. Особый интерес представляют выделенные им навеянные
эоловые пески. К сожалению, ни достаточно четкой датировки этих отложений, ни общей страти¬
графической привязки автор не дает. Среди плейстоценовых криогенных структур (в русскоязычной
литературе чаще называемых текстурами) описаны и показаны на рисунках полигоны мерзлотных клиньев
(как псевдоморфоз по ледяным клиньям, так и с первичным выполнением эоловым песком), каменные
полигоны (структурные почвы), криотурбации, а также эпигенетические и сингенетические посткриогенные
текстуры. Стратиграфическая позиция их также не всегда четко устанавливается.
Ценным обобщением является выполненное Т. Чудеком районирование перигляциальных образований.
Выделено 6 районов, объединенных в три группы. Наиболее полно перигляциальный плейстоценовый
рельеф представлен во внеледниковой части Моравско-Силезской низины.
В голоцене, по мнению Т. Чудека, возникли три группы форм рельефа: речные поймы, овраги и оползни.
Что касается карста, то в целом в квартере его развитие было менее интенсивным, чем в предшествующий
период. Но все же в области Моравского карста образуются многочисленные новые формы, например,
известный провал Мачеха глубиной 138 м.
В конце голоцена под влиянием деятельности человека резко усилилась почвенная и овражная эрозия, а
также дефляция. Особенно пагубным для всей природной среды, по Т. Чудеку, был этап с 1952 по 1990 г.,
когда осуществлялась коллективизация в сельском хозяйстве. В немецком резюме этот этап обозначен
термином Devastierung (разорение, разрушение). Интересны сведения о современной эрозии по данным о
стоке взвешенных наносов, особенно интенсивном в Есенине и Карпатах.
Развитие рельефа в квартере определялось также тектоническими движениями, характеризующимися
преобладанием поднятий амплитудами до 50-250 м. Приведены данные о современных вертикальных и
1 Czudek Т. Relief Moravy a Slezska v kvarteru. Sursum. Tisnov. 1997. 214 s.
2 Дедков А.П. Криопланация в Восточной Сибири и Центральной Европе // Геоморфология. 1991. № 1.
С. 106-107.
117

горизонтальных движениях, полученные с помощью повторных геодезических измерений. Книга содержит
большой иллюстративный материал - 86 схем и графиков, 55 фотографий. Она написана на чешском языке
с обширным немецким резюме. Подписи под рисунками и фотографиями даны на двух языках.
Знакомство с книгой ставит однако два вопроса, значение которых выходит за ее региональные рамки.
Первый из них касается событий первой половины квартера - до палеомагнитного рубежа Матуяма-Брюнес
(0,79 млн. лет). Этот отрезок времени у нас принято называть эоплейстоценом, Т. Чудек рассматривает его
как ранний плейстоцен. При любом положении нижней границы квартера - 1,67 или 2,48 млн. лет - это его
большая часть. Автор книги отмечает, что об этом времени имеется очень мало геоморфологической
информации. Однако он полагает, что в это время присутствовала вечная мерзлота и события протекали
также, как и в более поздние эпохи плейстоцена. Судя по его температурной кривой (табл. 1), в этот
доэльстерский отрезок времени также чередовались ледниковые и межледниковые эпохи, а датируемые
этим временем речные террасы формировались в таких же условиях, как и более молодые плейстоценовые.
Однако хорошо известно, что на юге умеренного пояса Европы в эоплейстоцене накапливались красно-
бурые и коричнево-бурые глины семигумидной и семиаридной формации. В Сыртовом Заволжье и на
Украине через коричнево-бурый горизонт проходит палеомагнитный рубеж Матуяма-Брюнес. О семи¬
аридном литогенезе и морфогенезе на рубеже эоплейстоцена и плейстоцена говорили исследователи разных
стран (К. Никифорова, И. Герасимов, М. Веклич, В. Добровольский, Ю. Бюдель, А. Ян и др.). Создается
впечатление, что в эоплейстоцене равнин и невысоких гор Средней Европы какие-либо гляциальные и
перигляциальные образования отсутствуют.
Второй вопрос относится к аллювиальным отложениям. Отсутствие детального фациального и фор¬
мационного расчленения аллювия приводит к тенденции относить все русловые галечные горизонты к
перигляциалу и делать вывод о том, что в ледниковые эпохи происходило врезание речных русел и долин.
Такая тенденция проявляется у ряда европейских исследователей, среди которых и Т. Чудек. Даже такой
опытный исследователь как Ю. Бюдель на изложенном выше основании сделал вывод о том, что в
перигляциальном климате господствует интенсивное долинообразование. По-видимому, более справедливой
является альтернативная точка зрения, связывающая фазы врезания долин с климатом межледниковых
эпох.
Книга Т. Чудека поднимает и ряд других проблем геоморфологии и геологии квартера, что безусловно
является ее достоинством. Она подводит итог определенному этапу исследований и способствует отысканию
путей их дальнейшего развития.
А.П. Дедков, Г.П. Бутаков
ЭКОЛОГИЯ ГОРОДА И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
УРБОСФЕРЫ1
Если жить не только сегодняшним днем, а смотреть в будущее, то экологические проблемы городов
приобретают первостепенное значение. Уже сейчас можно видеть многочисленные примеры ката¬
строфических последствий пренебрежительного отношения к прежде цветущим уголкам природы, на
которые наступают мегаполисы. Бурно развивающиеся города с их крупными промышленными объектами,
стремительно растущим транспортом, расширением зон жилищного строительства и сокращением зеленых
природных рекреационных участков ставят все новые и новые проблемы. Экология перестает быть модным
увлечением ученых-экологов и становится самым насущным вопросом выживания. Доказывать это уже не
требуется. Дискуссионным может быть лишь объем рассматриваемых проблем. Ведь в городе, как в
экосистеме, их сейчас множество и еще больше, по всей очевидности, появится в самом ближайшем
будущем. Уже всем очевидно, что города не выдерживают транспортных перегрузок, задымления воздуха,
загрязнения воды, захламления городскими свалками. Меньшее внимание до сих пор обращалось на резкую
антропогенную активизацию динамических геоморфологических и инженерно-геологических процессов.
Однако обрушения многоэтажных домов вследствие катастрофических оползней, карстовых и суф-
фозионных просадок, роста оврагов становятся признаками сегодняшнего дня современных городов. А что
ждет нас в будущем, если мы уже сейчас не постараемся изучить и найти оптимальные решения этих
проблем?
Рецензируемая книга "Город - экосистема" во многом отвечает на поставленные жизнью современных
городов вопросы. Это одновременно и строгий научный анализ в совершенно новом направлении
экологической географии, названном авторами "экологией города", и увлекательнейшее чтение. Любой
читатель, будь он специалистом, или просто любознательным, возьмет в руки эту книгу и уже не в силах
будет от нее оторваться, пока не прочитает всю - настолько увлекательно и, как говорится, сердцем она
1 "Город - экосистема", рук. проекта д.г.н. Э.А. Лихачева, отв. ред. д.г.н. Д.А. Тимофеев, М.: Медиа-
Пресс, 1997. 336 с.
118

написана. При этом книга полностью отвечает современным научным подходам к этой сложной проблеме. В
рамках системного подхода авторы рассматривают представление о городе как об экосистеме человека со
всеми внутренними, внешними связями и структурой управления. Совершенно новым является гео¬
морфологический анализ урбосферы. На наш взгляд - это изюминка работы. Проблема в наибольшей
степени отвечает профессиональному уровню авторского коллектива, хотя она написана не только
геоморфологами, но и специалистами самого широкого диапазона - от социально-экономической и
теоретической географии до инженерной геологии и геофизики. Читатель найдет в книге исторический
временной анализ развития городских экосистем, географический региональный анализ развития городов в
европейской России и, наконец, геоморфологический анализ урбосферы. Логика построения книги довольно
убедительна, хотя она могла быть построена и как-то иначе. Но каждый заинтересованный специалист
найдет в этой книге для себя что-то важное и интересное, поэтому книга может быть рекомендована
широкому кругу экологов, географов, урбанистов и просто любознательному читателю.
Научная проблематика, вопросы терминологии и методики исследований новой науки об экологии города
как экосистемы только закладываются. Геоморфологический мониторинг на территории городов проходит
лишь первые стадии своего развития. Многое в этих проблемах рассматривается впервые. О многом можно
спорить. Однако на современном этапе гораздо важнее научных дискуссий объединение ученых географов и
экологов для быстрейшего решения поставленных жизнью задач.
По специальному содержанию книги можно сделать лишь одно принципиальное замечание. Инте¬
реснейший анализ пространственных корреляций городов европейской России в зависимости от природных
условий следует рассматривать лишь в привязке к конкретному времени образования городов, поскольку во
временном срезе зависимость от природных и социально-экономических факторов бывала различной: многие
города в благоприятных природных условиях, но без подкрепления экономикой, пришли в запустение и
постепенно отмирали и, наоборот, даже в малоблагоприятных природных условиях, но вблизи железных
дорог развивались крупные промышленные центры. Степень урбанизации геоморфологических районов
(в главе 6-й), рассчитанная авторами по плотности населения и количеству крупных городов с числом
жителей более 100 000, при в общем-то правильном методическом подходе тоже дает некоторые сбои,
например, на Зарайской эрозионной равнине с широкой и густой сетью оврагов даже при очень малой
плотности населения и полном отсутствии крупных городов может создаться более напряженная
экологическая ситуация в малых городах, чем на Мещерской озерно-ледниковой низменной равнине с очень
большой плотностью населения и большим количеством крупных городов. В данном примере степень
урбанизации и степень экологической напряженности не совпадают, потому что они учитывают различные
природные и социально-экономические показатели. Но это уже тонкости геоморфологического анализа, и
они не могут исказить общее благоприятное впечатление о книге.
Книга замечательная и интереснейшая. Она безусловно найдет широкий отклик в сердцах и в умах
многих читателей, как специалистов, так и неспециалистов. Можно назвать эту книгу учебником по
экологии городов и рекомендовать для ученых-экологов, географов, урбанистов, для студентов гео¬
графических и экологических специальностей, для практиков-хозяйственников в городах. Книга решает
следующие основные задачи: 1) развивает новое научное направление по экологии городов и
геоморфологическому анализу урбосферы, 2) дает научное представление о пространственном и временном
развитии городов, 3) излагает предпосылки к мониторингу городских мегаполисов, 4) популярно излагает
экологические проблемы города для широкого круга читателей.
В настоящее время появилось много книг по экологии, но в их ряду данная книга не должна затеряться.
Это безусловно значительный вклад в решение насущных экологических проблем городов. Это наука
настоящего и будущего. Хочется от души поздравить авторов с выходом этой книги и пожелать интересного
продолжения экологических работ.
Е.Ф. Зорина, Б.П. Любимов
ИНТЕРЕСНАЯ МОНОГРАФИЯ ПО ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ
В 1997 году на Украине, во Львове опубликована солидная монография известного ученого И.П.
Ковальчука "Региональный эколого-геоморфологический анализ"1. В основу этой интересной и нужной книги
легла докторская диссертация автора, дважды успешно защищенная им: в России (в МГУ) и на Украине.
Развивая накопленный в мировой науке опыт эколого-геоморфологических исследований, автор
обосновывает свой оригинальный подход к региональным эколого-геоморфологическим исследованиям
флювиальных систем. Подход этот базируется на бассейновом принципе изучения, оценки и прогноза раз¬
вития территорий. Исходным фактическим материалом явились многолетние изыскания И.П. Ковальчука в
1 I. Ковальчук. Репональний еколого-геоморфолопчний анал1з. Льв1в. 1нсгитут украшознавства. 1997.
440 с.
119

Волыно-Подолии, Полесье, Предкарпатье, Украинских Карпатах и Закарпатье. Им проанализирован
огромный объем наблюдений, в том числе стационарных, фактов, измерений, статистических и исторических
данных по типам и интенсивности различных современных экзогенных процессов, прежде всего эрозионно¬
аккумулятивных. Очень тщательно проведена оценка роли антропогенного фактора в изменениях состояний
геоморфосистем равнин и гор запада Украины. Большая часть фактического материала и результатов его
экологогеоморфологического осмысления представлена в монографии в приложениях в виде карт, схем,
графиков, таблиц. Сам по себе этот материал представляет большую ценность. К сожалению, в последние
годы в наших книгах такой материал публикуется редко. Монография И.П. Ковальчука в этом отношении
может служить примером научной достоверности.
Структура книги такова: введение, раздел 1 - теоретические основы изучения бассейновых систем; раз¬
дел 2 - сущность эколого-геоморфологического анализа бассейновых систем региона; раздел 3 - методика и
методы эколого-геоморфологического анализа бассейновых систем освоенных территорий; раздел 4 -
эрозионно-аккумулятивные процессы в бассейновых системах, их эколого-геоморфологическое значение;
раздел 5 - структура речных систем и их динамика; выводы, литература (499 названий), приложения (107
карт, схем, таблиц).
Остановлюсь на некоторых наиболее важных теоретических посылках автора, изложенных во введении,
1-м разделе и подтвержденных всем текстом монографии. Анализ проводится с позиции единства природных
и антропогенных компонентов геоморфосистем. Исходя из этого, автор не видит разницы между эколого¬
геоморфологическими и природно-хозяйственными системами, не противопоставляет природным элемен¬
там и факторам морфогенеза факторы и элементы антропогенного генезиса. Собственно природные
геоморфосистемы являются биокосными образованиями и составляют основу эколого-геоморфологических
систем. Предметом эколого-геоморфологического анализа автор считает изучение взаимоотношений между
разноранговыми флювиальными бассейновыми геоморфологическими, ландшафтными и социально-
экономическими системами. Хотя в работе основной упор сделан на исследовании флювиальных процессов и
бассейновых систем, по-суще.ству, И.П. Ковальчук обосновывает всесторонний региональный
(территориальный) анализ, развивая и углубляя принципы регионального геоморфологического анализа,
заложенные Ю.Г. Симоновым, и бурно развивающейся в последние годы экологической геоморфологии.
Автор книги хорошо знает литературу по этим проблемам и сам вносит в их решение много нового и
существенного.
Много нового узнает читатель книги о строении, истории развития флювиальных систем изученного
региона, в том числе и о роли хозяйственной деятельности человека на разных этапах освоения этой
разнообразной и в природном, и в историко-культурном, и в социально-экономическом отношениях тер¬
ритории. Автор предлагает подробную многоступенчатую классификацию флювиальных геоморфосистем.
Его классификация по сравнению с другими одна из наиболее полных и к тому же нацелена на решение
экологических задач. Очень интересно в книге решается вопрос об основных стадиях эволюции геоморфо¬
логических систем. И.П. Ковальчук выделяет следующие ряды стадий: абиотичная, педобиотичная,
природно-антропогенная, техногенная. Или же: абиотичная, педобиотичная, природно-техническая, природ¬
но-хозяйственная, эколого-геоморфологическая. Автор полагает, что вслед за абиогенной стадией, когда
различные элементы бассейновой флювиальной системы покрываются растительностью и почвами,
наступает время педобиотической стадии в жизни системы, в которой выделяются эволюционные ряды
педобиогеоморфосистем (видимо, на различных морфогенетических элементах системы). Деятельность
человека преобразует их в интегральные природно-хозяйственные и эколого-геоморфологические системы.
При этом автор указывает (стр. 285), что первые стадии - абиотичную и педобиотичную можно наблюдать
в системах низших рангов (оврагах, балках, водосборах водотоков 1-го порядка). При анализе эволюции
бассейновых систем можно видеть весь эволюционный ряд. В книге дается типизация этих систем и стадий с
позиции их экологических особенностей и оценки. Все эти построения заслуживают внимания, однако, надо
понимать, что такое деление оправдано лишь как прием анализа, так как эволюционные стадии, особенно
абиогенная и педобиогенная, не идут друг за другом в прямом смысле слова. Весь рельеф все время
развивается в условиях взаимодействия всех - косных и биотических факторов.
Цель эколого-геоморфологического регионального анализа И.П. Ковальчук видит в изучении и оценке
рельефа как компонента ландшафта и рельефообразующих процессов, которые влекут за собой те или иные
экологические ситуации. Таким образом, объектом эколого-геоморфологического анализа является рельеф
региона как среда жизни и деятельности людей. По отношению к флювиальным системам, исследованию
которых посвящена работа, объектом являются речные системы, их бассейны и процессы в них
происходящие. Автор разработал принципиальную схему эколого-геоморфологического анализа
флювиальной бассейновой системы и управления ее состояниями (с. 55-59, рис. 2-6).
В целом книгу И.П. Ковальчука можно оценить как крупный вклад в теорию и методику и эколо¬
гической геоморфологии, и флювиального морфогенеза, и регионального анализа, и экологической оценки и
прогноза развития староосвоенных территорий. Остается лишь поздравить автора с заслуженным успехом и
высказать сожаление, что книга опубликована только на украинском языке, что сократит число ее
читателей. Правда в книге имеется английское резюме объемом в 10 страниц, но по уровню теоретических
разработок, фактическому материалу и важности выводов монография заслуживает более широкой
известности. Будь она опубликована на английском языке, она получила бы не только более широкий круг
читателей, но и вошла бы в золотой фонд мировой геоморфологической науки.
Д.А. Тимофеев
120

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
1998
НАУКА ЗА РУБЕЖОМ
ИССЛЕДОВАНИЯ РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ В КИТАЕ
В ноябре 1997 г. по приглашению ряда университетов и научно-исследовательских институтов, авторы
данного сообщения посетили Китай. Мы ознакомились с исследованиями, главным образом, русловых
процессов в Хохайском университете (г. Нанкин), Нанкинском институте водного хозяйства и гидротехники,
Тонкийском университете (г. Шанхай), Институте водного хозяйства реки Хуанхэ (г. Чжэнчжоу) и
Всекитайском институте водного хозяйства и гидроэнергетики (г. Пекин), встретились с учеными Института
водного хозяйства реки Янцзы и Института географии АН КНР.
В Институте географии АН КНР исследования русловых процессов сосредоточены в отделе гео¬
морфологии (профессор Гун Гоюань), они проводятся на конкретных реках в разных районах Китая и на
лабораторных моделях. Всекитайский институт водного хозяйства и гидроэнергетики (директор - профессор
Лян Жицзи, профессора Цзен Цинхуа, Куанг Шанфу) имеет в своем составе сектора речных наносов, устьев
рек и морских берегов, водохранилищ, стихийных бедствий и селей, а основными направлениями
исследований являются русловые процессы и прогнозы русловых деформаций, разработка принципов и
методов регулирования речных русел, заиление водохранилищ и заносимость водозаборов, динамика потоков
с высокой концентрацией наносов.
В Хохайском университете на гидрологическом факультете (декан - профессор Ся Цзиган) наряду с
гидрологами и гидротехниками работают ландшафтоведы, картографы, геоморфологи, почвоведы, спе¬
циалисты по эрозии почв; имеются кафедра динамики русловых потоков, лаборатории гидрологии и водных
ресурсов, отделение наносов. Основные направления их научных исследований - это теоретическое и
экспериментальное изучение эрозионных и русловых процессов, динамика русловых потоков, транспорт
наносов, регулирование речных русел, эрозия почв. При этом выполнение научных работ сочетается с
подготовкой специалистов. В Нанкинском научно-исследовательском институте водного хозяйства и
гидротехники вопросы гидрологии и русловых процессов сосредоточены в отделении рек и морей. Здесь
изучаются наносы и динамика русловых потоков, устья рек, береговые процессы, решаются связанные с
ними задачи регулирования русел и инженерной защиты от опасных проявлений русловых процессов,
экологии окружающей среды, ведется разработка аэрокосмических методов и геоинформационных систем.
Здесь же следует отметить, что в Пекине под эгидой ЮНЕСКО издается на английском языке
единственный в мире научный журнал по наносам и русловым процессам - "International journal of sediment
research" (главный редактор - Дин Линджень, член редколлегии от России - Р.С. Чалов). Впечатляет коли¬
чество сотрудников и научно-вспомогательного персонала. Только в одном отделении рек и морей
Нанкинского института работает 159 сотрудников, в том числе 53 профессора и доцента, 65 инженеров.
Во время пребывания в Китае, и это, наверное, самое примечательное, вместе с одним из крупнейших
китайских ученых-русловиков профессором Чжао Юанем (Институт водного хозяйства реки Хуанхэ) была
совершена недельная поездка вдоль Хуанхэ от г. Сианя (на р. Вэйхэ - правом притоке Хуанхэ) до
г. Цзинаня с посещением ГЭС Саньмэнься, строящейся Шаоландинской ГЭС, других гидротехнических
объектов, и сопровождавшаяся встречами и беседами с работниками местных водохозяйственных органов.
Были совершены научные экскурсии по р. Янцзы в места интенсивных переформирований русла на участке
Нанкин - Чжэнцзянь, а также в устье реки (из г. Шанхая вместе с профессором Ли Цзунсянем - выпуск¬
ником кафедры геоморфологии МГУ). Эти поездки позволили, во-первых, реально увидеть формы
проявления русловых процессов в условиях очень большого стока наносов (на Хуанхэ среднегодовая
мутность - 33,6 кг/м3, максимальная во время половодья - 1400 кг/м3) и их направленной аккумуляции (до 3-
7 см/год), что обусловливает постоянную угрозу наводнений из-за систематического повышения отметок дна
русла, интенсивные горизонтальные деформации в виде происходящих буквально на глазах блужданий
русла, размывов берегов, создающих постоянную угрозу разрушения инженерных объектов, коммуникаций,
противопаводковых дамб, сельскохозяйственных угодий и т.д. Во-вторых, и сама поездка, и многочисленные
встречи со специалистами показали огромную заинтересованность в результатах исследований русловых
процессов и широкий размах основанных на них регуляционных работ, особенно на р. Хуанхэ.
Вообще обращает на себя внимание приоритетность прикладных исследований в области русловедения и
комплексный характер их выполнения. Последний проявляется, в частности, в том, что при проектировании
121

инженерных объектов на реке вне зависимости от их размеров (от ГЭС до мостовых переходов и
берегозащитных дамб) производится научно обоснованная оценка (по материалам натурных изысканий,
лабораторного и математического моделирования, на проведение которых и государство, и заин¬
тересованные отрасли не жалеют средств) не только эффективности мероприятия или работы сооружений,
но и влияния их на реку как на природный объект, на уже существующие объекты и даже еще находящиеся
в стадии предпроектных изысканий, на возможности активизации русловых деформаций и соответственно
необходимости принятия превентивных мер для их нейтрализации. При этом рассматриваются достаточно
протяженные участки рек с тем, чтобы предусмотреть и избежать возможные неблагоприятные последствия
реализации проектов. Последнее выгодно отличает прикладные русловые исследования в Китае от таковых
в России, где они носят узкоотраслевой характер. Это касается и хорошего материального и финансового
обеспечения как самих исследований, так и гидротехнических и водохозяйственных мероприятий (хотя и там
имеются свои трудности и проблемы). Следует при этом отметить, что китайские научно-исследовательские
институты широко используют финансовую помощь международных организаций, в частности ЮНЕСКО, и
зарубежных партнеров (например, США) в развитии русловых исследований и создании мощной
лабораторной базы.
Реки Хуанхэ и Янцзы являются среди рек Китая бесспорно главными объектами русловых, а также
гидрологических исследований, хотя таковые проводятся и на других реках (например, в Нанкинском
институте водного хозяйства сейчас идут крупные исследования русловых процессов в нижнем течении и
устьевой области р. Миньцзян в связи с воднотранспортными проблемами). Этими основными реками
занимаются все научные центры Китая. Вместе с тем имеются специальные институты водного хозяйства
рек Хуанхэ (в г. Чжэнчжоу) и Янцзы (в г. У хани). Водохозяйственные органы также построены по
бассейновому принципу: есть комитеты по водному хозяйству обеих рек. Эти Комитеты вместе с
подведомственными институтами являются в полной мере хозяевами рек и в целом речных бассейнов; они
осуществляют управление, строительство и эксплуатацию всех гидротехнических, водохозяйственных и
мелиоративных систем в своем бассейне, в том числе, осуществляют мероприятия по борьбе с эрозией почв.
Кстати, последним в Китае уделяется повышенное внимание, и они проводятся широким фронтом, особенно
на Лессовом плато, пересекая которое, Хуанхэ становится самой мутной рекой в мире. Здесь поражает
колоссальный объем работ, выполненных по террасированию склонов, причем каждая терраса используется
для возделывания сельскохозяйственных культур. Выпущен прекрасно изданный научно-популярный
фотоальбом по формам проявления и методам борьбы с эрозией. По данным китайских ученых, эти
мероприятия привели к снижению стока взвешенных наносов на 20-30%; соответствующие сведения,
подтверждающие тренд снижения стока наносов в 60-70-е годы, опубликованы в китайской научной
литературе (здесь и ниже авторы при анализе китайских литературных материалов пользовались помощью
аспиранта МГУ Лю Шугуана).
Институты водного хозяйства рек Хуанхэ и Янцзы осуществляют в этих условиях научное обоснование
всех водохозяйственных работ в бассейнах и на реках, мониторинг за их состоянием и контроль за
реализацией проектов. Положительный эффект подобной организации научных исследований и производства
налицо, и он мог бы служить примером для России, где водохозяйственные органы построены по
административно-территориальному принципу (исключение составляет водный транспорт, но ведь он -
только один из немногих водопользователей). То же самое, но по крупным регионам, касается у нас и
проектных и научно-исследовательских институтов, которые к тому же ведомственно разобщены
(энергетика, транспорт, водное хозяйство, гидрометеорология и т.д.).
Ученые Института водного хозяйства реки Хуанхэ в 1996 г. опубликовали пятитомный труд о своей реке
(г. Чжэнчжоу, изд-во "Водные ресурсы Хуанхэ"; объем каждого тома - от 500 до 800 с.). Интересно отме¬
тить, что в ведении этого института находится музей реки Хуанхэ, экспонаты которого дают полное пред¬
ставление о природе бассейна, его рельефе, геологии, климате, гидрологическом режиме и русловых про¬
цессах, наводнениях и размывах берегов, эрозии почв и борьбе с ними, о гидротехническом строительстве и
водохозяйственных мероприятиях, их эффективности и других сведениях о реке и жизни на ее берегах.
Специальный том указанного труда посвящен проблеме эрозии почв и борьбе с ней в бассейне реки.
Проблемы русловых процессов рассматриваются в томах "Наносы Хуанхэ", "Гидрология Хуанхэ" и "Гидро¬
технические сооружения на Хуанхэ". Эти книги удачно дополняет монография "Закономерности движения
потоков высокой мутности на Хуанхэ и перспективы использования" (1993; авторы: Ци Пу, Чжао Вэньминь
- он же редактор тома "Наносы Хуанхэ", Ян Мэйцин). В этих работах показано, что высокая концентрация
наносов в потоке Хуанхэ обусловливает его трансформацию во время половодья и в водохранилищах в
мутьевой поток, что определяет специфику русловых процессов, заиления водохранилищ и выбор способов
регулирования стока реки и регуляционных мероприятий в ее русле с учетом особенностей гидрологического
режима реки (для Хуанхэ характерно летнее половодье, переходящее в продолжительный паводочный
период, связанный с муссонными дождями). Здесь же дается анализ развития устьевой области Хуанхэ:
закономерности дельтообразования в условиях огромного стока наносов, влияние устьевых процессов на
нижнее течение реки. Характерно, что устьевым процессам (как на обеих крупнейших, так и других реках
Китая) уделяется достаточно много внимания во всех институтах, поскольку интенсивное устьевое
удлинение в условиях приливов - отливов большой амплитуды является одной из причин аккумуляции
наносов в нижнем течении рек, а Великая Китайская равнина, в пределах которой они располагаются,
представляет собой наиболее населенный и экономически развитый район страны. На Хуанхэ также
детально исследованы процессы регрессивной аккумуляции выше водохранилища Саньмэнься (ГЭС была
построена в 1959 г.), приведшие к подъему отметок дна и уровней воды на 2 м в сотнях километров от него
122

(непосредственно выше водохранилища слой аккумуляции равен 6 м), и вызвавшие подтопление г. Сианя на
р. Вэйхэ - притоке Хуанхэ (кстати заметим, что мутность воды в половодье на этой реке больше, чем на
Хуанхэ и составляет 1600 кг/м3).
В томе "Гидротехническое строительство" русловые процессы оцениваются с точки зрения проек¬
тирования и эксплуатации берегозащитных дамб, которые выполняют двоякую функцию: защита берегов
от размыва и борьба с наводнениями. В первом случае осуществляется увязка с горизонтальными де¬
формациями русла, его блужданием (выделяется соответствующий тип русла) или меандрированием, во
втором - с направленной аккумуляцией наносов. Поэтому именно этим формам проявления русловых
процессов уделяется наибольшее внимание в научной литературе. В томе "Гидрология Хуанхэ" содержится,
в том числе, анализ методов изысканий в руслах рек, на водохранилищах и в устье реки. Еще один том
издания посвящен водным ресурсам Хуанхэ, причем в нем есть раздел, в котором рассматриваются вопросы
изменений русловых процессов при их использовании.
Безусловно выдающимся научным трудом Института водного хозяйства реки Хуанхэ является "Атлас
реки Хуанхэ", содержащий полную комплексную природную, экономическую, историческую, экологическую
и водохозяйственную характеристику бассейна. Специальный раздел атласа посвящен русловым процессам.
Однако если сами соответствующие карты по своему содержанию и принципам картографирования и
уступают разработанным в России, то этот недостаток компенсируется конкретными схемами деформаций
русла Хуанхэ с сопроводительным текстом.
При проведении натурных русловых исследований в Китае широко используются современные методы, в
т.ч. те, которые в России только в последние годы стали внедряться в изыскательскую практику: речь идет,
в частности, об использовании системы спутникового позицирования GPS. В Хохайском университете создан
специальный отдел, занимающийся внедрением этой системы в исследования на реках и в прибрежной зоне
моря. Среди наиболее крупных достижений китайских ученых особо выделяется развитие лабораторной
экспериментальной базы. Все институты и университеты имеют прекрасно оборудованные лаборатории с
модельными установками, на которых проводится изучение как общих вопросов формирования русел вплоть
до устьев рек, так и конкретное моделирование участков рек большой протяженности в связи с
проектированием гидротехнических сооружений. Особенно впечатляющи лаборатории Института водного
хозяйства реки Хуанхэ. Под руководством профессора Чжао Юаня здесь создана и функционирует модель
всего нижнего течения реки от слияния с Вэйхэ до устья в горизонтальном масштабе 1 : 800.
Протяженность модели - более 1 км. На ней отражены абсолютно все природные и инженерные объекты на
берегах и в русле. В результате получена уникальная возможность лабораторного исследования русловых
процессов и их взаимодействия с гидротехническими сооружениями.
Следует отметить, что китайские ученые при развитии экспериментальной базы русловых исследований
в основном опираются на советскую школу, в полной мере используя огромный опыт и методологию
моделирования русловых процессов, полученные в СССР в 50-60-е годы, привнося в них современные
технологии и методики, появившиеся за последние 20-30 лет в мире. При этом используются разные
подходы и направления в моделировании. В Институте географии АН КНР, под руководством профессора
Гун Гоюань применяется метод "свободного моделирования", предложенный в свое время Н.И. Мак-
кавеевым при создании в МГУ лаборатории экспериментальной геоморфологии. В Хохайском университете
под руководством профессора Чен Госяна лабораторные эксперименты ведутся на различных моделях, на
которых воспроизводится вся совокупность эрозионно-аккумулятивных процессов - от эрозии почв на
склонах до русловых и устьевых процессов при решении конкретных задач.
Подобный комплексный подход - от эрозии почв до устьев рек - характерен и для натурных иссле¬
дований, что также является перенесением в китайскую науку достижений советских ученых, в данном
случае - школы Н.И. Маккавеева. Недаром еще в 60-е годы в Китае была переведена книга Н.И. Мак-
кавеева "Русло реки и эрозия в ее бассейне", а в 90-е - книга "Эрозионные процессы" (под редакцией Н.И.
Маккавеева и Р.С. Чалова). В этом же отношении заслуживает внимания книга Сюй Цзюнсинь "Русловые
процессы в различных природных районах Китая" (Пекин: Наука, 1996), в которой русловые процессы
рассматриваются на широком географическом фоне и им предшествует анализ процессов стока, эрозии почв,
денудационных процессов и формирования речных наносов, а также соотношений между ними в развитии
самих русел в конкретных условиях. Русла рек исследуются, начиная с продольного профиля и речных пойм,
после чего предлагается классификация типов речных русел с учетом специфики русловых процессов на
реках с большим стоком наносов, дается региональный анализ их распространения. Специальная глава
посвящена геоморфологии устьев рек.
Геоморфологическое направление в изучении устьев рек наиболее развито в Тонкийском университете
(г. Шанхай), где его возглавляет профессор Ли Цзунсянь. Здесь детально изучены соотношения речных и
морских факторов на разных этапах развития дельт, особенно Янцзы, и их проявления в особенностях
строения дельтовых отложений. Полученные выводы во многом опираются на разработанную Н.И.
Маккавеевым теорию продольного профиля рек (в отношении низовьев рек) и согласованы с ее основными
положениями. К сожалению многие капитальные труды китайских ученых недоступны для российской
научной общественности из-за языкового барьера. Книги же по Хуанхэ (по меньшей мере том "Наносы") и
монография Сюй Цзюньсинь заслуживают того, чтобы быть переведенными на русский язык.
Неоднократное упоминание школы Н.И. Маккавеева как научного направления, идеи которого доста¬
точно широко используются при исследовании русловых процессов в Китае, связано в известной мере с
принадлежностью авторов сообщения к этой школе. Кроме того, в Китае не менее широко известны и
активно используются материалы и труды ученых Государственного гидрологического института
123

(Н.Е. Кондратьева, И.В. Попова, Б.Ф. Снищенко), Ленинградского института водного транспорта
(К.В. Гришанина), Ленинградского гидрометеорологического института (В.Н. Гончарова) и других
российских научных учреждений. Многие ведущие китайские ученые (среди них упоминаемые выше Чжао
Юань, Цзен Цинхуа, Гун Гоюань, Ли Цзунсянь) в 50-60-е годы учились в Советском Союзе или кончали
здесь аспирантуру, а академик Доу Гожень (почетный директор Нанкинского института водного хозяйства и
гидротехники) прошел путь от студента до доктора наук, защитив докторскую диссертацию в ЛИВТе; его
труды, опубликованные в советских изданиях того времени, до сих пор сохраняют высокий индекс
цитируемости в русской научной литературе.
В многочисленных встречах и беседах неоднократно затрагивался вопрос о научных связях российских и
китайских ученых. Все те, кто в свое время учился в СССР, очень тепло и с благодарностью вспоминали
годы, проведенные в нашей стране, подчеркивали огромную значимость работы советских специалистов в
50-60-е годы в Китае (в частности, было очень приятно услышать имя М.Н. Заславского и оценку его роли
в изучении эрозии почв на сельскохозяйственных землях Китая и разработке мер по борьбе с ней), называли
российских русловиков своими учителями. В ходе визита нам удалось договориться с университетами и
научно-исследовательскими институтами о формах контактов и совместных работах по изучению русловых
процессов на реках Китая и России. Во всяком случае нам есть, чему поучиться у китайских коллег, и есть у
нас немало того, что может быть полезно им.
Н.И. Ллексеевский, Р.С. Чалов
124

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Nb 3
июль-сентябрь
1998
ПОТЕРИ НАУКИ
АНАТОЛИЙ ПАВЛОВИЧ СИГОВ
(1904-1998)
20 февраля в Екатеринбурге в возрасте 93 лет скончался видный геолог и геоморфолог, доктор геолого¬
минералогических наук, заслуженный геолог Российской Федерации Анатолий Павлович Сигов.
Вся жизнь и очень плодотворная деятельность Анатолия Павловича Сигова была связана с Уралом и
Казахстаном. Он родился в г. Красноуфимске в 1904 г. После окончания школы в 1922 г. поступил на
геолого-разведочное отделение горного факультета Уральского политехнического института. Окончил
институт в 1928 г., но еще в 1923 году начал работать на одном из золотых рудников Казахстана. Так был
начат трудовой путь продолжительностью в 64 года - вплоть до выхода на пенсию в 1987 году.
Многогранной была деятельность Анатолия Павловича. Поиски и разведка различных полезных
ископаемых, прежде всего золота, геологическая съемка, тематические работы по составлению различных
карт Урала. Настоящий очерк имеет целью отметить вклад А.П. Сигова лишь в изучении геоморфологии
Урала.
Возникает вопрос, каким путем геолог-поисковик и разведчик пришел к геоморфологии, создав
целостную картину становления Урала под воздействием тектонических и климатических факторов,
непревзойденную по своей глубине и обоснованности.
Возможный ответ заключается в том, что познание геоморфологии Урала не было для А.П. Сигова
самоцелью, это было необходимое средство для понимания закономерностей гипергенеза и формирования
полезных ископаемых. Морфогенез и континентальный литогенез - две стороны единого процесса
преобразования поверхности земной коры, определяемого как тектоническими движениями, так и
климатическими условиями и их изменениями. Эта идея в работах Анатолия Павловича является одной из
стержневых. Закономерно поэтому, что его главный фундаментальный труд "Металлогения мезозоя и
кайнозоя Урала" содержит глубокий анализ развития рельефа и коррелятных отложений этой горной
области.
На многолетнем геоморфологическом пути А.П. Сигова можно выделить ряд этапов. Первый из них -
четвертичная съемка в начале 40-х годов. Находясь под влиянием идей В. Дэвиса, А.П. Сигов приходит к
выводу, что верховья многих рек Урала лежат в области реликтового рельефа древнего пенеплена, низовья
же испытывают врезание, находясь в стадии юности.
В 1943—46 гг. развернулись работы по составлению геоморфологической карты Урала. Руководителем
работ был профессор Я.С. Эделыптейн, его помощником - Анатолий Павлович. На карте были выделены
две мезозойские поверхности выравнивания и меридиональные мезозойские эрозионно-тектонические
депрессии - остатки мезозойской речной сети. Была установлена генетическая связь комплекса гипергенных
ископаемых с этими геоморфологическими элементами.
А.П. Сигов был активным сторонником историко-генетического (возрастного) принципа геоморфо¬
логического картографирования. На примере детального изучения отдаленных районов Урала, составления
сводной геоморфологической карты Урала в масштабах 1:500000 и 1:200000 он убедительно показал
большие возможности этого принципа для решения различных геологических и геоморфологических задач, в
том числе и прикладных. Возраст рельефа А.П. Сигов определял как период от образования той или иной
формы или типа рельефа до перехода их в реликтовое состояние.
В 1960-66 гг. Анатолий Павлович принял активное участие в составлении металлогенической карты
Урала. В ходе работ получила дальнейшее развитие и подтверждение связь мезозойских полезных
ископаемых с различными формами древнего рельефа, в том числе, и с поверхностями выравнивания.
В 1959 г. на Урале была создана Межведомственная координационная комиссия по геоморфологии и
125

неотектонике Урала и Поволжья и А.П. Сигов становится руководителем ее Уральского отделения. В
1963 г. он защищает докторскую диссертацию по теме "Металлогения мезозоя и кайнозоя Урала", а в
1969 г. этот фундаментальный труд был опубликован.
В 1966 г. министр геологии СССР А.В. Сидоренко привлекает Анатолия Павловича к разработке
легенды и составлению карты поверхностей выравнивания и кор выветривания СССР. Эта карта была
издана в 1974 г. под редакцией академиков И.П. Герасимова и А.В. Сидоренко.
В последующие годы продолжалась дальнейшая разработка основных идей, а также появились новые
работы. Среди них "Определение эрозионного среза герцинид Урала" (1984), "Геолого-геоморфологические
критерии прогнозирования россыпных и рудных месторождений золота Урала" (1987).
Работы А.П. Сигова позволили по-новому взглянуть на Урал, вписать новую страницу в изучение его
мезокайнозойской геологической и геоморфологической истории. Важнейшим достижением явилось
выделение тектоно-климатических этапов развития Урала. Впервые для обширной горной страны было
показано, что не только тектонические движения, но и смены климатов управляют развитием рельефа.
В отношении литогенеза это было блестяще обосновано Н.М. Страховым. Анатолий Павлович продолжил
развитие этих идей, распространив их также на морфогенез.
Значение его работ выходит за границы изученной им области - Урала. В 1978 г. в Казанском
университете состоялось всесоюзное совещание "Климат, рельеф и деятельность человека", одной из секций
которого руководил А.П. Сигов. Труды совещания и другие исследования показали, что выделяемые им
тектоно-климатические этапы развития с теми или иными вариациями характерны для многих
эпиплатформенных гор умеренного пояса Евразии.
Анатолий Павлович Сигов был не только выдающимся исследователем и организатором. Его отличали
прекрасные человеческие качества: принципиальность, доброжелательность, внимание к людям. Все, кто
знал Анатолия Павловича, сохранят о нем светлую память.
А.П. Дедков, С.К. Горелов, Д.А. Тимофеев
126

ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
"Геоморфология" - единственный в нашей стране специальный журнал, посвященный изучению рельефа
Земли и формирующих его процессов. В нем публикуются научные статьи и заметки по вопросам
геоморфологии суши, берегов и дна морей, палеогеоморфологии, статьи, посвященные результатам ис¬
пользования материалов геоморфологических исследований в народном хозяйстве и применению новых
методов в геоморфологии. Статьи по неотектонике и палеогеографии принимаются лишь в том случае, если
рассматриваемые в них вопросы имеют непосредственное отношение к геоморфологии. Дискуссии
приветствуются, но лишь не носящие личного характера и имеющие общенаучный интерес. Журнал не
печатает мнение одного автора о квалификации другого, а лишь замечания по его работе, имеющие чисто
научное значение. В журнале публикуются также рецензии на новые научные работы по перечисленным
вопросам и хроникально-информационные сообщения о состоявшихся научных съездах, конференциях,
совещаниях.
Статьи, представляемые в журнал, должны излагать существенные, законченные и еще не опуб¬
ликованные результаты научных исследований.
Редакция просит авторов при подготовке статей руководствоваться изложенными ниже правилами.
Статьи, оформленные не по правилам, будут возвращаться авторам без рассмотрения по существу.
1. Объем статей, включая подрисуночные подписи и список литературы, не должен превышать для
работ, имеющих общее значение - 18 стр. машинописного текста; для научных сообщений, посвященных
частным вопросам, и работ по методике научных исследований - 12 стр. На отдельной странице к статье
прилагается краткое резюме объемом не более 10 строк для перевода на английский язык, отражающее
основную идею и выводы автора.
Нумерация страниц должна быть сплошной, включая страницы со списком литературы, таблицами, под¬
писями к рисункам и т.д.
2. Вся статья, включая иностранный текст, должна быть напечатана на пишущей машинке без руко¬
писных вставок на одной стороне листа стандартного размера с полями не уже 4 см. Большие статьи
желательно дробить на разделы с подзаголовками (необходимо четко обозначить соподчинение под¬
заголовков между собой). Весь текст должен быть напечатан через 2 интервала (в том числе таблицы, их
шапки и боковики, примечания, заголовки, иностранные вставки, литература, подписи, резюме, сноски).
3. Рукопись представляется в двух экземплярах, один из которых должен быть первым машинописным
оттиском. Оба экземпляра должны быть выверены и подписаны автором (всеми авторами).
4. Литература с порядковыми номерами дается на отдельной странице в конце статьи, не в алфавитном
порядке, а по упоминанию в тексте, независимо от языка, на котором дана работа. В список литературы
включаются только работы, на которые имеются ссылки в тексте статьи. В ссылке на работу, помечаемой
в тексте, дается в квадратных скобках только порядковый номер работы и, если необходимо (в случае
приведения цитаты в тексте) - страница.
Библиографическая справка дается по следующей форме:
I. Книги и статьи из сборников.
Аристархова Л.Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа. М.: Изд-во МГУ, 1979.
152 с.
Уровень, берега и дно океанов / Клиге Р.К., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А. и др. М.: Наука, 1978. 191 с.
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Медленные гидротермические движения почвенно-грунтовых масс на склонах
(крип) // Методы полевых геоморфологических экспериментов в СССР. М.: Наука, 1986. С. 77-90.
II. Статьи из журналов.
Федоров В.В. Морфоскульптура гайотов хребта Наска // Геоморфология. 1985. № 3. С. 62-69.
Боков В Л., Клюкин А. А. Влияние гидротермических движений на развитие склонов флишевого низкогорья
Крыма // Изв. ВГО. 1987. Т. 119. Вып. 1. С. 53-57.
III. Авторефераты диссертаций.
Гласно М.П. Соотношение блоковых морфоструктур и современных движений равнинно-платформенных
территорий: Автореф. дис. ...канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии РАН, 1984, 26 с.
Просьба строго придерживаться этой формы, обращая особое внимание на знаки препинания между
словами.
5. Единицы физических величин даются по системе СИ.
6. В десятичных дробях употребляется только запятая, но не точка: 0,35.
7. Нумерация сносок дается не постраничная, а сквозная цифровая.
8. Иллюстративный материал должен быть минимальным по количеству (3-4 рис.), представляется в
двух экземплярах, отдельно от рукописи и ни в коем случае не приклеивается к ее страницам. Авторские
оригиналы карт должны быть выполнены на географической основе ГУГК, при необходимости уменьшенной
или увеличенной. Могут быть использованы контурные карты, а также бланковый вариант справочных,
административных и туристских карт. Все рисунки, схемы, графики, карты должны быть четко выполнены в
размере, обеспечивающем ясность понимания всех деталей. Рисунки выполняются тушью на чертежной
бумаге. Фотографии - на глянцевой бумаге в двух экземплярах. Надписи на рисунках следует, по
возможности, заменять цифровыми или буквенными обозначениями, объясняемыми в тексте статьи или в
подписях к рисункам. Все рисунки должны быть пронумерованы соответственно их упоминанию в тексте, а
подписи к ним даются в том же порядке на отдельной странице. На обороте рисунка указывается его
порядковый номер. В тексте статьи даются ссылки на рисунки и таблицы, а место их (по первому
127

упоминанию) отмечается карандашом на полях. Таблицы печатаются на отдельных страницах.
9. Формулы вписываются в текст от руки четко черной тушью. Следует делать четкое различие между
прописными и строчными буквами, когда они одинаковы по начертанию и отличаются только лишь своими
размерами. Прописные буквы подчеркиваются двумя черточками снизу, строчные - двумя черточками
сверху. Следует тщательно выписывать похожие между собой буквы, а также делать различие между
буквой О и нулем (0), для чего последний подчеркивается квадратной скобкой снизу. Индексы и показатели
степеней помещаются строго ниже и строго выше тех символов, к которым они относятся; штрихи четко
отделяются от единицы, а единица от запятой. Греческие буквы подчеркиваются красным карандашом,
латинские - знаком курсива (волнистой линией).
10. Никакие сокращения слов в тексте, кроме общепринятых сокращений метрических мер, механи¬
ческих, тепловых, магнитных и прочих единиц измерений и т.д. и т.п. и пр., не допускаются.
11. В конце статьи автор указывает полностью фамилию, имя и отчество, место работы, полностью
домашний и служебный адреса и номера телефонов.
Редакция сообщает, что наборный экземпляр рукописи является окончательным текстом и в по¬
следующем никакая правка не допускается, корректура авторам не рассылается.
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
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 18.05.98
Офсетная печать. 5
Уел. печ. л. 10,4
Подписано к печати 23.06.98 Формат бумаги 70 х 100 Vie
4 Уел. кр.-отт. 3,8 тыс. Уч.-изд. 12,2 л. Бум. л. 4,0
Тираж 364 экз. Зак. 3745
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Отпечатано в типографии № 2, 121099, Москва, Шубинский пер., 6
128

ОМСК
Еженедельная газета научного сообщества
Учредители:
РоссийсНая
аНадемия науН.
Министерство
общего и
профессионального
образования РФ.
Министерство
науНи
и технологий РФ.
издательство
“Поиск’
W лет ми с вами!
ПОИСК — единственное в России профессио¬
нальное издание для работников науки и выс¬
шей школы в 1999-м году отмечает свое 10-
летие.
Нас давно и хорошо знают те, кому публикации в
"Поиске' помогли получить материальную под¬
держку и возможность продолжать научные ис¬
следования, кто стремится реализовать свои идеи,
найти или сменить работу.
Наши читатели преподают в российских универ¬
ситетах от Санкт-Петербурга до Владивосто¬
ка; проводят научные исследования в учреж¬
дениях РАН, РАМН, других академий; работают
в Государственных научных центрах, организа¬
циях, финансируемых министерствами науки и
технологий, атомной энергии, экономики, оборо¬
ны; являются сотрудниками исследовательских
подразделений коммерческих компаний.
Всегда в "Поиске"
S самые свежие новости из научно-
исследовательских институтов и вузов;
S самые актуальные проблемы научного
сообщества;
S самые авторитетные мнения
руководителей науки и специалистов;
S самые правдивые рассказы об ученых
и научных коллективах.
Только в "Поиске"
х полные сведения о российских и
международных фондах,
поддерживающих исследовательские
и образовательные проекты;
х условия различных конкурсов на
получение грантов, стипендий и т.д.;
х рекомендации по оформлению заявок.
Эти публикации помогли десяткам тысяч ученых в
их профессиональной деятельности. Они убе¬
дились: без "Поиска' не обойтись.
Присоединяйтесь!. .
Подписка принимается
во всех отделениях связи.
Подписные индексы:
годовой - 32638, полугодовой - 50095.
Адрес редакции:
Москва, Чистопрудный бульвар, 6
офис 106-107
Тел./Факс: (095) 924-1784
E-mail: poisk@moil.ros.ru
Корреспондентские пункты "Поиска* рабо¬
тают в Санкт-Петербурге, Екатеринбурге, Но¬
восибирске, Нижнем Новгороде, Киеве, Минс¬
ке, Алма-Ате, Ташкенте, Кишиневе.

Индекс 70215
«НАУКА»