АКАДЕМИЯ НАУК СССР

ISSN 0435-4281

ГЕ ОМОРФОЛОГИЯ

1984
ГЕОМОРФОЛОГИЯ

▲ КАДЕМИЯ

НАУК

СССР
МОСКВА

ЖУРНАЛ ОСНОВАН

В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ

4 РАЗА В ГОД

АПРЕЛЬ — ИЮНЬ
№ 2—1 9 8 4

СОДЕРЖАНИЕ

Асеев А. А. О планетарных геоморфологических системах .......	3

Берлянт А. М. Морфометрические исследования рельефа в СССР: состояние, про- v
блемы, 'перспективы...................................................*15

Сапожникова Е. Н., Волчанская И. К. Опыт историко-генетического анализа мор-
фоструктуры Памира (для прогнозно-металлогенических целей) ....	25

Геоморфология и народное хозяйство

Говорушко С. М. Прогноз влияния курумов на объем водохранилищ ....	37

Кленов В. И. Влияние режима врезания речной долины на формирование россыпей 42

Методика научных исследований

Ласточкин А. Н. Системно-структурная ориентация геоморфологического карто- i

графирования.........................................................  47

Червяков В. А. Концепция поля в приложении к морфометрическим картам .	.	57

Научные сообщения

Артюхин Ю. В. Равновесные береговые формы и их использование для выявле-
ния антропогенных нарушений стабильности побережья..........................62

Лодина Р. В., Савцова Т. М. Современный русловой аллювий и особенности его
распределения по типам русла на примере нижнего течения Вилюя .	.	67

Печеркин А. И., Болотов Г. Б. Определение скорости химической денудации и
возраста подземного карстового рельефа......................................73

Плещеев И. С. Морфология и возраст чинков Устюрта..........................79

Сладкопевцев С. А. Геоморфологическое картографирование Гиссаро-Алая с ис-
пользованием космических снимков............................................85

Суходровский В. Л. Антропогенное оврагообразование в мерзлотных условиях 90

4g) Издательство «Наука»,
«Геоморфология», 1984 г.
GEOMORPHOLOGY

ACADEMY

OF SCIENCES
OF THE USSR
MOSCOW

QUARTERLY

POUNDED 1 91&

APRIL — JUNE

№2 — 1984

CONTENTS

Aseev A. A. On planetary geomorphological systems............................<	3

Berlyant A. M. Morphometrical studies of topography in the USSR: present state,
problems and prospects........................................................15

Sapozhnikova E. N., Volchanskaya I. K. Morphostructures of Pamir: historical-gene-
tic analysis as applied to metallogeny prospects.............................25-

Geomorphology and economy

Govorushko S. M. Forecast of rock streams impact on storage reservoir volume .	.	37*

Klenov V. I. Rjver downcutting regime impact on placers formation.................42

Methods of research

Lastochkin A. N. System-structural orientation of geomorphological mapping .	.	47

Chervyakov V. A. Field concept as applied to morphometric maps....................57

Scientific communications

Artyukhin Yu. V. Sea coasts equilibrium forms used for identification of man-indu-
ced instabilities of shore....................................................62

Lodina R. V., Savtsova T. M. Recent channel alluvium and its distribution according
channel types — a case study of the Lower Vilyui..............................67

Pecherkin A. L, Bolotov G. B. Chemical erosion rate determination and subterranean
karst relief dating ........................................................  73

( Pleshcheev I. S. Ustyurt Plateau scarps morphology and age......................70

Sladkopevtsev S. A. Geomorphological mapping at Guissar-Alai using space photoes	85

Sukhodrovsky V. L. Man-induced gullies formation under permafrost conditions .	.	90
ГЕОМОРФОЛОГИЯ

№ 2	апрель — июнь	1984

УДК 551.4

АСЕЕВ А. А.

, О ПЛАНЕТАРНЫХ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ

В последние годы возрос интерес геоморфологов к развитию теории
науки. Это объясняется двумя главными причинами: молодостью геомор-
фологии и общей тенденцией наук о Земле к внедрению системного под-
хода1. С первой причиной связаны значительная эмпиричность геомор-
фологических знаний и пока еще невысокий уровень абстрагирования,
необходимого для формирования зрелой теории. Вторая причина застав-
ляет специалистов четко осмыслить предмет, основные парадигмы и ме-
тоды каждой науки и определить ее место в общей системе родственных
наук. Следует отметить, что современный этап развития теории геомор-
фологии некоторые исследователи, например, О. fe; Кашменская [1],
называют кризисом. Однако нет никаких оснований считать кризисом
стремление точнее сформулировать и однозначно понять основные поло-
жения своей науки.

Главное и пожалуй единственное общепризнанное положение геомор-
фологии, ее‘закон, состоит в понимании рельефообразования как дина-
мического взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов. Их от-
носительная роль при этом взаимодействии рассматривается уже по-раз-
ному. На мой взгляд, наиболее правильным является представление, что
относительное значение взаимодействующих факторов на разных уров-
нях организации может быть различным [2]. Эндогенная составляющая
рельефообразования (и геоморфологической формаций) понимается
Н. А. Флоренсовым [3] как восходящая ветвь литодинамического пото-
ка массы и ^энергии, а сумма деструктивных экзогенных процессов, на-
правленных на снижение и выравнивание рельефа — как его нисходящая
ветвь. При сочленении ветвей литодинамического потока возникает рель-
еф, морфология которого отражает закономерности движения масс и
энергии внутри и на поверхности Земли.

ПЕРВЫЕ ПЛАНЕТАРНЫЕ МОДЕЛИ

Представления Н. А. Флоренсова рассмотрены О. В. Кашменской [1]
с позиций системного анализа, который пока еще мало применялся в гео-
морфологии. Поэтому одна из первых попыток моделирования рельефа
Земли,, как сложной динамической системы, сделанная О. В. Кашмен-
ской, заслуживает особого внимания. Прежде всего необходимо отме-
тить, что называя свой подход к геоморфологическим системам «систем-
но-формационным», О. В. Кашменская этим термином невольно или со-
знательно подчеркивает большую «пригодность» учения о геоморфологи-
ческих формациях Н. А. Флоренсова для применения теории систем.
Между тем, системный анализ как общий инструмент познания не сле-
дует противопоставлять никакому конкретному методу исследования в
геоморфологии: морфоструктурному, формационному или морфометри-
ческому. Поэтому термины типа: «системно-формационный анализ» иля
«системно-морфоструктурный анализ»' представляются совершенно из-
лишними.

Неправильно и утверждение О. В. Кашменской, что «традиционные
методы исследования, такие как сравнительно-исторический входят (под-

1 Под системным анализом обычно понимается совокупность общетеоретических
положений, облегчающих изучение сложных систем для выявления взаимоотношений
частей и целого и последнего в качестве части более ёмкой системы.
черкнуто мною — А. А.) , в системный подход, изменяясь соответственно
новому уровню познания» [1, стр. 107]. Дело обстоит как раз наобо-
рот: традиционные методы обогащаются положениями теории систем,
что должно способствовать совершенствованию этих методов. Это прин-
ципиально важно, так как простое приспособление терминологии систем-
ного анализа к конкретным наукам уже показало свою полнейшую бес-
плодность. Медленное внедрение системного анализа в геоморфологию
в значительной степени связано со стремлением исследователей приме-
нять сразу и как можно полнее весь хорошо разработанный понятийный
аппарат теории систем независимо от фактической изученности конкрет-
ных объектов. Системный анализ требует, в частности, углубленного изу-
чения механизма процессов рельефообразования.

Исходя из представлений Н. А. Флоренсова о литодинамических по-
токах, отражающих главное положение геоморфологии о взаимодействии
эндогенных и экзогенных сил, О. В. Кашменская положила в основу си-
стемного анализа рельефа «определение удельного значения тектониче-
ских и денудационных сил в рельефообразовании» [1, стр. 111], т. е. ба-
лансовый метод. Такая постановка вопроса правомерна, но не исчерпы-
вает проблему рельефообразования. Несмотря на важность балансового
метода, который уже неоднократно применялся в геоморфологии
Ю. А. Мещеряковым [4] и др., он не может служить единственной осно-
вой изучения геоморфологической системы, поскольку в рельефообразо-
вании важны не только количества перемещаемого вещества й затрачи-
ваемая на это энергия, но и механизмы рельефообразующих, процессов.
Не меньшие затруднения встречает предложение О. В. Кашменской оп-
ределять «неотектоническую составляющую рельефообразования» в си-
стеме, сконструированной по методу «черного ящика», поскольку она не
учитывает всей сложности механизма взаимодействия эндогенных и экзо-
генных процессов и, в частности, инерционных свойств самого рельефа,
записанных в его информационной памяти. Поэтому наблюдаемый рель-
еф не полностью соответствует современному состоянию взаимодействия
процессов рельефообразования.

Не останавливаясь на других спорных взглядах О. В. Кашменской,
например, представлениях о «геоморфологическом пространстве» и
«геоморфологической форме движения», поскольку целесообразность
введения этих понятий уже рассматривалась критически [5], укажем
только, что неполнота конструируемой ею общей модели геоморфологи-
ческой системы состоит и в принципиальном отказе от рассмотрения свя-
зей процессов рельефообразования с процессами протекающими в асте-
носфере, т. е. глубже «пространства» определяемого кдк «геоморфологи-
ческое». Вместе с тем, нельзя не отметить большую заслугу О. В. Каш-
менской как пропагандиста идей применения теории систем в геоморфо-
логии.

Новый шаг в использовании системного анализа для конкретизации
положения о взаимодействии эндогенных и экзогенных сил в планетар-
ном масштабе был сделан в последних работах Н. И. Маккавеева [6, 7].
Им построена концептуальная модель системы: рельеф материков —
астеносфера. Эта модель отражает круговорот рельефообразующего ве-
щества, в верхней, экзогенной ветви которого преобладает перемещение
продуктов денудации по направлению суша-хжеан, а в нижней, эндо-
генной— встречное течение астеносферного вещества от океана к кон-
тиненту. Н. И. Маккавеевым подсчитан годовой объем денудации с кон-
тинентов равный 11,9 км3/год, при котором денудационный срез в сред-
нем составляет 79 м за 1 млн. лет. При этом учитывается не только рас-
ход, но и небольшой приход вещества на континенты в результате Экзо-
генных процессов (преимущественно эоловых), а также морская транс-
грессия, вызываемая поступлением материала с суши (150 м), и коэффи-
циент снижения интенсивности денудации вследствие убывания высоты
материков и синхронного подъема базиса эрозии. При начальной сред-
ней высоте материков равной 870 м (средняя современная высота суши)
и конечной высоте в 50 м время, необходимое для глобальной пенеплени-
4 '*
зации, оценивается равным от 22 до 80 млн. лет в зависимости от прини-
маемой прочности по отношению к денудации пород, слагающих матери*
ки. Исходя из предположения, что скорость встречного горизонтального
астеносферного потока от океана к континенту примерно равна скорости
перемещения океанических плит, Н. И. Маккавеев оценивает время, не-
обходимое для завершения нижней ветви круговорота в центре матери-
ков, в 20—30 млн. лет, т. е. величиной, соизмеримой с оценкой продол-
жительности глобальной пенепленизации. Механизм последующего под-
нятия материков, знаменующего окончание пенепленизации, Н. И. Маю
кавеев видит в субдукции океанической коры под материковую. Это вы-
зывает поднятие материков и создает условия для новой пенепленизации,
которая теоретически (без эндогенных влияний) будет продолжаться до
тех пор, пока экзогенный расход и приход вещества на поверхности суши
не будет сбалансирован.

Указанную систему круговорота Н. И. Маккавеев рассматривает как
автоколебательную, в которой нижняя (эндогенная) ветвь круговорота
поддерживается за счет тепловой энергии Земли и разности горизонталь-
ных градиентов давления, вследствие изостатической неуравновешенно-
сти снивелированного материка, а верхняя (экзогенная)—за счет той
же силы тяжести и солнечной энергии, преобразованной атмосферными
процессами. Пульсационный режим системы Н. И. Маккавеев объясня-
ет свойствами вещества астеносферы, которая как очень вязкая (струк-
турная) жидкость оказывает большое сопротивление при приведении ее
в движение, но затем вязкое сопротивление ее значительно убывает. При
малых скоростях движения (порядка см/год) и высоких температурах
(свыше 500° С) даже небольшие горизонтальные градиенты давления,
созданные денудационной разгрузкой материков, достаточны для движе-
ния магмы от океана под материк до тех пор, пока градиенты давления
почти сравняются, т. е. материк достигнет изостатического равновесия.

Нисходящий (экзогенный) и восходящий (эндогенный) потоки в
«пульсационной» системе Н. И. Маккавеева функционируют поочередно.
Подкоровые потоки приводятся в движение после значительного «облег-
чения» материка в результате денудационного срезания как бы случай-
ными причинами, какими могут быть землетрясение, вулканизм, быстрое
таяние ледников.

Концептуальная модель Н. И. Маккавеева утверждает не только со-
измеримость, но и равноправие в механизме функционирования системы
экзогенной и эндогенной составляющих на самом высшем иерархическом
уровне геоморфологических систем, на котором ведущими обычно счи-
таются эндогенные процессы. Впрочем на этом уровне механизм процес-
сов рельефообразования до сих пор почти не рассматривался.

При всей подкупающей логичности и тщательном количественном
расчете денудационного сноса с континентов модель Н. И. Маккавеева
не преодолевает ряда трудностей. В экзогенной части системы не учи-
тывается, что большая часть денудированного с суши материала отла-
гается в пределах шельфа и материкового склона, которые на плане-
тарном уровне изучения тоже относятся к материкам, а также матери-
кового подножия, где обычно проходит граница между земной корой
континентального и океанического типов. Границы шельфа при транс-
грессиях, сопровождавших пенепленизацию материков, должны были
расширяться, а прогибы, лежащие в основе материкового подножия,
углубляться под тяжестью накапливающихся в них осадков. Главная
трудность, которую нужно преодолеть при рассмотрении эндогенной
ветви системы, состоит в объяснении длительной изостатической неурав-
новешенности материков в эпохи пенепленизации, что противоречит пред-
ставлениям о чуткости механизма изостатической компенсации. Само
представление о поочередном действии экзогенных и эндогенных сил,
т. е. об их разорванности во времени и «случайности» причин, вызываю-
щих начало изостатического уравновешивания, представляется малове-
роятным. Впрочем и Н. И. Маккавеев считал весьма возможной смену
выравнивания новым восходящим развитием рельефа раньше достиже-
ния предельного выравнивания, чему могла способствовать болёе значи-
тельная денудационная разгрузка гор, чем равнин, и связанная с этим
растущая локальная изостатическая неуравновешенность, которая долж-
на вызывать приток магмы к их корням, способствуя омоложению ста-
рых горных стран. Рассмотрение этих вопросов потребует в дальней-
шем привлечения геофизических данных.

ОБЩНОСТЬ ПОГРАНИЧНЫХ ПРИРОДНЫХ СИСТЕМ ЗЕМЛИ

Высшей иерархической ступенью системной организации рельефа
Земли является в сущности поверхность самой планеты, имеющая форму
геоида, которая как известно определяется, с одной стороны, космически-
ми экзогейными силами, выраженными в особенностях ее ротационного
режима, а с другой — гравитационной дифференциацией образующего
планету вещества, обусловившей деление его на ядро и все другие сфе-
рические оболочки (включая гидросферу и атмосферу). Вместе с тем
реальный рельеф Земли только приближенно соответствует поверхности
геоида, а его наибольшие отклонения от последней образуют материко-
вые выступы и океанические впадины. Поэтому форму Земли к$к плане-
ты правильнее рассматривать в качестве надсистемы для геоморфологи-
ческих систем самого высшего ранга. Форма Земли является надсисте-
мой и для всех других пограничных систем, обладающих своим рельефом,
осложняющим границы разных оболочек и сред (литосферы и астено-
сферы, мантии и ядра).

Основное свойство этой надсистемы — земное тяготение. Его влияние
на все пограничные подсистемы проявляется в стремлении каждой гра-
ницы земных оболочек занять положение изопотенциальной поверхно-
сти. Однако на всех границах сред существуют отклонения от формы
изопотенциальной поверхности, вызываемые плотностными неоднород-
ностями. Это и есть рельеф поверхности данной оболочки Земли, обу-
словленный «антигравитационными» силами2. Рельеф поверхности ли-
тосферы или собственно рельеф Земли в этом отношении не отличается
от «рельефов» более глубинных ее оболочек. Существенная разница со-
стоит в том, что наиболее важной «антигравитационной» силой созда-
ющей рельеф Земли является поступление к этой границе сред тепло-
вой энергии как внутриземной, так и солнечной, тогда как все более глу-
бинные границы оболочек искажаются только за счет неравномерного
выделения внутреннего тепла и вызываемого этим возникновения плот-
ностных неоднородностей.

Таким образом гравитационное поле Земли обеспечивает устойчивое
существование (функционирование) всех’подобных геоморфологической
пограничных систем, а «антигравитационные», преимущественно тепло-
вые воздействия, создающие его нарушения, определяют развитие та-
ких систем в пределах, ограничиваемых высокой степенью устойчивости
самой системы. При этом следует отметить неравномерность проявления
указанных воздействий в пространстве и времени. Это означает, что
энергия, расходуемая на нарушения изопотенциальности пограничных
систем, поступает импульсами или пульсирующими потоками (струями,
течениями), которые в твердых оболочках Земли могут вызывать физи-
ко-химические изменения, равносильные пространственному смещению
их границ.

Восходящие потоки энергии или вещества близ границ сред часто
приобретают горизонтальную составляющую. В соответствии с законом
сохранения массы потоки сочетаются с противотечениями, создающими
в совокупности тепловую или гравитационно-тепловую конвекцию, в том

2 В качестве «антигравитационного» по отношению к гравитационному полю Зем-
ли выступает, например, влияние Луны, т. е. сила взаимного притяжения. Последняя на
еще более высоком уровне организации (планета — спутник) находится в полном соот-
ветствии с законом всемирного тяготения. На планетарном уровне организации она
возмущает гравитационное поле Земли и поэтому может условно рассматриваться как
«антигравитационная».
«числе и в недрах Земли [8 и др.], поскольку плотностная дифференциа-
ция материала там еще не закончилась или возникает вновь благодаря
радиоактивному распаду. Явление конвекции, столь свойственное под-
вижным оболочкам Земли, в «твердой» Земле-сосредотачивается в го-
ризонтах астеносферного типа, которых в настоящее-время известно по
меньшей мере три.

Возвращаясь к геоморфологическим системам, отметим, что на всех
уровнях их организации существуют те же противоборствующие силы:
сохранение и упорядочение гравитационного поля и его нарушения. Вза-
имодействие эндогенных и экзогенных сил в формировании рельефа час-
то понимают как стремление эндогенного фактора нарущить изопотенци-
альность поверхности твердой оболочки Земли, а экзогенного — восста-
новить ее с помощью механизма денудация — аккумуляция. С позиций
системного анализа правильнее рассматривать это взаимодействие в ка-
честве более сложного интегрального результата борьбы гравитацион-
ных и «антигравитационных» (на данном уровне организации системы)
«сил как в эндогенных, так и в экзогенных процессах. Главное их различие
состоит в источниках энергии, нарушающих изопотенциальность земной
поверхности, т. е. ее идеальную равнинность: тепловой энергии Земли
(для эндогенной составляющей) и Солнца (для экзогенной составляю-
щей). При этом подобно солнечной энергии, тепловая энергия Земли
Воздействует на рельеф сложно опосредствованно.

В сфере действия экзогенных процессов «антигравитационными» ста-
новятся все формы рельефа, отклоняющиеся от поверхности постоянного
гравитационного потенциала, т. е. от идеальной равнинное™. Они созда-
ются в процессе выравнивания несмотря на то, что общая направлен-
ность экзогенных процессов, на 60—80% связанных с движением воды,
определяется гравитационными силами. Это объясняется (вне зависимо-
сти от эндогенного фактора) неравномерным во времени и пространстве
проявлением экзогенных процессов и, в первую очередь, различиями во-
дообеспеченности, которая, в свою очередь, имеет первоисточником не-
равномерное поступление солнечного тепла. Поэтому, например, дену-
дационное выравнивание горной страны осуществляется через проме-
жуточную стадию расчленения.

В сфере действия эндогенных рельефообразующих процессов двойст-
венная роль принадлежит изостазии. С одной стороны, общая изостати-
ческая уравновешенность литосферы или крупных ее частей, как бы
«плавающих» по астеносфере, является проявлением гравитационной
упорядоченности, а ее нарушения — проявлением «антигравитацион-
ных» сил как эндогенного, так и экзогенного происхождения. С другой
етороны, восстановление изостатического равновесия часто выступает
в качестве «антигравитационной» силы в формировании рельефа, что ил-
люстрируется рассмотренной выше моделью Н. И. Маккавеева, где вы-
равнивание рельефа выступает как фактор нарушения изостатического
равновесия,, а поднятие и расчленение соответствует его восстановле-
нию. Это показывает, что выравнивание гравитационной неоднородности
на одной границе сред может вести к ее нарушениям на другой. Важ-
нейшая роль изостазии в формировании рельефа потребует от нас вер-
нуться к ней несколько ниже. Сейчас отметим только, что восстановле-
ние нарушений изостатического равновесия иногда связано со значи-
тельными горизонтальными перемещениями вещества приобретающего
текучесть. «Горизонтальная составляющая перемещения масс..внутри
Земли, как правило, не меньше, чем горизонтальные перемещения веще-
ства на поверхности Земли, обусловленные экзогенными процессами»
>[9, стр. 19].

Некоторые из изложенных общих положений об особенностях погра-
ничных природных систем типа рельеф рассматривались ранее специа-
листами разных наук о Земле3, но для соблюдения системного принципа
исследований представляется необходимым переосмысливание исход-
ных, даже самых бесспорных представлений.

3 На формирование системных представлений автора, в частности, оказала влия-
ние работа В. Н. Солнцева [10].
ВЫСШИЕ КАТЕГОРИИ СИСТЕМНОЙ ОРГАНИЗАЦИИ РЕЛЬЕФА

Котловины океанов и выступы материков образуют высшую катего-
рию планетарных форм рельефа — геотектур первого ранга, а следова-
тельно и высшую иерархическую ступень геоморфологических систем.
Как уже отмечалось нами ранее [11], им соответствует высший ранг тек-
тонических структур. Их различает не только свойственный каждой из
этих геотектур тип земной коры и ее мощность, но и положение основ*
ных границ раздела литосферы. Различна под океанами и материками
и мощность астеносферы. Поэтому есть все основания полагать, что в
отличие от геотектур более низких рангов их функционирование и раз-
витие отражают структурные связи рельеф — мантия, на которых мы ос-
тановимся несколько риже.

В размерно-генетической классификации И. П. Герасимова [121
важное место принадлежит стабильным (равнинно-платформенным) и
мобильным (шовным зонам) геотектурам, развитым как в пределах кон-
тинентов, так и в пределах океанов. Первые представляют в тектониче-
ском отношении материковые и океанические платформы, вторые — оро-
генные и геосинклинальные пояса. С позиций тектоники литосферных
плит — это зоны спрединга4, субдукции и обдукции. Они также облада-
ют своими особенностями в составе и мощности земной коры [13]. Сре-
ди них выделяются континентально-океанические шовные зоны с особым
переходным типом земной коры. В функционировании этих систем — гео-
тектур второго ранга проявляются преимущественно плотностные неод-
нородности в пределах литосферы и особенно на границе с астеносферой.
Однако в зонах спрединга и субдукции существенна также роль астено-
сферных процессов.

К третьей категории геотектур могут быть отнесены отдельные типы
платформенных равнин и горных стран, обладающие свойственным толь-
ко им историческим типом геоморфологического и тектонического разви-
тия. Разумеется, они должны обладать и своими особенностями глубин-
ного строения, которые, к сожалению, с этих позиций еще не исследова-
лись. Можно полагать, что основные плотностные неоднородности, т. е.
глубинные пределы формирующих их структур находятся в земной коре
и отчасти на ее’ границе с верхней мантией (М).

Попытка сопоставления планетарных геотектур (по работам
И. П. Герасимова) и глубинных геотектонических структур (по работам
В. Е. Хайна) приведена в таблице. Несмотря на неполноту фактических
данных об особенностях строения земной коры в пределах некоторых
геоструктур, которые, вероятно, можно было бы пополнить, таблица по-
казывает принципиальную сопоставимость двух независимо созданных
классификаций планетарных структур и форм рельефа.

Как уже отмечалось нами [И], между геотектурами и морфострук-
турами устанавливается достаточно обоснованная граница. Формирова-
ние и функционирование последних связано почти исключительно с вну-
трикоровыми процессами. При всем историко-генетическом разнообразии
морфоструктур они отражают плотностные неоднородности и относи
тельную хрупкость земной коры, проявляющуюся в блоковом строении:,
фундамента, особенно его верхней «гранитной» оболочки на материках,,
пликативные дислокации осадочного чехла и многие другие особенности
глубинного строения верхних горизонтов земной коры. Совершенно на
другом уровне организации развито здесь и взаимодействие эндогенных
и экзогенных процессов. К сожалению, на этом более привычном для нас
масштабном уровне подробное изучение системной организации не мо-
жет быть вполне успешным без изучения всех геоморфологических си-
стем более высоких таксономических рангов.

Итак, несмотря на существование таких более крупных тектонических
категорий, как литосферные плиты, материковые выступы и океанские

4 Целесообразно выделять срединно-океанические хребты в особый тип шовных
зон.
Схем! СОЭГЯ01ПНИ5 глубинных геотектонических структур (по В. Е. Хайну [13 и др.]) и геотектур (по И. П. Герасимову [12 и др.])

Геоструктуры										Геотектуры			
Ранги геоструктур			Тип земной коры	Подтип земной коры	Мощность (км)				Астенос- фера на глубине	Ранги геотектур			
I	II	ш			осадочного слоя	«гранитно- го» слоя	«базальто- вого» слоя	земной коры		I	II		ш
Континенты	Материковые платформы	Щиты, платформы, плиты	Континенталь- ный	Нормальный континентальный	0—20	15—20	15—20	30—40	от 100—120 до 250	Метериковые выступы	Стабильные	Материковые платформенные равнины	Кратоны
													Платооры
													Пленогены
	Орогенные поя- са	Эпигеосинклиналь- ные	Континенталь- ный	Нормальный или утолщенный континенталь- ный	0—15	15-25	20—40	50—60 (до 70)			Мобильные	Внутриконтинен- тальные шовные зоны	Орогены
													Эпиорогены
		Эпиплатформенные (резонансные, пе- рикратонные)											
													Палеоороге- ны
		Рекурентные											
	Геосинклиналь- ные пояса	Окраинные моря и вулканические дуги  Желоба	Переходный кон- тинентальНо- океанический	Субконтинен- тальный  ♦	5-10	8—10	10-15	25—30				Континенталь- но-океанические шовные зоны	Неоорогены
				Субокеанический	4—10	—	5—10	11-18					
Океаны	Океанические платформы		Океанический	Нормальный океанический	0,7—1,3	—	5-8	5-12	от 50—60 до 400	Океанические котловины	Стабильные	Океанические платформенные абиссальные рав- нины	Талассотор- пы
	Океанические орогенные пояса	Океанические риф- тогены	Океанический	Утонченный океанический	0,4	"ч	5-6	7			Мобиль- ные	Срединно-океа- нические хребты	Талассогены
		Океанические не- вулканические ПОД- НЯТИЯ		Нормальный океанический	0,7—1,2	—	5-8	5—12				Невулканиче- ские океаниче- ские поднятия и хребты	Талассокра- тоны
котловины представляют высшйй таксономический ранг форм рельефа.
О том, что материки находятся в тесных генетических отношениях со
структурой, лежащей в их основе, свидетельствует, например, установ-
ленное П. С. Вороновым [14] закономерное прямое соотношение площа-
дей континентов со средними их высотами, а также со средними мощно-
стями образующей их земной коры. По мнению П. С. Воронова, сущест-
вованием определенного предела средней толщины коры континенталь-
ных глыб (не более 45—50 км) и коры океанов (менее 6 км) отражает -
стремление коры (или литосферы) к гидростатическому равновесию от-
носительно верхней мантии (или астеносферы).

КАТЕГОРИИ ИЗОСТАТИЧЕСКИХ АНОМАЛИЙ

Считается почти общепризнанным, что литосфера как под океанами,
так и под континентами изостатически уравновешена в вязкой астено-
сфере, однако единых взглядов на механизм осуществления этого равно-
весия не существует. По мнению Р. Дица [15], одного из основополож-
ников глобальной тектоники плит, литосфера, как под континентами, так
и под океаническими бассейнами, уравновешена изостатически прибли-
зительно на глубине 70 км. М. Е. Артемьев [9] указывает, что наиболее
вероятная глубина кровли астеносферы 50—80, а подошвы — порядка
200 км.

По В. Е. Хайну «верхняя граница астеносферы находится на глубине
порядка 50—60 км под океанами и 100—120 км под континентами, а
нижняя соответственно на глубине 400 и 250 км. Следовательно, астено-
сферный слой под океанами значительно мощнее, а его подошва здесь
практически совпадает с подошвой верхней мантии» [13, с. 31].

Ряд фактов свидетельствует, пожалуй, в пользу второй точки зрения.
Это, прежде всего, боЛее высокий тепловой поток Земли в океанах, осо-
бенно в областях спрединга, что свидетельствует о более близком залега-
нии источника разогрева, которым является астеносфера. Да и сам выход
астеносферы на поверхность в рифтовых зонах срединно-океанических
хребтов не свидетельствует о большой мощности надастеносферного слоя
верхней мантии (и литосферы в целом) в пределах океанов. Худшая вы-
раженность астеносферы под континентами обычно интерпретируется как
уменьшение ее мощности и повышение вязкости вследствие ее меньшего
разогрева. Это обстоятельство дает основание Е. Е. Милановскому [16]
считать, что местами под континентами астеносфера отсутствует вооб-
ще. Таким образом проблема механизма изостазии еще далеко не реше-
на, а с нею связано не только изучение планетарных форм рельефа, но и
разработка геотектонических представлений.

Так иди иначе, но литосфера изостатически уравновешена. При этом
юна очень чутко реагирует на нарушения изостатического (гидростатиче-
ского) равновесия. При изменении давления только на 0,1% Уже могут
произойти движения в астеносфере для восстановления равновесия. Вме-
сте с тем крупнейшие из известных изостатических нарушений приводят
к изменению давления на глубине 60 км всего на 4% [9]. На основе изу-
чения изостатических компенсационных движений на месте стаявших
плейстоценовых ледниковых щитов Е. В. Артюшков [17] рассчитал, что
изостатические движения достаточно больших по площади областей мо-
гут осуществляться за счет течений в астеносфере при вязкости 1020 со
скоростью до 1 м/год. Характерно, что литосфера также не может выдер-
живать, длительную нагрузку, если даже приложенная нагрузка значи-
тельно меньше предела ее прочности, находящегося на уровне 10s кг/см2.
Она реагирует бодее медленными деформациями типа ползучести на
нагрузки с шириной области приложения меньшей или равной ее толщи-
не. Таким образом, области с поперечником менее 100 км, компенсируют
нагрузки изостатическими движениями за счет перемещения вещества в
самой литосфере [9]. Отсюда можно заключить, что денудационный срез
континентов компенсируется изостатическим поднятием без существен-

ю
. J

ноге отставания во времени. Особенно быстро восстанавливается равно-
, еесие, даже после снятия небольшой локальной нагрузки, в условиях по-
вышенного разогрева недр (район древнего озера Бонневиль).

Вместе с тем устанавливается ряд изостатических аномалий, указы-
вающих на существование плотностных неоднородностей в земной коре
а мантии. Геофизические методы позволяют выделять три категории на-
рушений: планетарные, зональные (или региональные) и локальные изо-
х статические аномалии [9]. Планетарные плотностные неоднородности
предположительно глубже астеносферы и определяют положение ее
нижней границы и крупные неровности ее рельефа. Несмотря на еше
слабую изученность известно, что планетарные изостатические аномалии
образуют субмеридиональные пояса, положение которых не четко корре-
лируется с планетарными особенностями строения литосферы и ее релье-
фа. Они рассасываются очень медленно и должны оказывать влияние на
конвекцию астеносферы.

Пояс отрицательных аномалий протягивается в Атлантическом океа-
не, однако его минимум несколько смещен в сторону от оси Срединно-
Атлантического хребта. К востоку от него располагается пояс положи-
тельных планетарных аномалий, охватывающий Европу и протягиваю-
щийся далее на юг в Африку, а зйтем еще один пояс отрицательных ано-
малий, слабо выраженный на западе и севере Сибири и более четко на
-ее юге (особенно в области Байкальского рифтогена), а также в Казах-
стане, Средней и Центральной Азии. Он протягивается и далее на юг в
пределы Индостанского полуострова. Впрочем вопрос о том, является ли
Центральноазиатский минимум планетарной или региональной анома-
лией, еще не решен. Самый восточный в пределах материка Евразия пояс
положительных планетарных аномалий резко граничит с поясом отри-
цательных аномалий по Верхоянской горной стране и охватывает Во-
сточную Сибирь и Дальний Восток (включая окраинные моря и остров-
ные дуги), а затем протягивается далее на юг вдоль всей восточной
окраины материка через Индонезию и Филиппины в Австралию. Суще-
ствование планетарных аномалий можно объяснить изменениями’в поло-
жении нижней границы астеносферы всего на ± 10 км.

Указанные планетарные пояса нарушаются резкими зональными ано-
малиями разного знака, приуроченными главным образом к областям
активного орогенеза (Средиземноморье, Кавказ, горы Средней Азии).
Их соотношения с рельефом сложны и неоднозначны. Чаще крупным
горным сооружениям соответствуют положительные, а впадинам (Южно*
Каспийская и др.) —отрицательные зональные аномалии. Однако в пре-
делах шовных зон, в Средиземноморье и Средней Азии известны обрат-
ные и более сложные соотношения рельефа и изостатических аномалий.
Несмотря на сложность соотношений, зональные и частично локальные
аномалии лучше всего объясняются утолщениями земной коры под гор-
ными сооружениями, т. е. положением границы М. Не рассматривая дру-
• гих соотношений отметим, что есть основания считать зональные ано-
малии отражением плотностных неоднородностей на границе земная
дора — верхняя мантия и частично на границе литосфера — астеносфера.
Поэтому при построении системных моделей геотектур более низкого
ранга, чем континенты и океаны, poj/ь зональных изостатических анома-
лий нельзя не учитывать. Весьма 'вероятно, что локальные аномалии
" отражают преимущественно плотностную неоднородность в толще зем-
ной коры (например гранитоидный магматизм).

Если сопоставление разных категорий изостатических аномалий с
глубинами и характером проявлений процессов в верхних оболочках
Земли в какой-то мере правильно, то можно полагать, что и само изоста-
тическое равновесие осуществляется на разных уровнях. В зависимости
от глубины рассматриваемого слоя литосферы должны проявляться изо-
статические и антиизостатические силы разного уровня организации.
Уже сейчас можно предполагать, что геотектуры наиболее высокого
ранга — континенты и океаны — находятся в системных связях с мощно-
стью и выраженностью астеносферы.
КОНВЕКЦИЯ В АСТЕНОСФЕРЕ

И МЕХАНИЗМ ДВИЖЕНИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИ1

Глубинный механизм формирования планетарных геотектур в сущ-
ности сводится к комбинации изостатических движений и фазовых пре-
образований вещества на границах сред. Исключительная роль в этом
принадлежит астеносфере. Как полагают М. Е. Артемьев и Е. В. Артюш-
ков [18]-, в областях отрицательных гравитационных аномалий и повы-
шенного теплового потока (которые часто находятся в обратных соот-
ношениях) происходит подъем нижней границы астеносферы, что вызы-
вает горизонтальное растекание ее вещества. В таких зонах повышенно-
го подогрева интенсивно выплавляется базальтовая магма и в результате
ее поступления к земной коре могут образоваться поднятия типа средин-
но-океанических хребтов. В областях положительных изостатических
планетарных аномалий мощность астеносферы меньше, но несколько
больше плотность вещества ниже астеносферы. Здесь можно предпола-
гать нисходящие потоки менее разогретой астеносферы. Таким образов
изостазия и ее нарушения осуществляются как путем изменения мощно-
сти литосферы и астеносферы, так и горизонтальных изменений плотно-
сти.

Существующие описания механизма тепловой конвекции в астеносфе-
ре, привлекаемые для объяснения движения литосферных плит, разрабо-
таны, к сожалению, на примере плит с океанической корой. По более
ранним представлениям Г. Хесса [19] и Р. Дица [15] восходящие ветви
конвективных ячеек, циркулирующих со скоростью около 1 см/год в ман-
тии (астеносфере), находятся под срединно-океаническими хребтами и
раздвигают плиты коры (литосферы). Нисходящие же ветви приурочены
к зонам субдукции океанической коры (литосферы) под континенталь-
ную с частичным выплавлением легкого материала из океанической коры
и припаиванием его к континентальной. Континенты пассивно двигают-
ся вместе с плитой до зоны нисходящего потока и останавливаются над
этой зоной. Если восходящий поток оказывается под континентом, то
создается тенденция к континентальному рифтообразованию.

Различия между скоростями спрединга — субдукции, достигающими
6 и даже 9 см/год, и предполагаемой скоростью конвекции в астеносфере
(около 1 см/год), а также другие соображения заставили Эльзассера, а
затем Туркотта, Хаксби и Окендока (изложено по [20]) пересмотреть
модель тепловой конвекции в астеносфере. Поскольку, носителями энер-
гии в конвективной ячейке являются пограничные слои, а вещество внут-
ри нее находится в примерно адиабатическом состоянии, то носителем
нисходящего теплового потока становится сам шестикилометровый слой
новообразованной океанической литосферы. Охлаждаясь он приобретает
жесткость и постепенно накапливает отрицательную плавучесть, что вы-
зывает его погружение в зоне субдукции. Нижнюю ветвь этой ячейка
образует противотечение постепенно нагревающегося нижнего погранич-
ного слоя. Поскольку отрицательная плавучесть нисходящего потока
превосходит положительную плавучесть восходящего потока, то скорость
движения литосферной плиты больше, чем скорость конвекции в подсти-
лающей мантии. Погружение, засасывание блока становится источником
«проскальзывания» литосферной плиты по мантии, а сама плита, как
уже отмечалось,— верхней горизонтальной ветвью конвективной ячейки.

Нетрудно заметить, что модель составлена применительно к непре-
рывному конвейеру формирования — поглощения океанической плиты.
Континентальная литосферная плита, ввиду наличия более мощной лег-
кой надстройки из континентальной коры, не может обладать отрица-
тельной плавучестью.

Общее утолщение плит под континентами связано вероятно с погру-
жением верхней границы астеносферы от океана к материку, свидетель-
ствующем об остывании ее верхней части, не влияет на изостатическое'
равновесие, так как отражает только различия в фазовом состоянии
верхней мантии.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Мы рассмотрели эндогенные механизмы, регулирующие функциони-
рование планетарных геотектур, в той степени достоверности, которую
позволяют современные геофизические представления. Если рассмот-
реть планетарную геоморфологическую систему в развитии, т. е. вер-
нуться к эпохе планетарного выравнивания рельефа — образования гло-
бального мезозойского пенеплена,— то, опираясь на концептуальную мо-
дель Н. И. Маккавеева, мы должны предположить, что изостатического
равновесия материковой литосферы на астеносфере тогда не было и
компенсационные поднятия не препятствовали пенепленизации пра-ма-
териков Лавразии и Гондваны. В противном случае денудационный срез
был бы настолько велик, что поверхность материков слагали бы всюду
породы фундамента, как это наблюдается в пределах древних щитов.

Причиной отсутствия изостатического равновесия в системе конти-
нент— океан могло быть только слабое и не повсеместное развитие асте-
носферы или ее очень высокая вязкость, что практически одно и то же.
В этих условиях могла реализоваться модель Н. И. Маккавеева с по-
правкой на неравномерное распределение денудированного материала.
Возникновение астеносферной конвекции вызвало значительное подня-
тие материков и создало на крупных материках условиях для их распада
в виде восходящих конвективных потоков, способствовавших растяже-
нию литосферы, рифтообразованию и превращению континентальных
рифтов в зоны спрединга. Скопления продуктов денудации на окраинах
пра-континентов, преобразовавшихся в активные края современных ма-
териков могли переплавиться при наращивании континентальной коры
или превратиться в окраинные горные сооружения.	*

Однако, может быть предложена и альтернативная модель, исходя-
щая из постоянного сохранения и нарушения изостатического равнове-
сия. В этом случае денудация пра-континентов первоначально протекала
в условиях изостатического равновесия на астеносфере, близких к совре-
менным, а их средняя высота составляла около 1000 м. Последовавшие
за этим разогрев недр и разуплотнение нижней части материковой коры
могли вызвать общее поднятие материка5 и усиление расчленения его
поверхности экзогенными процессами. Вместе с тем разогрев недр мог
активизировать более медленный механизм растекания плотностной не-
однородности, выраженной как положительная планетарная аномалия
на нижней границе астеносферы. В результате этого поднятие материка
могло смениться опусканием. Денудация в процессе опускания, сопро-
вождаемого трансгрессией и расширением шельфа, должна была про-
должаться, но с тенденцией к затуханию. В это время мог окончательно
сформироваться глобальный пенеплен. Утонение огромных плит, а также
усилившаяся астеносферная конвекция, как и в предыдущем варианте,
расколола крупные плиты, что вызвало не только раскрытие новых океа-
нов и дрейф континентов, но и увеличение их средней высоты от 200—
300 м до современных средних высот, соответствующих их современным
площадям.

Как видно из сказанного, в этой модели функционирование планетар-
ной геоморфологической системы обеспечивается постоянным восстанов-
лением изостатического равновесия, а развитие — его нарушениями,
связанными с усилением или ослаблением (пульсацией) астеносферной
конвекции. Экзогенному выравниванию и расчленению отводится подчи-
ненная роль. При этом циклы эндогенных преобразований не вполне со-
ответствовали по времени эпохам выравнивания — расчленения. При су-
ществующем уровне наших знаний обе модели имеют право на сущест-
вование.

5 При этом так называемые «пассивные» окраины материка с помощью краевой
геофлексуры и разломов материкового склона не жестко, .а шарнирно соединялись с
прилегающей новообразованной океанической литосферной плитой. Наличие краевых
прогибов под материковым подножием указывает на возможность преобразования
пассивных окраин материков в активные.
Рассмотренные планетарные системы и их развитие служат тем фо-
ном, на котором функционируют и развиваются геотектуры более низких
рангов, и наоборот, развитие последних, конечно, должно оказывать ка-
кое-то влияние на функционирование планетарной надсистемы, созда-
вать особенности конкретных материков и океанов. Однако не она опре-
деляют систему организации планетарных геотектур.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Кашменская О. В. Теория систем и геоморфология—Тр. Ин-та геол, и геофиз. СО
АН СССР, вып. 453. Новосибирск: Наука, 1980, 119 с.

2.	Герасимов И. П. 'Современное состояние и перспективы развития общей теории со-
ветской геоморфологии.— Геоморфология, 1983, № 4, с. 3.

3.	Флоренсов Н. А. Очерки структурной геоморфологии. М: Наука, 1978, 238 с.

4.	Мещеряков Ю. А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965,.
388 с.

5.	Лазаревич К. С., Астахова В. А. Системный подход в геоморфологии. Геоморфоло-
гия, 1982, № 3, с. 97.

6.	Маккавеев Н. И. Образование глобального пенеплена.— В кн.: Основные направле-
ния развития геоморфологической теории. Новосибирск, 1982, с. 88.

7.	Маккавеев Н. И О формировании пенепленов.— Вестник МГУ, сер. географ.,, 1982^
№ 1, с. 20.

8.	Артюшков Е. В. Гравитационная конвекция в недрах Земли.— Изв. АН СССР, се-
рия физика Земли, 1968, № 9, с. 17.

9.	Артемьев М. Е. Изостазия территории СССР. М.: Наука, 1975, 216 с.

10.	Солнцев В. Н. Системная организация ландшафтов М.: Мысль, 1981, 239 с.

11.	Асеев А. А., Александров С. М., Благоволин Н. С. О геоморфологических систе-
мах.— Р кн.: Проблемы системно-формационного подхода к познанию рельефа-
Новосибирск: Наука, 1982, с. 4.

12.	Герасимов И. П. Архитектура Земли (геотектура) в свете глобальной тектоники
плит.— Геоморфология, 1976, № 3, с. 3.

13.	Хайн В. Е. Общая геотектоника М.: Недра, 1973, 512 с.

14.	Воронов П. С. Очерки о закономерностях морфометрии глобального рельефа Земли*.
Л.: Наука, 1968.

15	Диц Р. Эволюция континентов и океанических бассейнов как результат спрединг^
океанического дна.— В кн: Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974, с. 26..

16.	Милано в с кий Е. Е. Тектоническое развитие Земли в фанерозое в свете представле-
ний о ее пульсациях и расщирении.— Тектоника. Геология альпид «тетисного» про-
исхождения. Междунар, геол, конгр. XXVI сессия, доклады совет, геологов. М.:
Наука, I960.

17.	Artyushkov Е. V. Rheological properties of the crust and upper mantle according to-
data on isostatic movements.— J. Geophys. Res. 1971, v. 76, № 5.

18.	Артемьев M. E.f Артюшков E. В. О происхождении рифтовых впадин.— Изв. АН
СССР, сер. геол., 1968, № 4.

19.	Хесс Г. История океанических бассейнов.— В кн.: Новая глобальная тектоника..
М.: Мир, 1974, с. 9.

20.	Жарков В. Н. Внутреннее строение Земли и планет М.: Наука, 1983, 416 с.

Институт географии АН СССР	Поступила в редакцию- *

30.XI.198&

ON PLANETARY GEOMORPHOLOGICAL SYSTEMS

ASEEV A. A.

Summary

Conceptual models are discussed for highest taxonomic rank geomorphological sy-
stems, as well as general principles of functioning and development of natural, boundary
systems. Continents and oceans are considered to be highest categories in systematic
organization of landforms; their deep tectonic structure, isostatic equilibrium realisation
mechanism and convection processes in astendsphere are discussed in terms of plate tec-
tonics. The author concludes that at present state of knowledge only alternative concep-
tual models can be developed.
УДК-554.4 -528.9’	>

БЕРЛЯНТ А. М.

МОРФОМЕТРИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ РЕЛЬЕФА В СССР:
СОСТОЯНИЕ, ПРОБЛЕМЫ, ПЕРСПЕКТИВЫ

СОВЕТСКАЯ МОРФОМЕТРИЧЕСКАЯ ШКОЛА

Исследования по картометрии и морфометрии в нашей стране имеют
давнюю историю. Начало им положено более двух столетий тому назад
работами Петербургской Академии наук по исчислению площади Госу-
дарства Российского. Среди первых кар.тометристов следует назвать ака-
демиков В. Крафта, Д. Перевощикова, известного военного картографа
И. А. Стрельбицкого. Особенно весомый вклад в картометрию и морфоме-
трию внес выдающийся русский географ, картограф и геодезист, созда-
тель первых гипсометрических карт Европейской России А. А. Тилло
(1839—1899). Он произвел многие глобальные и региональные морфо-
метрические исчисления по гипсометрическим, геологическим, магнит-
ным картам, выполнил классические картометрические определения длин
рек и площадей бассейнов Европейской и Азиатской России. Эти работы,
начатые в 80-х годах прошлого столетия (почти 100 лет назад), были
завершены уже после смерти А. А. Тилло его ближайшими сотрудника-
ми К. Д. Грибоедовым и Ю. М. Шокальским.. О.размахе и фундаменталь-
ности работ свидетельствует лишь одна цифра: только в Азиатской Рос-
сии измерены площади бассейнов и длины свыше 3 тыс. рек.

Методы картометрии были далее развиты и поставлены на научную
основу Ю. М. Шокальским. За них он не раз был удостоен премии Рос-
сийской (1909) и Парижской (1911 и 1930 гг.) Академий наук. Пробле-
мами картометрии и морфометрии занимались многие видные советские
картографы и геоморфологи: Н. М. Волков, А. С. Девдариани, Г. И. Зна-
менщиков, Е. М. Николаевская, Р. X. Пириев, Л. Е. Сетунская, С. С. Со-
болев, А. И. Спиридонов, В. Н. Ченцов, В. П. Философов, Ю. С. Фролов
и др. Капитальная монография Н. М. Волкова «Принципы и методы кар-
тометрии» (1950) до сих пор остается настольным руководством для всех
геоморфологов, обращающихся к исследованию рельефа по картам. Вы-
дающуюся роль в развитии морфометрического направления сыграли
труды Ю. А. Мещерякова, его теоретические положения о значении кар-
тографического метода в геоморфологии и конкретные методические раз-
работки.

Сегодня морфометрическое направление растет вширь и вглубь, охвэ
тывая новые объекты, совершенствуя методику и технику анализа. Со-
временная геоморфологическая морфометрия {морфометрия рельефа) -*
отрасль знания на стыке геоморфологии и картографии, предмет которой
составляет разработка теории и методов количественного анализа струк-
туры и форм рельефа Земли {в том числе и палеорельефа) и других
планет.

Морфометрические исследования, проводимые в Советском Союзе,
по своему размаху и разнообразию не имеют аналогов за рубежом. Сфор-
мировавшуюся в нашей стране школу морфометрии рельефа характери-
зуют следующие главные особенности:

1)	нацеленность на решение актуальных научных и народнохозяйст-
венных задач: поиск полезных ископаемых, освоение земель, охрану почв
от эрозии, инженерно-геоморфологические изыскания, освоение шельфов,
изучение поверхности планет и др*;

2)	активное использование достижений геоморфологии, картографии,
аэрокосмической съемки, геофизики, математики и вычислительной тех-
ники;

3)	тесное сочетание и взаимная увязка методов морфометрии с комп-
лексом полевых и лабораторных геолого-геофизических методов иссле-
дования;
4)	особое внимание к содержательному истолкованию результатов
морфометрического анализа, к оценке их практической значимости, точ-
ности и надежности.

Систематизация морфометрических приемов, выполненная нами в
конце 60-х годов [1], показала, что к этому времени их насчитывалось
свыше 60, не считая частных вариантов и модификаций. В следующем де-
сятилетии были предложены и опробованы новые приемы анализа карт
и новые показатели, например индексы градиентов рельефа, коэффициен-
ты формы речных бассейнов, порядковые коэффициенты дихотомии реч-
ной сети, плотности порядков долин, показатели слияния («схождения»)
эрозионных форм и водораздельных линий, индексы формы продольных
профилей рек разного типа, деформаций отличительных линий на шель-
фе и т. п. [2—5 и мн. др.]. В морфометрическом анализе стали применять
вероятностно-статистические показатели, такие, как энтропия рельефа,
анизотропия топографической поверхности.

Примечательная особенность развития современной геоморфологиче-
ской морфометрии — появление теоретических обобщений и сводок, сре-
ди которых прежде всего следует назвать монографию В. П. Философова
[6J, работы И. Г. Черванева [7], И. Н. Чукленковой [8], В. М. Шапош-
никова [9]. Солидные разработки по морфометрии содержатся в моно-
графиях, посвященных структурно-геоморфологическим и неотектониче-
ским исследованиям на суше и шельфе [5, 10—14], геоморфологическому
картографированию [15, 16], картографическому методу исследования
[17], математическим методам в геоморфологии [18, 19], гидрографи-
ческим исследованиям Мирового океана [20]. Заметную роль играет и
журнал «Геоморфология», на страницах которого постоянно публикуют-
ся методические статьи по морфометрическому анализу.

Советская морфометрическая школа развивается не изолированно.
Она воспринимает достижения других научных школ, например амери-
канской с ее статистическим уклоном, немецкой с ее вниманием к точ-
ности картометрических работ, чехословацкой, ориентированной на си-
стемный анализ рельефа, французской, уделяющей особое внимание гео-
лого-геоморфологической интерпретации морфометрических данных,
и др. Контакты двусторонни: многие методы, разработанные советскими
геоморфологами и картографами, активно используются за рубежом, на-
пример приемы морфометрического анализа неотектонических движе-
ний, способы построения базисных и вершинных поверхностей, анализа
плотности линеаментов и т. д.

Морфометрия рельефа и народнохозяйственные задачи. Основное на-
значение морфометрических исследований — получение по картам мас-
совой количественной информации о морфоструктуре и морфоскульпту-
ре рельефа, о палеорельефе, новейших и современных тектонических де-
формациях, процессах рельефообразования. Накоплены огромный опыт
и фактический материал по морфометрии эрозионных форм, криогенно-
го и гляциального рельефа, рельефа, побережий и морского дна, по по-
верхностям выравнивания, неотектоническим структурам, линеаментам
и кольцевым образованиям. Морфометрические показатели позволяют
судить не только о морфологии, но — косвенно — и о генезисе, истории
развития, динамике рельефа. Они служат источником для общего гео-
морфологического и структурно-геоморфологического картографирова-
ния.

Но морфометрия рельефа отнюдь не замыкается только на «внутрен-
ние» интересы геоморфологии. Информация, получаемая по картам,
нужна и для практических целей: проектирования инженерных и гидро-
технических сооружений, транспортного строительства, сельскохозяйст-
венного освоения земель и т. п. При подсчете объемов земляных работ,
выборе оптимальных трасс, определении нормативов распашки, приня-
тии других конкретных хозяйственных решений всегда необходимы точ-
ные количественные данные.

И все же никогда прежде морфометрические исследования не были
так непосредственно ориентированы на решение крупных народнохозяй-
ственных проблем, как в настоящее время. Главными задачами являют-
ся: 1) прогноз и поиск полезных ископаемых (горючих, россыпных и руд-
ных) ; 2) охрана окружающей среды, в особенности планирование и про-
ведение противоэрозионных, почвозащитных, противолавинных и проти-
воселевых мероприятий; 3) изучение строения рельефа дна Мирового
океана, в первую очередь исследования, связанные с освоением шельфа.

Как уже было сказано, практическая направленность — решающий
фактор развития морфометрии в целом и отдельных ее отраслей. Пожа-
луй, можно говорить об особых комплексах морфометрических приемов
и показателей, используемых при прогнозе нефтегазоносных и рудных
месторождений или при изучении овражной эрозии, смыва почв, русло-
вых процессов или при исследовании шельфов. При этом речь идет не
просто о том или ином наборе показателей, но о разных теоретико-мето-
дологических подходах, и если, бы не стремление проявлять разумную
терминологическую сдержанность, то можно было бы найти достаточно
оснований, чтобы выделить в качестве особых ответвлений «структурную
морфометрию», «эрозионную морфометрию», «морфометрию шельфов»,
а далее — «морфометрию планет» и т. п.

Морфология и математизация геоморфологии. Число методических
приемов и морфометрических показателей, заново вводимых в употреб-
ление, продолжает расти, и дело здесь не в стремлении авторов непре-
менно изобрести оригинальный показатель, а в том что всякий раз воз-
никают новые нетривиальные задачи в особых географических услови-
ях, привлекаются новые картографические и аэрокосмические материа-
лы, либо исследуются не изучавшиеся ранее объекты.

Самые употребительные и универсальные картометрические и морфо-
метрические показатели сведены в таблицу, хотя следует иметь в виду,
что каждый из них в той или иной мере модифицируется в зависимости
от конкретных условий изучаемой территории. К примеру, для оценки пе-
ресеченности горных или мелкосопочных областей, гумидных или арид*
ных территорий используют разные модификации коэффициента гори-
зонтального расчленения.

И вместе с тем отчетливо проявляется другая тенденция — опора на
основные, если можно так сказать, фундаментальные морфометрические
показатели, характеризующие главные особенности морфоструктуры и
морфоскулЬптуры рельефа, будь то на суше, дне океана или на другой
планете. Это традиционные показатели: абсолютные и относительные вы-
соты; глубина и густота расчленения; уклоны и градиенты; форма (кон-
фигурация) элементов орогидрографии. Высоты, расчленение и уклоны
определяются по картам достаточно однозначно, их удобно представить
в формализованном виде и картографировать с помощью изолиний, ко-
личественного фона или картограмм. Трудно формализовать лишь ха-
рактеристики конфигурации, которые очень важны в качестве индикато-
ров морфоструктур, тектонических движений, экзогенных рельефообра-
зующих процессов.

Еще одна важная тенденция определяет развитие морфометрии на
современном этапе. Это все более тесное ее соединение с математической
статистикой и теорией вероятностей. Во-первых, для получения карто-
метрических и морфометрических показателей теперь широко применя-
ют вероятностные подходы, позволяющие упростить или даже исклю-
чить трудоемкие непосредственные измерения по картам, заменив их бо-
лее простыми косвенными. Примерами служат разнообразные вероятно-
стные палетки для определения суммарных длин извилистых линий, пло-
щадей, объемов, расчленения рельефа и др. Во-вторых, морфометриче-
ские показатели, полученные по картам, подвергаются далее статистиче-
ской обработке или численному анализу ради установления статистиче-
ских законов их распределения, получения средних и экстремальных зна-
чений, вариаций, построения математических моделей. В-третьих, сами
статистики применяются наравне с морфометрическими показателями
для оценки высот, расчленения, уклонов, извилистости, для описания

2 Геоморфология, № 2

17
конфигураций и т. п. Особенно характерны в этом отношении показате--
ли, используемые для анализа океанографических полей [20}.

Картометрический, морфометрический, статистический анализы;
рельефа настолько сблизились, что часто между ними не делают разли-
чия, хотя с методической точки зрения они четко различаются. Картоме-
трия — это измерение по картам {прямое или косвенное) характеристик-

Основные картометрические и морфометрические показатели

Показатели				Объекты				
				дискретные			непрерывные	
				пунк- ты	линии	сети	поверх- ности	Тела
				с	1	L	S	В
Картометри- яеские	Размер	Протяженность Площадь Объем	D  Р  V		Dl	Dl  Pl	DS PS	DB PB vB
	Ориентиров- ка	Азимут Экспозиция Угол наклона	А  Е а		at		я tq >  С/Э Go CO	P ГЧ to to
Морфометри- ческие	Форма	Вытянутость Извилистость Кривизна Общие очертания	е К R F		к, Pt Pi	BL  Pl  Pl  Pl	и . «0 CO co	PB PB
	Плотность	Густота Концентрация Равномерность Соседство	т Q и N	q р s е» г»	Л	iZ су S' S'	•*4  E"* O'	VS  Ps	NB
	Расчленение	Вертикальное Горизонтальное Общее	J Н W			7		»l	«s	to to

положения и размеров объектов, таких, как координаты, длины, высоты.,
площади, объемы, углы. Морфометрия — расчет показателей формы и
структуры объектов, вычисляемых на основе картометрических опреде-
лений. Как правило, это относительные показатели и безразмерные ко-
эффициенты (расчленение, плотность, коэффициенты формы, индексы
извилистости и т. п.). Статистический анализ — это оценка распределе-
<ний и взаимосвязей объектов или количественных характеристик релье-
фа, рассматриваемых как множество случайных величин.

Таким образом, картометрические определения всегда лежат в осно-
ве морфометрического и вероятностно-статистического анализов, при-
чем в одном случае они служат для оценки структур и форм, а в дру-
гом— для характеристики их распределений. В настоящее время морфо-
метрические исследования в чистом виде встречаются редко, обычно они
дополняются статистической обработкой. Возможен также математиче-
ский, численный анализ картометрических и морфометрических показа-
телей, например построение по ним моделей трендов.

। Сочетание приемов картометрии, морфометрии, теории вероятностей^
’ математической статистики и математического моделирования на основе*
U данных, снятых с карт, составляет суть картографического метода ис-
у следования. Структура его представлена на рисунке. Получение и даль-
нейшая обработка картометрических и морфометрических показателей,
как правило, сопровождаются использованием математических моделей
и вычислительной техникй, что служит, таким образом, средством мате-
матизации геоморфологии.

Новые задачи, требующие массовой и точной информации о рельефе
обширных территорий, вызывают необходимость внедрения вычислитель-
ной техники. В настоящее время оно идет по двум направлениям. С одной
стороны, разрабатываются комплекты сравнительно несложных прог-
рамм для мини-ЭВМ и настольных калькуляторов [21 и др.]. Они избав-
ляют исследователя от трудоемких вычислительных операций, позволяя
быстро и с достаточной точностью получать основные показатели. Это
делает морфометрический анализ доступным для широкого круга спе-
циалистов. С другой стороны, создаются алгоритмы и программы для
больших ЭВМ, способных хранить и обрабатывать значительный объем
информации, что позволяет проводить многомерный морфометрический
анализ, получать синтетические показатели, рассчитывать аппроксима-
ции, ставить задачи по распознаванию образов, автоматически строить
цифровые морфометрические карты. Разработаны алгоритмы составле-
ния карт крутизны, кривизны и экспозиции склонов, порядков долин, изо-
лонг, морфоизогипс, коэффициентов разветвленности речной сети, ин-
дексов меандрирования, поверхностей тренда и др. [3, 19, 22, 23 и др.].

Применение малой и большой вычислительной техники и автоматики
ставит морфометрию на принципиально новый уровень и в свою очередь
требует соответствующего обеспечения. Возникает проблема создания
автоматизированных банков морфометрической информации (БМИ),
т. е. хранилищ пространственно-координированных картометрических и
морфометрических данных, представленных в цифровой форме. БМИ
должны осуществлять накопление, поиск и выдачу по запросу информа-
ции, необходимой для решения конкретных задач. БМИ должны иметь
разный территориальный охват и объем в зависимости от масштаба и
детальности исходных картографических материалов. Они могут охва-
тывать территории отдельных полигонов и стационаров, бассейны рек,
геоморфологические регионы, обширные области суши и шельфа. Буду-
чи прежде всего информационно-справочной системой, БМИ должны
обеспечивать доступ определенного круга потребителей к информации,
автоматическое ведение каталога данных, их периодическое пополнение,
и обновление. Кроме того, БМИ должны позволять использовать любые
программы и алгоритмы обработки, т. е. быть независимыми от них.

Основа для формирования БМИ — цифровые модели рельефа
(ЦМР), цифровые картометрические и морфометрические модели (ЦКМ
и ЦММ). Это совокупности высотных отметок (либо картометрических
и морфометрических показателей) с точным указанием их пространст-
венных координат, обычно в прямоугольной системе. Методика создания
цифровых моделей достаточно хорошо отработана [7, 22, 23 и др.]. Точ-
ки ЦМР располагают по-разному: на горизонталях с равномерным ша-
гом, в характерных местах рельефа, в узлах правильных геометрических
сеток (треугольников, квадратов и др.), в пересечениях меридианов и па-
раллелей, в случайно выбранных точках. Значения ЦКМ и ЦММ отно-
сят к элементарным граням рельефа, к речным бассейнам или к геоме-
трическим ячейкам (квадратным, треугольным, гексагональным, к сфе-
рическим трапециям и т. п.). С помощью цифровых моделей и БМИ осу-
ществляют автоматическое составление морфометрических карт, дают
инженерно-геоморфологические оценки территории, проектные расчеты,
прогнозы, планируют природоохранные мероприятия, решают другие на-
учные и практические задачи.

Морфометрия и геоморфологические аномалии. Морфометрический
анализ обогащается не только новой техникой и методикой, но и новы-
ми идеями. Одна из наиболее плодотворных идей связана с представле-
ниями о геоморфологических аномалиях, т. е. морфологических, генети-
ческих и иных особенностях локальных участков, отличающихся от окру-
жающего рельефа [5, 14, 24 и др.]. Обнаружение аномалий всегда пред-
полагает наличие некоторого нормального фона и применение специаль-
ных приемов для их разделения. В этом отношении морфометрический
анализ оказывается весьма эффективным. Он использует принципы гео-
физики, где создан мощный формальный аппарат разложения физиче-
ских полей Земли на нормальную (региональную) и аномальную (ло-
кальную) составляющие.

По морфологической выраженности можно выделить два типа гео-
морфологических аномалий: высотные и плановые. Высотные аномалии
фиксируются на общем фоне повышенными или пониженными значения-
ми абсолютных или относительных количественных показателей (дефор-
мации продольных профилей рек, аномально высокое или, напротив, сла-
бое расчленение, заметно приподнятые участки поверхностей выравнива-
ния и т. п.). Плановые аномалии проявляются в изменениях конфигура-
ции, планового рисунка оро- и гидрографических элементов (например,
аномальные простирания линеаментов, резкие изменения конфигурации
гидросети и др.).

Приемы выявления геоморфологических аномалий по картам вклю-
чают графические построения, например выделение аномальной ориен-
тировки линеаментов с помощью роз-диаграмм и гистограмм, статисти-
ческие оценки (асимметрия и эксцесс пространственных распределений),
аналитические модели отклонений от регрессии. Очень четко геоморфо-
логические аномалии фиксируются на морфометрических картах, в .осо-
бенности на изолинейных, таких, как карты морфоизогипс, густоты рас-
членения, уклонов и градиентов, изодеф, плотности трещиноватости, вер-
шинных и базисных поверхностей, остаточного рельефа и др. Взгляд на
изолинейные морфометрические карты как на карты полей морфометри-
ческих показателей позволяет применять для их анализа приемы сгла-
живания и фильтрации, разложения на составляющие разного порядка,
дает возможность изучать анизотропию и автокорреляцию, определять
градиенты и вторые производные полей.

Анализ морфометрических полей естественно становится средством
выявления аномалий и фона. Можно даже утверждать, что геоморфоло-
гические аномалии наилучшим образом отражаются в «морфометриче-
ских аномалиях», а составление и анализ морфометрических карт — са-
мый надежный способ их обнаружения, качественной и количественной
оценки. И даже в тех случаях, когда бывает трудно указать четкие фор-
мальные признаки аномалий (особенно если это касается конфигура-
ций), опытный геоморфолог, зрительно анализируя структуру картогра-
фического образа, способен вполне однозначно оконтурить на карте ано-
мальные участки. Работа с картами стимулирует эвристические компо-
ненты геоморфологического исследования, а развитие эвристических
принципов — путь к автоматизированному распознаванию геоморфоло-
гических аномалий.

Изолинейные морфометрические поля удобны не только для выявле-
ния аномалий и закономерностей их пространственного распределения,
но — и это очень важно — для сопоставления (корреляции) с геолого-
структурными поверхностями, с новейшими и современными тектониче-
скими деформациями, с гравитационными, магнитными, тепловыми по-
лями Земли.	i

Системность морфометрического анализа. Истоки системного подхо-
да в морфометрии рельефа можно видеть в разработке рациональных
комплексов показателей применительно к определенным задачам (прог-
ноз нефтегазоносных структур, поиск россыпей, планирование противо-
эрозионных мероприятий и т. п.), а также применительно к территориям
(горные районы, гумидные равнины, аридные зоны, шельфы и др.). Ра-
циональный комплекс — это набор морфометрических показателей, ха-
рактеризующих объект с разных сторон и применяемых в определенной
последовательности с учетом геолого-геоморфологического строения тер-
ритории и задач исследования. При этом обязательно сочетание морфо-
метрического анализа с другими методами исследования: геолого-гео-
морфологическими, геофизическими, аэрокосмическими.

Внедрение системных идей, отчетливо проявляющееся на современ-
ном этапе развития морфометрии, идет по нескольким направлениям.
Прежде всего становится ясно, что никогда не удается ограничиться ка-
ким-либо одним «универсальным» морфометрическим показателем. На-
пример, попытки отыскать обобщающую характеристику расчленения
рельефа вроде показателя «интенсивности расчленения» не привели к
успеху. Речь может идти лишь об оптимальном наборе, о системе морфо-
метрических показателей. Они должны характеризовать изучаемый объ-
ект со многих сторон, взаимно дополнять друг друга, рассчитываться на
основе однородной исходной информации и даже следовать один из дру-
гого, что в свою очередь обеспечит возможность перехода к синтетиче-
ским оценкам. Удачный опыт такого синтеза выполнен Н. Н. Ермолен-
ко [3], которая в результате многомерного анализа выделила морфоме-
трические типы рельефа — целостные системные образования с опреде-
ленными законами формирования и перехода от одного типа к другому.

Так системный подход придает морфометрии новые черты: аналити-
ческий по сути своей метод, обогатившись элементами синтеза, позво-
ляет устанавливать и количественно оценивать типологию рельефа.
Важно и то, что система морфометрических показателей, применяемых
в каждом конкретном исследовании, позволяет проводить их взаимную
корреляцию, устанавливать сравнительную информативность, отбирать
наиболее репрезентативные показатели, повышая тем самым надежность
результатов. Системный подход проявляется и в самой организации
морфометрических исследований, в подборе картографических источни-
ков. Для анализа и сопоставлений берутся не только топографические и
батиметрические, но также мелкомасштабные геоморфологические, гео-
логические, геофизические карты. Все шире используются новые источ-
ники информации: аэро- и космические снимки, ортофотокарты, космо-
фотокарты. В этот набор включают и старые карты, отделенные от со-
временных промежутком в 100 и более лет. Их анализ дает представле-
ние о динамике рельефа, интенсивности рельефообразующих процессов,
направленности современных тектонических движений.
Большие, пока еще не вполне осознанные возможности открывает
морфометрический анализ разномасштабных карт. Известно, что гене*
рализация ведет не только к исключению и обобщению деталей, но и к
выделению, подчеркиванию типологических черт рельефа, к появлению
на мелкомасштабных каргах качественно новой информации [17]. На
топографических, обзорно-топографических и мелкомасштабных гипсо-
метрических картах проявляются структуры разного порядка и глубины
заложения, подобно тому как с уменьшением масштаба космической
съемки на снимках «просвечивают» все более крупные и глубокие струю
туры. Целесообразно установить, структурные формы какого порядка
отображаются на разномасштабных картах, как меняются их морфоме-
трические характеристики и возможно ли редуцирование из одного мас-
штаба в другой. Практически полезно знать оптимальные масштабы карт
для изучения структур разного иерархического уровня, но изыскания в
этом направлении находятся пока в зачаточном состоянии.

X Представление о системных тенденциях развития морфометрии бу-
дет неполным, если упустить йз виду, что рельеф теперь исследуется не
только как самостоятельный объект, но еще и как один из главных ком-
понентов природных и природно-хозяйственных систем.. Именно рельеф
во многом определяет внутренние и внешние связи в геосистемах, пере-
нос вещества и перераспределение солнечной энергии, дифференциацию;
и функционирование геосистем, устойчивость к техногенным воздействи-
ям и реакцию на них. Поэтому цифровые морфометрические модели слу-
жат каркасом для привязки других компонентов природной среды (почв,
растительного покрова, гидроклиматических показателей, использования
земель и др.), а банки морфометрической информации становятся частью
географических информационных систем и основой для системного мате-
матико-картографического моделирования.

ОЧЕРЕДНЫЕ ПРОБЛЕМЫ МОРФОМЕТРИИ

Еще недавно существовало представление, что морфометрия релье-
фа— вполне устоявшееся и основательно разработанное направление,
которое развивается за счет частных модификаций. Но новые задачи и
объекты исследования, новые идеи и методы вызвали в морфометриче-
ском анализе' изменения принципиального характера. Многие проблемы
еще предстоит решить в ближайшем будущем.

Одна из главных проблем — разработка теории и методов динамиче-
ской морфометрии, задача которой — получение количественной инфор-
мации об изменениях структуры и форм рельефа, о динамике рельефооб-
разующих процессов на основе повторных аэрокосмических съемок и ци-
фровых моделей. Вводя в ЭВМ текущие картометрические и морфоме-
трические параметры, можно следить за их изменениями, например за
перемещением масс на склонах, увеличением объема наносов в прибреж-
ных зонах, смещением русел рек, техногенными деформациями земной
поверхности и т. п. Автоматическая обработка позволит осуществить
своеобразный «морфометрический мониторинг» рельефа, экстраполиро-
вать и предвычислять изменения параметров в заданные моменты време-
ни, т. е. давать прогноз, предупреждать неблагоприятные воздействия на
рельефг'В"решении этих задач картометрия и морфометрия стыкуются со
стереофотограмметрией, которая обеспечивает предварительное деши-
фрирование объектов, их картографирование и построение цифровых мо-
делей. •	|

Вообще в ближайшем будущем следует ожидать самого широкого
применения морфометрии для анализа космических снимков, в том чис-
ле-сканерных изображений. Условием этого является разработка на-
дежных приемов аналитической коррекции суммарных геометрических
искажений космических снимков. Сейчас в этом направлении ^сделаны
первые шаги [25].

Еще одна проблема тесно связана с предыдущими — автоматизация
и алгоритмизация морфометрических работ. Без этого невозможны по-
становка кондиционных исследований на обширных территориях (на-
пример, в Нечерноземной зоне или на шельфах), получение массовой и
точной информации, морфометрическая обработка дистанционных дан-
ных в реальном иля близком к нему масштабе времени.

Одновременно должна заново пересматриваться проблема надежно-
.ности морфометрического анализа рельефа, т. е. его способности обеспе-
чивать математически точное и геоморфологически достоверное реше-
ние исследовательских задач. Должны быть тщательно изучены источ-
ники и причины ошибок, этапы, на которых они возникают, определены
конкретные величины погрешностей при работе с картами разных мас-
штабов, разработаны способы их учета.

Проблемы дальнейшего развития системного морфометрического ана-
лиза связаны с уточнением системы показателей, созданием банков мор-
фометрической информации, проведением многомасштабных морфоме-
трических исследований рельефа на разных иерархических уровнях.

Наконец, важнейшей проблемой должна стать стандартизация мор-
фометрических исследований: показателей, масштабов, методик. Толька
так можно обеспечить сопоставимость результатов в пределах огромной
территории Советского Союза и осуществить «дежурство» по морфоме-
трическим картам, т. е. их уточнение, дополнение и обновление по мере
поступления новой информации.

ВЫВОДЫ

Развитие морфометрии рельефа в СССР характеризуется ясной прак-
тической направленностью, тесным взаимодействием методов геоморфо-
логии, картографии, математики, использованием данных аэрокосмиче-
ской съемки. Особое внимание обращается на содержательную интер-
претацию результатов и комплексное применение морфометрических и
других геолого-географических методов.

Морфометрический анализ играет важную роль в решении таких круп-
ных народнохозяйственных проблем, как прогноз и поиск полезных иско-
паемых, охрана окружающей среды, прежде всего рельефа и почв, освое-
ние новых земель, изучение дна Мирового океана и освоение шельфов.

Главные тенденции развития морфометрических исследований в 80-е
годы проявляются в опробовании новых и модификации существующих
методик, широком использовании фундаментальных морфометрических
показателей, сочетании картометрии и морфометрии с математической
статистикой и математическим моделированием. Математизация и внед-
рение вычислительной техники поднимают морфометрию рельефа на но-
вый уровень, ведут к созданию банков морфометрической информации
на основе цифровых моделей рельефа, а также цифровых картометриче-
ских и морфометрических моделей.

Новый важный аспект развития морфометрии — внедрение системно-
го подхода, что проявляется в разработке систем взаимосвязанных мор-
фометрических показателей, внедрении синтетических типологических
морфометрических характеристик, в самой организации исследований.
Морфометрическая информация становится основой для моделирования
.ряда природных и природно-хозяйственных геосистем.

Получают теоретическое и методическое обоснование методы выяв-
ления геоморфологических аномалий (плановых и высотных). Основным
средством для этого служат составление и анализ морфометрических
карт (карт морфометрических полей).

В перспективе приемы картометрии и морфометрии рельефа должны
широко применяться для анализа космических изображений с учетом
имеющихся на них геометрических искажений. Актуальны также проб-
лемы автоматизации и алгоритмизации, повышения надежности морфо-
метрических исследований и их стандартизация.
ЛИТЕРАТУРА

1.	Берлянт А. М. Картографические методы изучения новейшей тектоники и их клас-
сификация.— Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1966, № 2, с. 71.

2.	Анисимов В. И. Локальный морфометрический анализ наземного и погребенного
рельефа (на примере дальнего Саратовского Заволжья): Автореф. канд. дис. М.,
МГУ, 1983. 19 с.

3.	Ермоленко Н. Н. Опыт морфометрической классификации рельефа центра Русской
равнины — Изв. Воронеж, пед. ин-та, 1975, т. 166, с. 17.

4.	Кадетов О. К. Опыт применения статистического анализа продольных профилей
рек для выявления морфоструктур.— Геоморфология, 1977, № 3, с. 54.

5.	Ласточкин А. Н. Структурно-геоморфологические исследования на шельфе. Л.г
Недра, 1978, 247 с.

6.	Философов В. П. Основы морфометрического метода поисков тектонических струк^
тур. Изд. Саратов, ун-та, 1975. 232 с.

7.	Черванев И. Г. Моделирование и автоматизированный анализ рельефа: методологи-
ческие аспекты.— В кн.: Проблемы системно-формационного подхода к познанию
рельефа. Новосибирск: Наука, 1982, с. 14.

8.	Чукленкова И. Н. Морфометрические исследования древнеледниковой морфоскульп-
туры. М.: Наука, 1982. 76 с.

9.	Шапошников В. М. Методика исследования морфоструктур в практике нефтепо-
исковых работ. М.: Недра, 1973. 208 с.

10.	Аристархова Л. Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа.
М.: Изд-во МГУ, 1979. 152 с.

11.	Волчанская И. К. Морфоструктурные закономерности размещения эндогенной ми-
нерализации. М.: Наука, 1981. 239 с.

12.	Зятькова Л. К. Структурная геоморфология Западной Сибири.— Тр. Ин-та геол, и
геофиз. СО АН СССР, 1979, № 307. 200 с.

13.	Ласточкин А. Н. Методы морского геоморфологического картографирования. Л.:
Недра, 1982. 272 с.

14.	Можаев Б. Н. Новейшая тектоника Северо-Запада Русской равнины Л.: Недра,
1973. 231 с.

15.	Башенина Н. В., Пиотровский М. В., Симонов Ю. Г. и др. Геоморфологическое кар-
тирование М.: Высш, школа, 1977. 375 с.

16.	Спиридонов А. И. Геоморфологическое картографирование. М?:-Недра, 1974. 184 с.

17.	Берлянт А. М. Картографический метод исследования. М.: Изд-во МГУ, 1978.
257 с.

18.	Борсук О. А., Спасская И. И. Математические методы в геоморфологии.— В кн.:
Теория и общие вопросы географии. Итоги науки и техники. М.: ВИНИТИ, 1973,
т. 1, с. 65.

19.	Математические методы в геологическом дешифрировании аэрофотоснимков (Афа-
насьев Н. Ф., Петров К. М., Теосев А. В. и др.). М.: Недра, 1981. 200 с.

20.	Сорокин А. И. Гидрографические исследования Мирового океана. Л.: Гидрометео-
из дат, 1980. 288 с.

21.	Капралов Е. Г. Способы определения объемов водной массы акваторий.— Вести.
ЛГУ, 1983, № 6, с. 51.

22.	Гармиз И. В. Результаты исследований по цифровым моделям рельефа, М., 1975.
14 с. деп. ВИНИТИ.

23.	Кошкарев А. В. Рельеф как входной параметр математико-картографических мо-
делей геосистем.—В кн.: Географическая картография в научных исследованиях и
народнохозяйственной практике. М., Изд. ВГО, 1982, с. 117.

24.	Ананьев Г. С. Геоморфологические аномалии и их изучение.— Вести. МГУ. Геогра-
фия, 1970, № 2, с. 109.

25.	Берлянт А. М., Новаковский Б. А. Картометрические аспекты использования сканер-
ных космических изображений Земли.— Исслед. Земли из космоса, 1982, № 6, с. 35.

Московский государственный	Поступила в редакцию

университет,	15.IX.19831

Географический факультет

MORPHOMETRICAL STUDIES OF TOPOGRAPHY IN THE USSR:
PRESENT STATE, PROBLEMS AND PROSPECTS

•	BERLYANT a. m.

Summary

History of the morphometric trend in the Soviet geomorphology is briefly reviewed.
The topography’s morphometry is defined as a branch of knowledge between geomor-
phology and cartography which deals with theory and methods of quantitative analysis^
of the topographic patterns and landforms on the Earth and other planets. Importance
of morphometric studies for national economy is considered as well as some problems of
mathematisation and automation of system morphometric research and some prospect0-
for further development.
УДК 551.432.2(575.3)

САПОЖНИКОВА Е. Н., ВОЛЧАНСКАЯ И. К.

ОПЫТ ИСТОРИКО-ГЕНЕТИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
МОРФОСТРУКТУРЫ ПАМИРА

(ДЛЯ ПРОГНОЗНО-МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИХ ЦЕЛЕЙ)

Специализированный метод морфоструктурного анализа горно-склад-
чатых областей [1, 2] применяется при прогнозно-металлогенических ис-
следованиях. Он опирается на учение о морфоструктурах как основных
тектонически обусловленных формах рельефа, образующихся в течение
геоморфологического этапа развития Земли. Построенные по этому
принципу классификации морфоструктур базируются прежде всего на
общепринятых тектонических классификациях структур земной коры.
Наряду с этим в металлогении широко известны представления об осей-
бой роли сводово-блоковых и очаговых структур орогенных этапов раз-
вития и тектоно-магматической активизации (ТМА) [3, 4], а также о на-
личии более глубинных сквозных систем дислокаций, охватывающих как
платформенные, так и складчатые области [5]. Опыт выявления разно-
образных категорий морфоструктур Памира, как унаследованных ог
геосинклинально-складчатых этапов его развития, так и новообразован-
ных в результате нескольких этапов орогенеза и ТМА, излагается в на-
стоящей статье. Эти данные впервые тесно увязаны с результатами ана-
лиза геологических и рудных формаций, проводившихся коллективом
геологов Таджикского геологического управления совместно с авторами
статьи [6]. Поэтому для большинства морфоструктур установлен воз-
раст их заложения или наиболее отчетливого проявления. Проведенные
исследования потребовали разработки более детальной историко-гене-
тической классификации форм рельефа орогенической области с мно-
гоэтапным развитием.

Основная работа по составлению обзорной морфоструктурной карты
Памира проведена на основе топоматериалов и космических снимков.
Наряду с этим более детально наземными маршрутами изучались опор-
ные структуры в пределах рудных районов Памира, где использовались
топо- и аэрофотоматериалы в комплексе с геолого-геофизическими и
металлогеническими данными. Топографические карты имеют преиму-
щество перед аэро- и космическими снимками, заключающееся в том,
что, обладая известной обзорностью, они содержат не только морфоло-
гическую, но и морфометрическую характеристику рельефа. Последняя
в значительной мере генетически связана с физическими полями Земли,
поскольку высоты рельефа хорошо коррелируются с гравиметрическими
данными. Следовательно, эта характеристика имеет большое значение
при структурных реконструкциях.

Методика морфоструктурного анализа позволяет на основе исследо-
вания рельефа по топографическим картам и материалам дистанцион-
ных съемок выявлять структурный каркас территории. Для этих целей
морфоструктурный анализ проводится в определенной последовательно-
сти.

1.	Снятие с топографических карт и других разномасштабных изо-
бражений земной поверхности наиболее информативных структурных
показателей рельефа по морфологическим и морфометрическим данным.

2.	Генерализация этих данных и выявление главных морфоструктур-
ных элементов в региональном масштабе.

3.	Сопоставление полученных данных с геологическими, магматиче-
скими, металлогеническими данными и на основе совокупного анализа
(по М. А. Фаворской и И. Н. Томсону) выявление рудолокализующих и
рудоконцентрирующих структур; установление типоморфных структур-
но-геоморфологических признаков этих структур и общих морфострук-
турных особенностей размещения оруденения.
4.	Выявление по совокупности структурно-геоморфологических дан-
ных аналогов рудоконцентрирующих структур и узлов.

К структурным показателям рельефа относятся: 1) линейные элемен-
ты разного масштаба (от мелкой трещиноватости до крупнейших линеа-
ментов); 2) распределение абсолютных высот рельефа (поле высот; ос-
редненные значения высот, преобладающих в пределах каждого блока,
названы фоновыми высотами); 3) характер и степень расчлененности
рельефа. В совокупности эти показатели помогают устанавливать морфо-
структуры различного типа — линейные и объемно-площадные (блоко-
вые и кольцевые).

Линейные морфоструктуры представляют собой линеаменты, выра-
женные прямолинейными формами рельефа (долинами рек, уступами
на склонах хребтов, ориентированными грядами и возвышенностями
и др.); они могут достигать по длине нескольких десятков и сотен кило-
метров при ширине 1—2 км. Обычно они хорошо сопоставляются с зо-
нами разломов различного типа, в том числе глубинных.

Кольцевыми морфоструктурами (КМ.) называются формы рельефа
различной величины и их совокупности, обладающие признаками цент-
ральной.симметрии (радиально-концентрическим распределением струк-
турных показателей рельефа) и имеющие круговые очертания. В об-
ластях ТМА наиболее широко распространены сводовые поднятия (по-
перечником более 100 км) и КМ, поперечник которых обычно меньше
100 км. Среди последних различаются простые куполовидные и слож-
ные КМ, имеющие кольцевое горное обрамление, а в центре—либо ку-
половидное поднятие, либо опускание. КМ выделялись по той же мето-
дике путем анализа гипсометрии (т. е. закономерностей распределения
поля высот внутри кольцевого ограничения), характера расчлененности
и направления осей хребтов, склонов и т. п., анализа гидросети (дуговая,
.центростремительная или центробежная), анализа кольцевых границ.

Наряду с выявлением генерального морфоструктурного плана релье-
фа и роли в нем линейных и объемно-площадных морфоструктур, особое
место в комплексных исследованиях занимает изучение сквозных и скры-
тых глубинных зон, которые обнаруживаются по ряду геоморфологиче-
ских аномалий. Эти глубинные сквозные зоны определяются следующи-
ми признаками.

1.	Линейно ориентированные аномалии в распределении фоновых вы-
сот рельефа (цепочки максимумов или минимумов высот рельефа, це-
почки депрессий, чередование максимумов и минимумов высот).

2.	Линейно ориентированные отклонения в системах линеаментов
(изгибание продольных ограничивающих морфоструктуры линеаментов),
резкие азимутальные изменения господствующего морфоструктурного
плана, зоны торцового сочленения и окончания морфообразующих си-
стем и отдельных морфоструктур (хребтов, долин, горных цепей и т. п.).
3. Наличие поперечных к господствующей ориентировке хребтов, реч-
ных долин и прочих форм рельефа. 4. Сложная внутренняя блоковая рас-
члененность, наличие кольцевых морфоструктур в виде ориентированных
цепочек. 5. Секущее положение сквозных зон по отношению к основным
и сопряженным с ними структурным элементам. Как правило, основные
структуры наилучшим образом выражены в рельефе. Поперечные к ним
линеаменты мы называем сопряженными, а линеаменты других направ-
лений — секущими.

Выделяется несколько типов сквозных зон по особенностям геотекто-
нических деформаций, свидетельствующих о горизонтальных и верти-
кальных движениях глубинных масс. Это зоны изгибания, поворота или
разворота главных морфоструктурных элементов, смены их простира-
ний, зоны сквозных относительных минимумов или максимумов горного
е рельефа.

Применение описанной методики на территории Памира позволило
выявить все перечисленные выше категории морфоструктур, а анализ
геологических материалов показал, что они формировались длительное
время в связи с многоактными проявлениями орогенических и тектоно-
магматических процессов на протяжении от позднего палеозоя до нео-
ген-четвертичного времени.

Памир является частью крупной полукольцевой морфоструктуры
первого порядка (мегасвода), расположенной в узле сочленения горных
сооружений Средней и Центральной Азии (рис. 1). Внешняя граница ее
ючень отчетлива и представляет собой довольно широкую депрессиоя-
ную зону. На западе она проходит по уступу хребта Кухи-Руситак и тек-
тоническим долинам рек Таирсу и Вахш, на севере — по уступу, отделя-
ющему высокогорную часть Заалайского хребта от его предгорий, сни-
жающихся к Алайской долине, на востоке отчетливо выражена линей-
ная дуговая граница, отделяющая интенсивно расчлененный хребет
Куньлунь от поверхности Кашгарской впадины. На юге Памирский ме-
гасвод обрезается Ваханским линеаментом, проходящим по широтным
•отрезкам Пянджа, Вахандарьи и Ачсу, по южному подножию Вахан-
юкого хребта. Далее на восток менее отчетливо выражены фрагменты
широтных линеаментов, вдоль которых изменяется простирание хребс
тов Куньлуня с северо-западного на близкое к меридиональному.

Внутреннее строение мегасвода подчинено дуговому плану (рис. 2)
и включает ряд дуговых морфоструктур второго порядка, ограниченных
линеаментами, хорошо выраженными в рельефе в виде долин крупных
лек. Фрагменты этих линеаментов известны как глубинные разломы [6,
71: — Северо-Памирский (1), Акбайтальский (2), Рушано-Пшарский
(3), Гунт-Аличурский (4) и др. (рис. 2).

Северная дуга представляет собой наиболее поднятую часть Памира
с высотами до 7500' м. Сюда входят хребты Петра I, Заалайский, Дар-
вазский, за пределами СССР — Куньлунь. Ограничивающий эту дугу с
юга линеамент (2) проходит по долине р. Ванч, по широтным отрогам
-Хребта Сев. Танымас, по северному подножию Сарыкольского хребта,
через Рангкульскую котловину, далее на восток по р. Шатпут, по доли-
не Тагарма.

Дуговая морфоструктура Центрального Памира включает хребты
Ванчский, Язгулемский, Музкол, Сарыкольский. В ее пределах макси-
мальные высоты не превышают 6974 м (гора Пик Революции). Ограни-
чивающий ее с юга линеамент (3) начинается у пос. Ишкашим на
р. Пяндж, протягивается вдоль меридионального отрезка р. Пяндж
и далее по рекам Бартанг, Кудара, 1 Пшарт. По долине р. Аксу
юн изгибается к юго-востоку.

Область южного Памира распадается на две дуговые морфострукту-
ры. Более северная охватывает хребты Рушанский, Северо-Аличурский,
Пшартский. Для нее характерно по сравнению, с областью Центрального
Памира некоторое снижение как фоновых (5500—5800 м), так и макси-
мальных высот (6100 м). Ограничивающий ее с юга дуговой линеамент
(4) смыкается с линеаментом № 3 у г. Хорог и проходит по р. Гунт, по
южному подножию Северо-Аличурского хребта, далее поворачивает на
юго-восток по депрессионной Кызылрабатской зоне до широтного Ба-
лансного линеамента (рис. 1), ограничивающего с юга Памирский мега-
свод.

Самая южная дуговая система охватывает хребты Шугнанский,
Южно-Аличурский, Ваханский. Фоновые и максимальные высоты здесь
имеют те же значения, что и в соседней дуговой системе. Однако имеются
существенные различия в структурном плане этой и более северной
области.

Выделенные дуговые системы морфоструктур Памира хорошо обособ-
ляются друг от друга благодаря различиям высотных уровней в пределах
каждой из них, резким ограничениям депрессионными линейными зона-
ми и своеобразию внутреннего структурного плана каждой из дуговых си-
стем (рис. 2).

Дуговые системы морфоструктур расчленяются на отдельные блоки
протяженными сквозными меридиональными линеаментами, поперечны-
ми или секущими по отношению к дуговому плану. Каждый блок харак-
теризуется определенными фоновыми высотами и морфоструктурным
Рис. 1. Памирская полукольцевая морфоструктура

/—границы морфоструктуры; 2 —границы внутренних дуговых систем; 3 — области относительных поднятий: наиболее интенсив-
ных (а), интенсивных (б), умеренных (s); 4 — области относительных опусканий: равнины (а), межгорные и внутригорные
депрессии и долины рек (б)
Рис. 2. Морфоструктурная схема Памира

Границы крупнейших морфоструктур: 1 — Памирского мегасвода; 2— унаследованных
морфоструктурных областей; 3— внутренних и периферических частей свода; 4 — на-
ложенных морфоструктурных областей; 5 — крупных блоков. Сквозные и поперечные
зоны: 6— первого порядка (шириною более 40 км, выраженные комплексом морфо-
структурных аномалий); 7 — второго порядка (шириною около 10 км, выраженные
фрагментами линейных элементов рельефа); 8— поперечные и секущие линеаменты.
Морфоструктурные области: 9 — постгеосинклинальное поднятие (унаследованное с
позднегерцинского времени), сформированное на палеозойском геосинклинально-склад-
чатом основании; 10 — постгеосинклинальное поднятие (унаследованное с позднемезо-
зойского времени), сформированное на мезозойском геосинклинально-складчатом осно-
вании; 11 — область позднекайнозойского горообразования: а — подобласть, сформиро-
ванная на дорифейском геосинклинально-складчатом основании; б—подобласть, сфор-
мированная на мезозойско-кайнозойском геосинклинально-складчатом основании. На-
ложенные межгорные и внутригорные прогибы: 12 — раннекайнозойские рифтогенные
прогибы, образующие предгорный ярус рельефа; 13— позднекайнозойские орогенные
прогибы и депрессии. Морфоструктуры: 14 — магматогенные кольцевые морфострукту-
ры, сформированные в различные периоды от триаса до неогена включительно; 15—
скрытоинтрузивные (неясного генезиса); 16 — круговые поднятия областей, сформиро-
ванные на дорифейском фундаменте. Прочие знаки: 17 — индексы зон разломов; 18 —
индексы круговых морфоструктур

планом. Наряду с этим меридиональные линеаменты определяют общую
поперечную зональность фоновых высот рельефа и им соответствуют
крупные гипсометрические ступени (рис. 2). Последние снижаются к во-
стоку и западу от центрального субмеридионального поднятия Памира
(ограниченного линеаментами 6 и 8) вдоль Харгушско-Каракульского
(8), Пянджского (5), Истыкского (9) и Аксу-Бельутекского (10) линеа-
ментов (рис. 2). Наличие меридиональных поднятий хребтов Памира
отмечалось многими исследователями и детально описано в работах
О. К. Чедия 18]. Морфоструктурным анализом удалось выявить конкрет-
Рис. 3. Схема распределения полей высот Памира

1 — гипсометрическая шкала, 2 — границы Центрального поперечного поднятия

ные системы, которые ограничивают поперечные поднятия и выражены
как сквозные зоны. Вдоль них прослеживаются структурно-геоморфоло-
гические аномалии: смена простираний главных линейных элементов-
рельефа, ограничивающих дуговые хребты Памира, плановые смещения
границ блоков, изгибание долин и хребтов вдоль меридиональных осей,
региональные ступени фоновых высот и др. Наиболее крупная система
аномалий прослеживается между Харгушской (8а) и Зоркуль-Кара-
кульской (86) сквозными зонами, ограничивающими Харгушско-Кара-
кульскую (8) систему. Ширина ее достигает 35—40 км, она является
крупнейшей зоной региона. Ширина прочих перечисленных выше сквоз-
ных зон не превышает 2—5 км. Харгушско-Каракульская сквозная зона
является восточным ограничением Центрального поперечного поднятия,
так как вдоль этой зоны на всем протяжении наблюдается перепад вы-
сот, который прослеживается также и вдоль линеамента 6, ограничива-
ющего Центральное поднятие с запада (рис. 3).

Широтные структуры в центральной наиболее поднятой части Пами-
ра имеют вид широтно ориентированных депрессионных зон, занятых до-
линами крупных рек, таких, как Мургаб, Гунт, Аличур, Шахдара и др.
Их крайние западные и восточные части обычно прослеживаются в виде
отдельных фрагментов широтных депрессий. Широтные сквозные зоны
следуют, как правило, вдоль крупнейших дуговых разломов Памира. Они
представлены параллельными линеаментами, разделяющими разновы-
сотные ярусы горного рельефа в пределах Центрального поднятия Па-
мира. На крайнем западе и востоке этой территории они'выражены как
линеаменты, секущие дуговые морфоструктуры. Из числа этих зон осо-
бый интерес представляет Баджув-Акархарская (15) сквозная зона,
продолжающая Гунт-Аличурский (4) линеамент в Западном и Восточном
Памире, поскольку с нею связаны наиболее значительные на Памире-
рудные объекты.

Совершенно иначе выражены в морфоструктурном плане диагональ-
ные линеаменты. Вдоль них, как правило, происходит смещение границ;
блоков и продольных морфоструктурных элементов. В целом они хорошо*
выражены на отдельных участках как протяженные линеаменты и гра-
ницы разновысотных блоков рельефа и только в центральной части Па-
мира приобретают черты сквозных неявно выраженных структур.

Среди этих структур наиболее крупными являются Мац-Кокбайская
(13) и Карасуйская (14). Кроме того, протяженная северо-восточная
зона пересекает весь Памир и прослеживается в пределах Афганистана
и Китая. Она состоит из двух крупных линеаментов: Ишкашим-Ранг-
кульского (И) и Сассыккуль-Найзаташского (12).

Наряду с описанными дуговыми морфоструктурами и линейными зо-
нами выделяются разнообразные кольцевые морфоструктуры различных
порядков. Самые крупные достигают в поперечнике 100 км и более.
К ним относятся Северо-Памирское (СПС) и Юго-Западно-Памирское
(ЮЗПС) сводовые поднятия. СПС является дискордантной по отноше-
нию к дуговым хребтам морфоструктурой. Достаточно отчетливо в релье-
фе выражена центральная часть свода, охватывающая наиболее высоко-
горную часть Памира — хребты Академии наук, Федченко, Сев. Таны-
мас. Периферическая часть СПС осложнена блоковыми морфоструктура-
ми и выделяется главным образом по относительно более сниженным по-
лям высот, обрамляющим Центральное поднятие, и фрагментам сопря-
женных систем радиальных и дуговых линеаментов.

ЮЗПС представляет собой относительно более консолидированное
поднятие в юго-западной части Памира с максимальными высотами до
6 км, что резко обособляет его в пределах дуговой‘морфоструктуры Юж-
ного Памира. Хорошо выражены также дуговые границы этого свода,
подчеркнутые долинами рек Пяндж, Гунт, Токузбулак, Мац, Памир. Коль-
цевые морфоструктуры меньшего размера с поперечниками от 70 до
10 км и меньше широко распространены на Памире и особенно четко вы-
являются при среднемасштабных исследованиях. На морфоструктурной
схеме (рис. 2) показаны только наиболее хорошо выраженные из числа
выявленных в процессе исследований, которые удалось подтвердить гео-
логическими данными. Ряд кольцевых морфоструктур независимо под-
твержден дешифрированием космических снимков [9] — Кызылрабат-
ская (Кы), Каракульская (К), частично Койтезекская (Кз), централь-
ная часть СПС и Сарёзская (С). Значительное количество ранее неиз-
вестных КМ выявлено в пределах Восточного Памира. Интерес к ним оп-
ределяется тем, что практически каждая вмещает обособленную пло-
щадь минерализации [10]. По морфоструктурным признакам большин-
ство из них принадлежат к простым куполовидным (например, Акархар-
ская, Музкольская и др.) и выявляются по локальному максимуму поля
высот и радиально-центростремительному расчленению гидросетью.
Другие характеризуются более сложным строением с хорошо выражен-
ным внутренним кольцом, которое может быть либо относительно опу-
щенным в полях высот, как, например, Каракульская КМ (рис. 4,
либо относительно приподнятым (Шугнанская (Ш), рис. 2). Очень часто
линейные депрессионные зоны срезают части КМ, вследствие чего они
выглядят как полукольцевые (Башгумбезская (Б), рис. 2). В некоторых
КМ наблюдается асимметрия в расположении центрального поднятия по
отношению к периферической части, вследствие чего образуется дефор-
мированная КМ. Примером может служить Курустыкская (Кр) КМ
(рис. 4, Б).

Рассмотренные элементы, т. е. диагональная и ортогональная систе-
мы линеаментов, а также кольцевые морфоструктуры, составляют осно-
ву морфоструктурной схемы Памира, отражающей, во-первых, дуговой
план орогенных поднятий, последовательно развивавшихся на разновоз-
растном геосинклинально-складчатом фундаменте; во-вторых, различно-
го рода линейные структуры сквозного плана самого разного времен1’
заложения, суммарно отраженные в структурных особенностях рельефа;
в-третьих, наложенные на дугообразный морфоструктурный план перво-
го порядка кольцевые морфоструктуры, формирующиеся как локальные
интрузивно-купольные или вулкано-тектонические структуры.
Рис. 4. Выражение в рельефе кольцевых морфоструктур (Л — Каракульская, Б —Ку-
рустыкская)

/—граница КС; 2 — фрагменты крупных линеаментов: а — диагонального и б — орто-
гонального плана; 3 — уступы рельефа и перегибы склонов; 4 — оси хребтов; 5 — пере-
валы; 6 — ледники;7— изолированные формы рельефа; 8 — области относительных
поднятий; 9 — области относительных опусканий: а — средних, б — максимальных;

10 — усредненные значения поля высот рельефа

Дуговые морфоструктуры крупнейших горных систем Памира явля-
ются гетерогенными образованиями, последовательно вовлекавшимися
в систему горных поднятий позднепалеозойского, мезозойского и кайно-
зойского времени [11, 12]. Наиболее ранние орогенные поднятия харак-
теризуют Северо-Памирскую дуговую морфоструктуру, унаследованно
развивавшуюся с позднегерцинского времени. Дуговое поднятие Цент-
рального Памира возникло в результате нескольких орогенических фаз
позднемезозойского времени и окончательно сформировалось в конце
мела.
Более молодой областью позднекайнозойского горообразования явля-
ется Южный Памир. Дуговые системы его хребтов возникли на мезозой-
ском геосинклинально-складчатом фундаменте в юго-восточной части и
на субплатформенном дорифейском фундаменте в юго-западногй части
Памира.

В орогенной структуре Памира унаследованным развитием с герцин-
ского времени отличаются и крупнейшие дуговые линеаменты, разгра-
ничивающие описанные выше морфоструктурные области. Заложение
главных дуговых морфоструктур Памира и ограничивающих их линеа-
ментов связано с позднепалеозойским и раннемезозойским этапами обра-
зования Памира. В позднемезозойское время происходит значительное
усложнение структурного плана за счет образования более дробных эле-
ментов в пределах главных тектонических зон, подчиненных общему ду-
гообразному плану. К числу этих элементов принадлежат в-первую оче-
редь детально описанные Л. Н. Афиногеновой [13] субмеридиональные
глубинные разломы, определившие крупные неоднородности в развитии
отдельных частей Западного, Центрального и Восточного Памира. По-
добные разломы (рис. 2) определяют мегаблоковую неоднородность мор-
фоструктуры Памира. Движения по этим разломам обусловили ступен-
чатое понижение кровли докембрийских пород в пределах Восточного
Памира, а также изменение простираний складок разновозрастных об-
разований, изменение мощностей и фаций отложений разного возраста
и т. п. [13, 14].

Основные элементы структурного плана могли быть заложены зна-
чительно раньше, возможно, уже в дорифейское время, поскольку си-
стемы концентров Памирского мегасвода объединяют разрозненные вы-
ступы древних кристаллических массивов.

Кольцевые морфоструктуры тесно ассоциируют с ареалами распро-
странения разновозрастных продуктов магматизма и в первую очередь
гранитоидов. Возникновение этих структур связано с орогенными этапа-
ми развития рельефа, вследствие чего они практически не документиру-
ются геологическими разрезами.

СПС охватывает территорию Северного, Центрального и частично
Южного Памира, которая перестала быть областью геосинклинального
осадконакопления в раннем триасе, так как более молодые триас-юрские
породы представлены уже орогенными вулканогенными и молассовыми
формациями. Центральная, наиболее высоко приподнятая часть свода,
по-видимому, испытывала длительные унаследованные поднятия с ран-
нетриасового времени. Она консолидирована раннемезозойскими грани-
тоидами (Т3—Ji) и выступами дорифейского фундамента.

ЮЗПС в современном срезе представлено блоком дорифейских кри-
сталлических пород и крупными массивами гранитоидов юрского возра-
ста. Образование сводового поднятия, по-видимому, следует отнести к
позднему триасу, поскольку по периферии его распространены терриген-
ные породы этого возраста, с которыми пространственно ассоциируют
сохранившиеся в тектонических чешуях северного обрамления свода ос-
татки вулкано-плутонических пород андезит-базальтовой формации. Та-
ким образом, эти последние свидетельствуют об активизации движений в
триасовое время.

Остальные КМ образовались в палеогеновый и неоген-четвертичный
периоды, если судить по возрасту распространенных в их пределах вул-
канических и интрузивных пород. В границах таких магматогенных
КМ, как правило, расположены одновозрастные или близкие по форма-
ционным петрохимическим признакам магматические образования. Маг-
матогенные КМ закладываются обычно вдоль крупных линейных зон
геосинклинального этапа развития. Большая часть КМ в перифериче-
ской и центральной частях осложняется зонами растяжения, с которыми
пространственно связаны орогенные прогибы, интенсивный магматизм и
проявления рудной минерализации.

Ряд КМ, по мнению авторов, имеет скрытоинтрузивный генезис, по-
скольку прямых связей с ареалами магматических пород не отмечает-

3 Геоморфология, № 2

33
ся. По форме и характеру выраженности в рельефе они сходны с описан-
ными выше магматогенными КМ. Именно в границах этих морфострук-
тур чаще всего расположены минерализованные площади Восточного^
Памира, в связи с чем они могут иметь прогнозное значение.

Ортогональная система сквозных нарушений активизировалась, no-
видимому, в целом несколько позднее крупных кольцевых морфострук-
тур. Наиболее хорошо выраженные в морфоструктурном плане отрезки
широтных сквозных зон трассируются на некоторых участках наложен-
ными позднемеловыми и палеогеновыми прогибами с субщелочными вул-
канитами и ассоциированными поясами субвулканических тел и даек
щелочных гранитов, сиенитов и монцонитов (Баджув-Акархарская зона).
Эти образования приурочены к наиболее низкому ярусу горного рельефа»
обрамляющему внутригорные депрессии, выполненные кайнозойскими мо-
лассовыми отложениями. Грабенообразная форма депрессий и наличие
магматических продуктов субщелочного базальтоидного ряда наиболее-
глубинных формаций, а также дайковых поясов в бортах депрессий сви-
детельствуют о рифтогенной природе подобных широтных сквозных зонг
формирующихся в условиях растяжения на кайнозойском этапе. Другие
широтные зоны являются зонами сжатия, они осложнены надвиговымп
дислокациями. Характерным примером может служить Рушано-Пшарт-
ская зона. Таким образом, если учесть данные о субмеридиональном сжа-
тии Памира, полученные геолого-геофизическими методами [6], а так-
же вытекающие из представлений о пододвигании Индо-Памирской пли-
ты под Туркестансткую [15], то рифтогенную природу Баджув-Акархар-
ской зоны, по-видимому, можно объяснить формированием взаимосвязан-
ных динамопар сжатия — растяжения. Меридиональные зоны нарушений
имеют, по-видимому, в большой мере сбросово-сдвиговую составляю-
щую, что подтверждается смещением вдоль них границ продольных
морфоструктурных элементов и наличием ступеней высот.

Широтные и меридиональные структуры сопровождаются комплекс-
ными геофизическими аномалиями, в том числе гравитационными сту-
пенями.

Морфоструктурные элементы, возникшие на орогенных этапах разви-
тия Памира, пространственно связаны с синхронным оруденением и оп-
ределяют соответствующий порядок металлоносных площадей. Так, ду-
говым морфоструктурным зонам соответствуют традиционно выделяе-
мые комплексные металлогенические зоны, которые в свою очередь рас-
членяются на поперечные блоки и кольцевые морфоструктуры с различ-
ной специализацией и возрастом оруденения. При этом локальные рудо-
носные площади с минерализацией преимущественно позднемелового,
палеогенового и неогенового возраста приурочены к центральным частям
КМ, многие из которых впервые установлены морфоструктурным анали-
зом [10]. Большинство рудоносных морфоструктур находится в преде-
лах Восточного Памира, 'а также в блоках умеренных поднятий Запад-
ного и Центрального Памира, располагающихся обычно по периферии
позднекайнозойских депрессий в пределах сквозных зон. Эти морфо-
структуры относительно менее глубоко эродированы по сравнению с вы-
соко приподнятыми блоковыми и кольцевыми морфоструктурами Цент-
рального Памира. В пределах последних располагаются крупные
батолиты гранитоидов мезозойского возраста, уже значительно размы-
тые. Относительно менее приподнятые морфоструктуры Восточного Па-
мира часто вмещают близповерхностные фации интрузивных и субвул-
канических пород или даже сохранившиеся покровы эффузивов, что сви-
детельствует о незначительной величине их денудационного среза. Ме-
нее интенсивный денудационный срез характерен также для блоков
рельефа в пределах сквозных широтных зон, что является важным факто-
ром, обеспечивающим сохранность оруденения в их пределах.

Совместный анализ морфоструктурных и магматических данных по-
казывает, таким образом, прямую зависимость величины неотектониче-
ских поднятий, фиксирующихся максимальными высотами хребтов, и
величины денудационного среза в пределах каждой дуговой морфострук-
турной зоны. Наиболее высоко приподнятые части КМ оказываются и
более эродированными, что резко влияет на их рудоносность.

В эдой связи малоперспективными оказываются области длительных
унаследованных поднятий в центральных частях СПС и ЮЗПС, равно
как и общая полоса главных субмеридиональных поперечных поднятий
Памира.

В заключение следует отметить, что специализированный морфо-
структурный анализ орогенической области Памира, направленный на
выявление закономерностей размещения эндогенной минерализации, вы-
являет три категории разнопорядковых морфоструктур.

Преобладают морфоструктуры горных хребтов, согласные с тектони-
ческим планом складчатых структур, сформированных задолго до оро-
генного этапа. Их границами служат хорошо выраженные в рельефе ли-
неаменты, представляющие собой зоны глубинных разломов, неоднократ-
но активизировавшихся на протяжении всей геологической истории
вплоть до четвертичного времени. Наряду с этим обособляются линей-
ные и кольцевые морфоструктуры, резко дискордантные к основному
орогеническому плану горно-складчатой области. Возникновение их про-
исходит благодаря образованию больших масс изверженных пород в
верхних слоях литосферы в периоды ТМА, распространяющихся за пре-
делы границ структурно-формационных зон.

Существенная роль КМ в формировании рельефа Памира и их отчет-
ливая связь с ареалами позднемезозойского и кайнозойского магматиз-
ма в значительной мере сближает эту область с мезозоидами востока
СССР, где подобные связи установлены уже давно.

В свете полученных данных по-новому ставится вопрос о меридио-
нальных сквозных зонах Памира, которые до сих пор рассматривались
главным образом как поперечные неотектонические поднятия [8]. Мор-
фоструктурные данные свидетельствуют об их «аномальности» и незави-
симости от других морфоструктур, что позволяет предполагать глубин-
ность и самостоятельность формирующих их тектонических импульсов.
Аномальность этих зон подтверждается и в геологических признаках
[13, 14], что свидетельствует об их более длительном развитии на протя-
жении всего мезозойского и кайнозойского времени. Метод морфострук-
турного анализа позволяет с большей точностью, чем по геологическим
данным, устанавливать границы сквозных зон, что имеет большое зна-
чение для металлогенического анализа.

Изложенные принципы историко-генетического анализа морфострук-
тур Памира могут быть использованы в различных областях орогенной
тектоно-магматической активизации для целей металлогенического ана-
лиза.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Волчанская И. К., Сапожникова Е. И. Морфоструктурный метод изучения горных
областей.— Вести. МГУ. География, 1969, № 3, с. 62.

2.	Волчанская И. К-, Кочнева Н. Т., Сапожникова Е. Н. Морфоструктурный анализ
при геологических и металлогеническ^х исследованиях. М.; Наука, 1975. 151 с.,

3.	Томсон И. Н., Фаворская М. А. О типах очаговых структур и связи с ними оруде-
нения.— В кн.; Закономерности размещения полезных ископаемых, т. X. Л.: Наука,
1973, с. 40—54.

4.	Фаворская М. А., Томсон И. Н., Иванов Р. Г., Баскина В. А.> Волчанская И. К-,
Дежин Ю. П., Кравцов В. С., Фрих-Хар Д. И. Связь магматизма и эндогенной ми-
нералогии с блоковой тектоникой. М.: Недра, 1969, 264 с.

5.	Шатский И. С. О глубоких дислокациях, охватывающих и платформы, и складча-
тые области (Поволжье и Кавказ). Сравнительная тектоника древних платформ.
Ст. 4.— Изв. АН СССР. Сер. геол., 1948, № 5, с. 39.

6.	Белоусов Т. П. К истории развития вертикальных тектонических движений Памира
в плейстоцене и голоцене.— Геотектоника, 1976, № 1, с. 111.

7.	Кухтиков М. М., Винниченко Г. П. Краевые долгоживущие разломы Памира. Ду-
шанбе: Дониш, 1977. 166 с.

8.	Чедия О. К. Юг Средней Азии в новейшую эпоху горообразования Кн. II. Фрунзе:
Илим, 1972, 223 с.

9.	Баранов Р. Б., Пашков Б. Р., Ишанов М. X. Новые структурные элементы, выяв-
ленные по космическим снимкам Памира.— Докл. АН СССР, 1978, т 243, с. 441.
10. Волчанская И. К., Идрисова Л. В-, Копылова А. Л. Сапожникова Е. Н. Морфо-
структуры Памира и их прогнозно-металлогеническое значение.— Сов. геология,
1981, № 7, с. 65.

11.	Бархатов Б. П. Тектоника Памира. Л.: Изд-во ЛГУ, 1963. 242 с.

12.	Захаров С. А. Развитие тектонических представлений в Таджикистане и гипотеза
зонного тектогенеза. Душанбе: Дониш. 1970. 307 с.

13.	Афиногенова Л. Н. Поперечные структуры Памира и их рудоконцентрирующее
значение.— Изв. АН ТаджССР. Отд. физ.-мат. и геол.-хим. наук, 1973, № 3(49).
с. 85.

14.	Афиногенова Л. Н. Эндогенная металлогения Южного Памира Душанбе: Дониш,
1979. 129 с.

15.	Руженцев С. В. Особенности структуры и механизм образования сорванных покро*
bob. М.: Наука, 1971. 134 с.

16.	Баратов Р. Б., Афиногенова Л. Н., Сальникова Р. Н. Особенности орогенной метал-
логении складчатых областей Центрального Таджикистана и Памира.— В кн.: За-
кономерности размещения полезных ископаемых, т. XIII, М.: Наука, 1981, с. 180.

17.	Позвиснева Е. А. Геология Памира в свете новых данных.— Бюл. МОИП. Отд.
геол., 1976. т. LI (4), с. 8.

18.	Алиев А. Узлы длительной эндогенной активности Южного Памира.— Сов. геоло-
гия, 1980, № 1. с. 85.

19.	Баратов Р. Б., Безуглый М. М., И шанов М. X., Пашков Б. Р. Кольцевые структу-
ры Памира и их металлогеническое значение.— Сов. геология, 1981, № 5. с. 98.

И ГЕМ АН СССР	Поступила в редакцию

26.XI.1982

MORPHOSTRUCTURES OF PAMIR:
HISTORICAL-GENETIC ANALYSIS AS APPLIED TO METALLOGENY PROSPECTS

SAPOZHNIKOVA E. N., VOLCHANSKAYA I. K.

Summary

Three categories of morphostructures are distinguished: 1) orogenici systems of arcu-
ate ridges concordant with main tectonic zones which came into being in consecutive order
during the Late Paleozoic, Mesozoic and Cenozoic as the geosynclines closed; 2) discor-
dant to the first ones, large annular morphostructures, wich resulted from huge igneous
(mostly granitic) mass intrusion into upper lithosphere during tectonic and magmatic
activisation stages in Early Mesozoic, Late Mesozoic and Tertiary; 3) through linear zones
of mostly latitudinal and longitudinal trends, accompanied with large disturbances and
morphostructural anomalies, of prolonged development. High order annular morphostruc-
tures control the position of rare-metal ores, the latters preservation depending on how
deeply they have been eroded. A series of most promising annular morphostructures is
selected within the limits of the East Pamir.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ

№ 2

апрель — июнь

1984

ГЕОМОРФОЛОГИЯ И НАРОДНОЕ ХОЗЯЙСТВО

УДК 551.435.587 : 627.8

ГОВОРУШКО с. м.

ПРОГНОЗ ВЛИЯНИЯ КУРУМОВ НА ОБЪЕМ ВОДОХРАНИЛИЩ

В последние годы резко интенсифицировалось освоение горных райо-
нов Сибири и Дальнего Востока. Возводятся горнодобывающие пред-
приятия, прокладываются автомобильные и железные дороги, линии
электропередач. Особенно активно ведется строительство гидротехниче-
ских сооружений. Построена Вилюйская ГЭС, заканчивается сооруже-
ние Колымской гидроэлектростанции в пос. Синегорье, на различных
стадиях проектирования находятся Мокская ГЭС на р. Витиме? Тельмам-
ская на р. Мамакане, Адычанская, Тауйская, Амгуэмская ГЭС и каскад
гидроэлектростанций на р. Колыме и ее притоках: Верхнеколымская,
Усть-Среднеканская, Могучегорская, Буюндинская. Во многих районах
гидроэнергетического строительства большие площади занимают кур-у-
мы. Естественно, они воздействуют или будут воздействовать на гидро-
технические сооружения, что выражается в изменении объема водохра-
нилищ, переработке его берегов, осложнении строительства различных
объектов гидроузлов, подводящих путей и коммуникаций.

Наполнение водохранилищ существенно отражается на климате ок-
ружающей территории. По мнению К- Н. Дьяконова [1], ширина зоны
воздействия водохранилищ на местный климат (облачность, осадки, ве-
тровой режим) равна 5—10 км, но в наибольшей степени оно проявляет-
ся на расстоянии 1—2 км от берега. Данные исследований на Волго-
градском, Куйбышевском и Рыбинском водохранилищах показывают,
что в их районах осадков за год выпадает на 7—12% больше, чем на рас-
стоянии 20—25 км от берега. В пос. Чернышевском, расположенном
вблизи плотины Вилюйской ГЭС, количество выпадающих атмосферных
осадков возросло почти на 30%, существенно изменился температурный,
вклажностный и ветровой режим приземного слоя воздуха [2]. Как след-
ствие, меняется и температура многолетнемерзлых пород, происходит
увеличение продолжительности периода с положительными суточными
температурами. Влияние водохранилищ на климат наиболее ощутимо в
переходные периоды — весной и осенью [1]. Для этих времен года ха-
рактерна наибольшая подвижность курумов, и поэтому климатические
изменения могут отразиться на их устойчивости.

Как известно, уровень водохранилищ подвержен колебаниям. Их
амплитуда составляет 2—8 м для равнинных водохранилищ европей-
ской части СССР. На неравнинных водохранилищах (глубоко врезанных
в плато, предгорных и горных) она значительно больше. На некоторых,
как, например Ингурское, величина колебаний уровня составляет 80 м
[3]. Действующие и проектируемые водохранилища Сибири и Дальнего
Востока в основном относятся к категории неравнинных и характеризу-
ются значительной амплитудой уровней. На Колымском водохранилище
величина сработки будет составлять —50 м. При наполнении водохра-
нилищ водные массы, являющиеся теплоносителем, станут способство-
вать увеличению глубины протаивания в нижних частях склонов. Позд-
нее, при понижении уровня, кровля многолетнемерзлых пород приобре-
тет большую крутизну, чем поверхность склона. В результате увеличе-
ния мощности сезонно-талого слоя денудация нижних участков склонов
будет происходить в больших масштабах, чем верхних. Это приведет к
увеличению их крутизны. Учитывая, что на берегах водохранилищ Ко-
лымского каскада нередки склоны с крутизной 30—35°, увеличение их
крутизны может привести к превышению угла естественного откоса и
осыпанию обломочного материала. Возможно также сползание грубооб-
ломочного чехла по льду.

Воздействие курумов на объем водохранилищ проявляется в ходе
действия двух процессов разной направленности. Первый—уменьшение
объема вследствие заполнения чаши обломочным материалом и мелкозе-
мом в результате действия процессов курумового морфолитогенеза
(склонового перемещения чехла, подкурумового выноса мелкозема и ле-
дового разноса). Второй процесс — увеличение объема чаши в результа-
те вытаивания льдистого заполнителя затопленных курумов и последу-
ющей просадки грубообломочной массы. Для определения возможной
величины влияния курумов на объем водохранилищ нами предложена
следующая методика. Сначала составляется карта распространения раз-
личных типов курумов (по степени активности, характеру коренных по-
род) на район водохранилища. Потом определяется длина береговой ли-
нии, приходящейся на курумы и каждый их тип в отдельности. Затем для
каждого типа курумов необходимо измерить объем материала, переноси-
мого в водохранилище. С этой целью оборудуются наблюдательные
площадки для определения интенсивности переноса вещества каждым из
процессов курумового морфолитогенеза. Для выявления объемов масс
обломочного чехла, смещающихся по склону, необходимо определить
скорость движения материала, что достигается применением комплекса
различных методов с последующим сравнением полученных на каждой
учетной площадке данных. При известной мощности смещаемого слоя
вычисляется объемная скорость движения чехла [4], а зная длину бере-
говой линии, приходящейся на различные курумы, несложно подсчитать
годовой объем смещающихся в водохранилище обломков.

Для определения величину перемещаемого в водохранилище мате-
риала за счет подкурумового выноса мелкозема изучается интенсивность
его накопления в шурфах, заложенных на окружающих водохранилище
склонах. Производится также определение величины подповерхностно-
го смыва в специальных лотках. Количество выносимого мелкозема за-
висит от трех факторов: 1) объема грубообломочного чехла, что опреде-
ляет возможную величину образования мелкозема при выветривании;
2) размеров склона, определяющих площадь водосбора, а следователь-
но, и водность ручьев, производящих вынос; 3) крутизны склона, влия-
ющей на способность потока к переносу материала. Объем переносимого
в водохранилище мелкозема слагается из материала, поступающего со
склонов по нерусловым ложбинам, и мелкозема, поступающего в водо-
хранилище после переноса различными русловыми водотоками. Для опре-
деления величины заполнения водохранилища за счет подкурумового вы-
носа оценивается его интенсивность для каждого типа курумов. Лотки
устанавливаются на элементарных ложбинах, обусловленных неровно-
стями подошвы сезонно-талого слоя. Величина годового объема выноса
мелкозема умножается на количество элементарных водотоков на экспе-
риментальном участке. Определение суммарного годового объема про-
изводится аналогично случаю со склоновым перемещением обломков.

Третий процесс курумового морфолитогенеза — перенос обломочного
материала льдинами. Как и в предыдущих двух случаях, интенсивность
процесса измеряется на экспериментальных участках. Сначала опреде-
ляется средний размер обломков. Потом на склоне прокрашиваются вер-
тикальные параллельные линии. Расстояние между ними берется крат-
ным среднему размеру обломков, а длина линий соответствует величине
колебаний уровня водохранилища в период ледостава и ледохода. Пос-
ле годичного цикла подсчитывается количество снесенных обломков е
прокрашенных линий. Затем их число умножается на величину кратно-
сти, и таким образом определяется общее количество перемещенных об-
ломков на участке створа. Зная средний размер обломков, вычисляется
Таблица 1

Средние скорости склонового перемещения обломочного материала курумов

Скорость	Коренная порода	Метод определения скорости				Средняя скорость
		дендрохро- нологиче- ский	склоновых створов	экранов	траншей- ловушек	
	Граниты	0,0042	0,0084	—	0,0294	0,0140
Линейная скорость, м/год	Глинистые сланцы	—	0,0250	0,0259	—	0,0255
	Андезиты	0,0060	0,0076	—	—	0,0068
	Граниты	10,75	6,66	—	15,88	11,10
•Скорость по массе, кг/м-год	Глинистые сланцы	—	4,51	10,87	—	7,69
	Андезиты	12,96	11,02	—	—	11,99
Объемная скорость, м3/м-год	Граниты  Глинистые сланцы	0,0040	0,0025  0,0016	0,0039	0,0059	0,0044  0,0028
	Андезиты	0,0048	0,0038	—	—	0,0043

объем материала, вынесенного льдинами на экспериментальном участке,
а потом подсчитывается величина разноса для водохранилища.

Суммарная величина курумового заполнения чаши водохранилища
определяется путем сложения объемов материала, переносимого за счет
каждого из трех процессов курумового морфолитогенеза.

Интенсивность процесса увеличения объема водохранилища устанав-
ливается следующим образом. По картосхеме подсчитывается площадь
курумов, которые подвергаются затоплению. В результате шурфовки оп-
ределяются их средние мощность и льдистость. На основании этих дан-
ных вычисляется объем льда, содержащегося в затопленных курумах.
Его вытаивание, которое произойдет в результате наполнения водохра-
нилища, приведет к просадке грубообломочной массы и увеличению
объема чаши.

Данная методика использовалась нами при изучении влияния куру-
мов на объем водохранилища строящейся Колымской ГЭС. По состав-
ленной нами на район водохранилища картосхеме распространения ку-
румов подсчитано, что на их долю приходится 134 км береговой линии
(22% ее общей длины). Гранитные курумы составляют 70 км береговой
линии (11,5%), занимая площадь 88 км2, курумы из глинистых сланцев —
53 км (8,7%) при площади 77 км2, андезитовые! курумы выходят к урезу
воды на протяжении 11 км (1,8%), занимая территорию 10 км2. Были
оборудованы экспериментальные площадки для наблюдений за динами-
кой процессов курумового морфолитогенеза, на которых производились
измерения величины переноса курумового материала в результате скло-
нового перемещения грубообломочного чехла, подкурумового выноса
мелкозема и ледового разноса.

Ниже приводится подсчет объема перемещаемого материала в водо-
хранилище Колымской ГЭС. Поскольку в этом районе распространены
три типа курумов и перемещение материала в водохранилище осущест-
вляется тремя процессами, итоговая величина будет представлять собой
•сумму девяти слагаемых.

Скорость движения обломочного чехла определялась методами про-
крашенных склоновых створов (6 измерений), траншей-ловушек (2 изме-
рения), экранов (10 измерений) и дендрохронологическим (3 измерения).
Данные по средним скоростям движения обломочного материала куру-
мов приведены в табл. 1. При проведении измерений мы руководствова-
лись методиками, описанными в работах Е. А. Толстых [4] и А. А. Лу-
кашова, Н. А. Подугольниковой [5]. Зная длину береговой линии, прихо-
дящейся на каждый тип курумов, и среднюю объемную скорость их дви-
жения. получаем ежегодные объемы переносимого материала: 308,0 для
гранитных курумов, 47,3 для андезитовых и 148,4 м3 для курумов на гли-
нистых сланцах.

Определение интенсивности подкурумового выноса мелкозема про-
изводилось двумя способами. Первый — по скорости накопления в спе-
циальном лотке, установленном на одном из ручьев, производящих вынос
мелкозема. Объем вынесенного за год материала составил 43 дм3. На
километровом участке склона было обнаружено «на слух» 40 ручьев. Де-
лая допущение, что в среднем они выносят такое же количество мелко-
зема, получаем величину 1,72 м3 на 1 км склона, что соответствует сум-
марному выносу в водохранилище с гранитных курумов 120,4 м3/год.

Второй способ — по скорости накопления мелкозема в шурфах, прой-
денных на гранитном куруме в 1969 г. При обследовании в 1982 г. все
шурфы оказались занесенными мелкоземом, в котором на различных
глубинах были встречены обрывки проводов, трос, что указывает на об-
разование толщи после проходки шурфов. Средняя величина ежегодного
накопления составляет 4,4 см. Беря для расчетов сечение шурфа в 1 м2,
получаем скорость накопления — 0,044 м3/год. Наличие шурфов вызвало
повышенную глубину протаивания вокруг них и обусловило возникнове-
ние наклона подошвы сезонно-талого слоя к ним и концентрацию подку-
румового выноса. Делая допущение, что один ручей приходится на 25 м
склона, получаем величину выноса на 1 км—1,76 м3/год, что соответст-
вует ежегодному выносу с гранитных курумов 123,2 м3.

Наблюдения за интенсивностью подкурумового выноса на курумах
из глинистых сланцев и андезитов не проводились. Для дальнейших рас-
четов по андезитовым курумам взята цифра выноса одним ручьем 20 дм3,
так как андезиты, являясь мономинеральной породой, продуцируют зна-
чительно меньше мелкозема, чем граниты [6]. После вычислений полу-
чена величина 8 м3/год. Для расчетов выноса на сланцевых курумах взя-
та величина выноса одним ручьем 30 дм3. При выветривании сланцы дают
значительно больше мелкозема, чем андезиты, но глинистый его состав
затрудняет подкурумовый вынос [7]. По нашим подсчетам, величина вы-
носа для 53 км береговой линии, занятой курумами из глинистых слан-
цев, составляет 63,2 м3/год. Суммарный вынос мелкозема из-под курумов
в водохранилище Колымской ГЭС составляет 192 м3/год.

Изучение ледового разноса на водохранилище показало его высокую
интенсивность. При замерзании и последующем понижении уровня во-
дохранилища происходит оседание льда на берегах в виде полос, созда-
ющих концентрические ярусы. При дальнейшем понижении уровня под
действием силы тяжести лед обрушивается, увлекая за собой обломки.
Затем, после оседания и отрыва первой полосы, образуется новая кром-
ка льда, смерзшегося с берегом; понижение уровня вызывает обрушение
второй полосы и т. д. Весной, во время подъема уровня при паводке, так-
же происходит отрыв смерзшихся со льдом обломков. По мнению
Е. Е. Минервиной и Г. Р. Хоситашвили [8], изучавших переформирова-
ние берегов горных водохранилищ Грузии, процесс «ледовой абразии»
наскальных берегах способствует отделению обломков до 0,5 м толщи-
ной. Однако здесь речь идет о вырывании куска породы из скального
берегового массива, в куруме же обломки не связаны между собой и их
отделение от берега требует лишь преодоления силы тяжести. Наблю-
дения за интенсивностью ледового разноса велись на двух участках. На
гранитном куруме размер обломков оказался в средне^ равным 35 см.
В куруме на глинистых сланцах размер обломков по разным осям ока-
зался резко отличным. В качестве среднестатистической взята отдель-
ность с размерами 15X10X3 см. Затем через метр были проведены вер-
тикальные параллельные линии шириной 10 см. Предполагалось, что на
гранитном куруме в прокрашенную полосу попадает каждый третий об-
ломок. Отдельности глинистых сланцев обычно лежат на склоне плос-
кой стороной, поэтому для вычислений коэффициент кратности принят
равным восьми. Длина створов равнялась 100 на гранитном куруме и
25 м на глинистых сланцах.
Таблица 2

Годовой объем материала, перемещаемого с различных курумов в водохранилище
Колымской ГЭС, м3

Коренная порода	Склоновое перемеще- ние	Подкур умовый ВЫНОС	Ледовый разнос	Итого
Граниты	308,0	121,8	270,1	699,9
Глинистые сланцы	148,4	63,6	167,9	379,9
Андезиты	47,3	8,0	42,5	97,8
Итого:	503,7	193,4	480,5	1177,6

По истечении одного годового цикла, т. е. ледостава и ледохода, было
обнаружено, что с прокрашенных полос снесено 3 обломка на первом
створе и 22 на втором. После вычислений получаем цифры объемов сне-
сенного материала для 1 км береговой линии — соответственно 2,86 и
3,17 м3/год. Суммарный снос с гранитных курумов равен, следовательно,
270,1 м3/год, величина ледового разноса для курумов на глинистых слан-
цах равна 167,9 м3/год.

На андезитовых курумах маркировка обломков с целью определения
величины ледового разноса не проводилась. Используя для расчетов ин-
тенсивность переноса на гранитных курумах, получаем величину
42,5 м3/год. Цифры объемов ледового разноса требуют некоторых пояс-
нений. Во-первых, здесь не учтен материал, который может быть прине-
сен в водохранилище льдинами с верхнего течения реки. Во-вторых, часть
обломков могла быть отложена на прокрашенные полосы. В-третьих, од-
ного года наблюдений недостаточно для широких обобщений, необходим
цикл не менее пяти — семи лет. Пока не установлено, когда происходит
отрыв основной массы обломков — в период ледостава или ледохода.
Видимо, это зависит от ряда условий (частоты, величины и скорости ко-
лебаний уровня, погоды и т. д.). Наблюдения, проведенные на водохра-
нилище в зимний период, показали, что основная часть заберегов после
понижения уровня не отрывается, а просто ложится на склон. Весной
в результате повышения уровня сначала появляются закраины, когда ле-
дяной припай лежит на дне, постепенно всплывая. Возможно, существу-
ют условия более благоприятные для смерзания льда с донным обломоч-
ным материалом. В этом случае роль ледового разноса в перемещении
материала курумов значительно возрастает. Суммарные величины пере-
носа материала за счет процессов курумового морфолитогенеза отра-
жены в табл. 2.

Произведем расчеты величины влияния курумов на объем водохра-
нилища. Площадь затопленных курумов при средней крутизне склонов
30° составит —32 км2. По данным шурфовки, в среднем льдистость гру-
бообломочной массы составляет 5—15% от объема склонового чехла.
Мощность грубообломочного чехла составляет в нижних частях склонов
в среднем 5—10, достигая 15,5 м. Учитывая, что затоплению подвергают-
ся именно нижние части склонов, берем для прикидочных расчетов мощ-
ность, равную 10 м. В результате вычислений получаем объем затоплен-
ной грубообломочной массы курумов 0,3 км3, что при 10% льдистости со-
ответствует объему льда 0,03 км3. Его вытаивание приведет к увеличению
объема чаши. При сравнении процессов заполнения чаши водохранилища
в результате перемещения курумового материала и увеличения объема
вследствие вытаивания гольцового льда и просадки грубообломочной
массы видно, что интенсивность второго процесса на несколько порядков
выше. Даже учитывая, что процесс заполнения чаши курумовым мате-
риалом повторяется ежегодно, а вытаивание курумового льда происхо-
дит лишь один раз, можно сделать вывод, что влияние курумов за воз-
можный период эксплуатации Колымской ГЭС однозначно.

Таким образом, взаимодействие курумов с водохранилищем приведет
к некоторому увеличению объема его чаши.
ЛИТЕРАТУРА

1.	Дьяконов К. Н. Некоторые итоги изучения влияния водохранилищ Волжске-Камско-
го каскада на природные условия окружающих территорий.— Водные ресурсы,
1977, № 1, с. 45.

2	Оловин Б. А., Медведев Б. А. Динамика температурного поля плотины Вилюйской
ГЭС. Новосибирск: Наука, 1980. 47 с.

3.	Вендров С. Л., Дьяконов К. Н. Водохранилища и окружающая природная среда.
М.: Наука, 1976. 135 с.

4	Толстых Е. А. Новое в измерении скорости движения грубообломочного материала
на склонах (по материалам стационаров в Прибайкальской зоне БАМ).— В кн.: Тео-
ретические и методические проблемы повышения эффективности и качества инженер-
но-геологических исследований. Ростов-на-Дону, 1980, с. 79.

5.	Лукашов А. А., Подугольникова Н. А. Расчет скоростей смещения склонового чехла
по деформации даурской лиственницы.— В кн.: Геоморфологические и гидрологиче-
ские исследования. М.: Изд-во МГУ, 1968, с. 87.

6.	Данилов И. Д. Полярный лйтогенез. М.: Недра, 1978. 238 с.

7.	Тюрин А. И., Романовский И. Н., Полтев Н. Ф. Мерзлотно-фациальный анализ куру-
мов. М.: Наука, 1982. 150 с.

8.	Минервина Е. Е., Хоситашвили Г. Р. Переформирование берегов горных водохра-
нилищ. М.: Энергия, 1974. 185 с.

Тихоокеанский институт	Поступила в редакцию

географии ДВНЦ АН СССР	30.XI.1983

FORECAST OF ROCK STREAMS IMPACT ON STORAGE RESERVOIR VOLUME

govorushko s. M*

Summary

Water storage filling- activizes rock streams and rock fields development. The latter’s
imfluence on the reservoirs volume depends on two opposite processes. A basin volume
decreases due to its filling with rock debris brought by mass movement process, with
thin particles washed from under the rock fields and with ice rafted blocks At the same
time the volume increases as a result of ice melting from submerged rock fields and sub-
sequent blocks collapse. From the author’s calculations follows that the water storage
reservoir of the Kolyma Hydroelectric Power Station will somewhat increase its volume
due to its interaction with the rock streams.

УДК 551.312.3:553.068.54

КЛЕНОВ В. И.

ВЛИЯНИЕ РЕЖИМА ВРЕЗАНИЯ РЕЧНОЙ ДОЛИНЫ
НА ФОРМИРОВАНИЕ РОССЫПЕЙ

Перемещение полезного компонента Ь процессе врезания долины
включает в себя две составляющих: проекцию с более высоких уровней
врезания на низкие и перемещение полезного компонента россыпи вдоль
долины [1]. Наша задача ограничивается изучением влияния режима
врезания речной долины на проекцию россыпи, т. е. на перемещение по-
лезного компонента при развитии поперечного профиля долины.

Отсутствие достаточно полных данных по истории речных долин за-
ставляет имитировать эту историю, основываясь на самом факте нали-
чия террас и на предположении о стационарности режима врезания.
В первом приближении допускается, что частота изменения ширины
днища долины во времени соответствует превышениям между низкими
террасами (порядка нескольких метров). Это подтверждается редкими
случаями сохранения серий высо'ких террас с незначительными относи-
тельными превышениями. Характер задачи ведет к необходимости ис-
пользования методов статистического моделирования.
Моделируется эволюция россыпи в условиях развития поперечного
сечения долины при ее врезании. Начальное состояние модели соответ-
ствует поверхности выравнивания с приуроченным к ней коренным источ-
ником. При развитии поперечного профиля происходят изменение шири-
ны днища и его боковое смещение относительно оси долины под
влиянием процессов меандрирования. Режим изменения ширины дни-
ща во времени и его случайное боковое смещение имитируются стацио-
нарными случайными последовательностями, генерируемыми на ЭВМ.
Интервал врезания и крутизна склонов предполагаются постоянными.
Изменение отношения между средней по времени шириной днища и по-
стоянным интервалом врезания позволяет имитировать развитие попе-
речного профиля в долинах рек различных размеров.

Режим врезания речной долины сказывается на эволюции россыпи.
Участки повышенной концентрации полезного компонента образуются у
подножий коренных склонов и склонов террас, поскольку материал, на-
ходящийся в зоне действия склоновой денудации, перемещается вниз пб
склону к его подножью, т. е. по направлению к оси долины. В то же вре-
мя перемещение полезного компонента, находящегося в зоне действия
флювиальной денудации, происходит в вертикальном направлении. Мо-
делирование показывает, что сочетание этих перемещений при длитель-
ном врезании в условиях переменной ширины днища приводит к общему
смещению тяжелых минералов по направлению к оси долины, а также к
образованию одного или нескольких участков повышенной концентра-
ции — «струй». Очевидно, эффективность этих процессов зависит от мно-
гократности изменений ширины днища и от амплитуды этих изменений.
Рассматриваются два основных вопроса: эволюция россыпи по времени
и влияние размеров долины на строение россыпи, точнее ее поперечного
сечения.

Результаты моделирования эволюции россыпи во времени для ряда
последовательных временных срезов представлены на рис. 1. Здесь же
отражена и динамика террасового комплекса, т. е. изменение во време-
ни количества террас на различных бортах поперечного профиля доли-
ны. Начальное распределение полезного компонента на поперечном про-
филе (на плоских водоразделах) принимается равномерным.

Длительное действие описанного выше механизма перераспределе-
ния полезного компонента на поперечном профиле приводит к образо-
ванию нескольких участков повышенной концентрации — струй. Эволю-
ция россыпи включает две основных стадии. На стадии наличия в доли-
не участков плоских водоразделов с приуроченным к ним коренным ис-
точником происходят как концентрация полезного компонента в несколь-
ких основных струях, так и образование новых участков концентрации
за счет разрушения коренных источников. Можно проследить, что отдель-
ные струи постепенно смещаются к оси долины. На второй стадии, т. е.
после полного разрушения коренных источников, происходит дальнейшая
концентрация россыпи сначала в три, а затем в одну струю, приурочен-
ную к днищу долины.

Рассмотрим зависимость строения россыпи от размеров долины.
С этой целью моделируется серия поперечных профилей долины на осно-
ве использования одной и той же стационарной случайной последова-
тельности, имитирующей изменение ширины днища во времени. Измене-
ние средней ширины днища, т. е. размеров долины, достигается вводом
поправочных коэффициентов на каждом профиле, для всех значений
последовательности. В то же время развитие во времени процессов слу-
чайного бокового смещения днища на каждом поперечном профиле пред-
полагается независимым. Серия проекций поперечных профилей
(рис. 2) располагается в порядке увеличения средней ширины днища.
Можно видеть, что при малой ширине днища образуется одна струя рос-
сыпи, приуроченная к днищу долины. С увеличением ширины днища чис-
ло струй возрастает. Наибольшая концентрация полезного компонента
происходит в днище долины. Содержание его на террасах значительно
меньше. Моделирование показывает, что с увеличением ширины днища
террас

* Рис. 1. Развитие поперечного сечения россыпи во времени

1 — участки плоских водоразделов, 2 —россыпь, 3 — террасы левого борта, 4 — тер-
расы правого борта

и ширины террасового комплекса участки концентрации (струи) занима-
ют все меньшую часть долины. Выявлено также, что при уничтожении
коренного источника высокие террасы не имеют россыпей. При модели-
ровании зафиксированы случаи, когда основная струя россыпи переходит
с днища долины на низкие террасы и обратно. Приведенные результаты
согласуются с особенностя?ли распределения полезного компонента в ре-
альных долинах, в долинах рек различных порядков [2].

Расположение россыпи в современном днище зависит от отношения'
его ширины и величины бокового смещения ко всей предыдущей истории
врезания реки. Например, при значительном расширении днища на со-
временном этапе россыпь занимает только его незначительную часть.
Если же в настоящее время происходит интенсивное боковое смещение
|y viz I—к I ° °Ij ES2U LMhly

Puc. 2. Строение россыпи при изменений ширины днища
1 — водоразделы, 2 — склоны, 3 — террасы, 4 — днище, 5 — россыпь

днища, т. е. подмыв одного из бортов долины, то россыпь будет располо*
жена ближе к противоположному борту.

Наконец, достаточно очевидно, что параметры россыпи зависят от
крутизны склонов долины, поскольку уменьшение крутизны склонов уси-
ливает процессы концентрации полезного компонента. Напротив, в от-
носительно крутосклонных долинах намечается тенденция к увеличению
числа струй, часть которых приурочена к террасовому комплексу.

Основной вывод заключается в том, что режим врезания речной до-
лины, большей частью не зафиксированный в сохранившихся террасах,
тем не менее оказывает существенное влияние на процессы эволюции
россыпей и их современное строение. Изменение ширины днища во вре-
мени, сопровождающееся процессами образования и разрушения тер-
рас, является важным самостоятельным фактором перераспределения
полезного компонента на днище долины и террасах. Существует общая
тенденция к концентрации россыпи в одну или несколько струй, приуро-
ченных большей частью к днищу долины и низким террасам.

Разумеется, иное строение коренных источников вносит коррективы в
полученные результаты, что также можно установить путем моделиро-
вания.
ЛИТЕРАТУРА

1.	Трушков Ю. Н. Эволюция и механизм образования россыпей кай проекций разру-
шенных коренных источников на тальвеги долин.— В кн.: Поиск и опыт реконструк-
ции коренных источников золота по разведанным россыпям. Якутск: Якутский фи-
лиал СО АН СССР, 1975, с. И.

2.	Синюгина Е. Я. Распределение тяжелых минералов в аллювиальных россыпях в свя-
си с особенностями их формирования.— В кн.: Формирование россыпей в речных
долинах. М.: МГУ, 1980, с. 59.

Московский государственный	Поступила в редакцию

университет,
Географический факультет

24.11.1982

RIVER DOWNCUTTING REGIME IMPACT ON PLACERS FORMATION

KLENOV V. I.

Summary

In the process of river valley downcutting its floor width varies in time and the floor
itself migrates laterally due to channel meandering. Those processes are not usually ref-
lected in terraces series, though they affect essentially the placers evolution. The process,
of the valley cross-section and placer evolution is simulated by a computer. The model
proved the stream downcutting regime to be independent factor of the useful component
redistribution, which control the component concentration into one or several bands mostly
at the valley’s floor. A placer’s structure depends on the valley size, downcutting duration
and degree of the source preservation.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ

№ 2

апрель — июнь

1984.

МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

УДК 551.4:528.067.4

ЛАСТОЧКИН А. Н.

СИСТЕМНО-СТРУКТУРНАЯ ОРИЕНТАЦИЯ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО КАРТОГРАФИРОВАНИЯ

Завоевавшая всеобщее признание и активно проникающая сейчас’в
геоморфологию системная концепция предоставляет возможность соз-
дать общенаучную дисциплину, которая опирается на один из важней-
ших системных принципов — принцип структурирования, заключающий-
ся в разработке формализованных и универсальных моделей. В геомор-
фологий такими моделями должны стать карты, отражающие морфоло-
гию земной поверхности (ЗП), т. е. ту характеристику рельефа, которая
в отличие от неоднозначно устанавливаемых историко-генетических ха-
рактеристик может быть подвергнута необходимой формализации. Кар-
ты, составленные по морфологическому принципу, могут явиться той
объективной фактологической базой, которая обеспечит обоснованность
динамических и историко-генетических определений, прогнозов объектов,
явлений и процессов, имеющих практический интерес.

Следуя системным представлениям, проблему исследования и кар-
тографирования рельефа можно свести к трем задачам: а) элементари-
зация — наиболее целесообразное расчленение ЗП на составляющие ее
элементы, б) «организация» этих элементов — их строгое определение
(формализация), систематизация, индексирование и унифицированное
отражение на карте и в) синтетическое изучение изображенного на карте
состава и строения ЗП с динамической интерпретацией морфологической
структуры и выделением геосистем.

Элементаризация земной поверхности предусматривает строгую на-
учную идеализацию ЗП, проводимую с помощью метода упрощения —
сознательного замещения ее неконтролируемой сложности системой, ко-
торая, будучи адекватной ей только в отношении выбранных и анализи-
руемых ее показателей, обладает уже вполне контролируемой и подда-
ющейся «организации» сложностью [1]. Своеобразные предшественники
элементаризации — постоянно осуществляемые в геоморфологии про-
цедуры расчленения ЗП (на «грани», поверхности выравнивания, гео-
морфологические районы и т. д.), без которых немыслимо создание карт
по любому принципу.

Этому «дискретному» подходу противопоставляется сейчас изучение
«единой и непрерывной» ЗП [2]. Сама постановка вопроса о таком изу-
чении естественно вытекает из рассмотренного ранее [3] смешения по-
нятий «земная поверхность» и «рельеф» (с использованием таких не
имеющих смысла словосочетаний, как «поверхность рельефа», «структу-
ра рельефа») и из ошибочных представлений о том, что рельефу присущи
одновременно два равноправных аспекта: непрерывность и дискретность
[2]. Если говорить о ЗП, то ее непрерывность является не одним из этих
аспектов, а единственным и важнейшим атрибутом. Дискретизация —
это способ абстрагирования при изучении состава и строения ЗП и его
картографическом моделировании. Не развертывая критику данного на-
правления [2], отметим лишь, что называть его «структурным анализом
рельефа» нельзя хотя бы потому, что сама процедура структурирования
обязательно подразумевает разделение объекта исследования на состав-
ляющие его инградиенты.
Основные показатели земной поверхности и отражающие их карты,
используемые для выделения структурных линий

Основные показатели земной поверхности	Карты, используемые для выде- ления структурных линий	Структурные линии		
		типы	виды	индек- сы
Абсолютная высота или глубина (Н)	Исходная топографическая или батиметрическая карта (карта топографической поверхности)	I	Гребневые линии	
			Килевые линии	Ь2
Первая производная от высоты или глубины (#')	Карта градиентов топогра- фической поверхности	II	Линии максималь- ных уклонов	^3
			Линии минималь- ных уклонов	^4
Вторая производная от вы- соты или глубины (Н ")	Карта градиентов изогра- диентной поверхности	III	Линии выпуклых перегибов	Ь5
			Линии вогнутых перегибов	^6

Предложенное с позиций концепции «геометризации» определение
рельефа как совокупности частей ЗП и их связей [3] можно сформули-
ровать более кратко: рельеф есть состав и структура ЗП. Под составом
понимается единство однозначно выделяемых точечных, линейных и
площадных элементов, совокупность которых составляет жесткий (инва-
риантный) каркас ЗП. К этим элементам относятся характерные точки
(XT), структурные (названные нами ранее [4, 5] отличительными) ли-
нии (СЛ), а также заключенные между ними части ЗП — элементарные
поверхности (ЭП). Инвариантность данных элементов проявляется не в
том, что они относительно устойчивы к воздействию рельефообразую-
щих процессов 12], а в их относительной независимости от положения
ЗП в пространствё.

В соответствии с постулатами системной концепции [1] ЗП, как лю-
бой другой реально существующий объект, может быть охарактеризова-
на бесконечным количеством объективно равнозначных параметров. Но
для изучения состава и строения ЗП они имеют различную важность или
продпочтительность. Среди них не только в морфометрии, но и во всем
комплексе геоморфологических исследований и картографирования по-
стоянное и особое внимание обращается на три показателя ЗП, значения
которых анализируются и широко, хотя довольно произвольно, интерпре-
тируются с самых разных позиций. К этим основным показателям отно-
сятся имеющие очевидную предпочтительность абсолютная высота (глу-
бина) (Я), рассматриваемая в качестве непрерывной функции плановых
координат и первая производная от этой функции или градиенты (укло-
ны) (Я7), а также вторая производная от этой функции (Я77), макси-
мальные значения которой фиксируют все границы (выпуклые и вогну-
тые перегибы), проводимые на современных аналитических картах, по-
строенных по морфогенетическому принципу.

XT и СЛ однозначно выделяются по признаку экстремальности в (на)
них значений основных показателей ЗП. Наряду с экстремальностью эти
показатели могут принимать разные значения в пределах каждой из СЛ
и ограниченных ими ЭП, что позволяет рассматривать те и другие в ка-
честве своеобразных инвариантов ЗП. Однозначность членения послед-
ней на ЭП обеспечивается однозначностью трассирования СЛ и выделе-
ния XT. Различаются три типа и шесть видов СЛ. Они трассируются на
картах, отражающих основные показатели ЗП (таблица), по единым
рассмотренным ранее (применительно к отличительным линиям на шель-
фе [4, 5]) правилам.
Гребневые (L4) и килевые (Л2) линий включают в себя оси четко вы-
раженных вытянутых форм разного знака, а также тальвеги рек и водо-
разделы, но не тождественны им, так как могут быть трассированы да-
леко за их пределами, в том числе и там, где отсутствует явная анизотро-
пия в изменении Н (орографическая линейность и даже зональность), а
также названные элементы строения гидросети (в аридных областях
на суше, на подводной поверхности шельфа, континентального склона и
ложа океана). Эти элементы выделяются и анализируются довольно
давно, фигурируя под разными названиями в работах по топографии
(структурные линии), геоморфологии суши (оро- и гидрографические
линии) и шельфа (отличительные линии III рода), структурной геомор-
фологии (оси морфоструктурных зон или волнообразных деформаций)
и неотектонике (неоструктурные линии).

Линии максимальных (L3) и минимальных (L4) уклонов были впер-
вые выделены на абразионно-аккумулятивных шельфах в качестве от-
личительных линий I рода [4, 5]. Их повсеместное распространение опре-
деляется сложным характером поперечных профилей практически йсех
склонов не только в субаквальном, но и субаэральном рельефе, на кото-
рых чередуются зоны с меньшими и большими уклонами. Оси этих зон
или СЛ II типа проходят по точкам с экстремальными (в этих зонах)
значениями Н' на карте градиентов топографической (термин П. К. Со-
болевского [2]) поверхности.

По своему значению анализ линий выпуклых (Л5) и вогнутых (А6)
перегибов в геоморфологическом картографировании сравнивается [6]
с изучением контактов в геологии. Бровки и тыловые швы разных по ге-
незису и возрасту поверхностей выравнивания на суше трассируются по
аэрофото- и топографическим материалам. Контрастно проступающие в
батиметрии перегибы изображаются на морских картах в качестве СЛ —
бровок и подножий. Выраженные в неявной форме и недоступные для
визуального прослеживания линейные элементы данного типа выделя-
лись только на шельфе в виде отличительных линий II родй [4, 5].
И. Г. Черванев [2] считает, что линии L5 и Le не являются структурными
элементами, потому что они не образуют древовидных и связных сетей
и, следовательно, не могут быть подобно тальвегам рек и водоразделам
разделены на порядки. Эти соображения, относящиеся также к линиям
L3 и Ь4, нельзя рассматривать в качестве аргументов за исключение их
из структурного анализа ЗП. Перегибы, так же как линий экстремаль-
ных уклонов, являются неотъемлемыми элементами морфологической
системы в целом (а не гидросети) в любом, в том числе эрозионно-акку-
мулятивном рельефе, где бровки и тыловые швы речных террас, чёреду-
ющиеся с линиями Ls и L4, несут в себе ценную историко-генетическую
информацию. СЛ III типа трассируются по картам градиентов изогради-
ентной (термин М. В. Гзовского [5]) поверхности.

«Организация» элементов морфологической системы. В результате
проведения СЛ всех типов ЗП естественно расчленяется на составляю-
щие ее элементы. «Организация» XT и ЭП согласована с уже осущест-
вленной систематизацией и индексированием СЛ (таблица).

Наряду со СЛ — ребрами жесткого каркаса ЗП, проведенными по
точкам с экстремальными значениями Я, Н', Н", в качестве самостоя-
тельных точечных элементов выделяются XT, обозначаемые индексом С.
Типы XT как возможные пересечения и сочленения СЛ всех видов вы-
явлены в соответствии с приемом системного анализа, названным мето-
дом полной группы [1] (рис. 1).

Продолжая уже использованную аналогию с элементами конечных
фигур (в частности, кристаллов) \ некоторые из XT можно назвать вер-
шинами. К ним прежде всего относятся точки с экстремальными значе-
ниями Н на положительных и отрицательных ундуляциях гребневых
(С4+ и С с) и килевых (С2+ и С2”) линий. Единственными XT, располо-

1 Условность данной анологии заключается в том, что ребра ЗП не прямолиней-
ны, а заключенные между ними ЭП не являются гранями — плоскостями.

4 Геоморфология, № 2

49
женными за пределами СЛ, являются вершины с экстремальными значе-
ниями Н на изометричных положительных (Со+) и отрицательных (Со~)
формах. Узлами называются точки пересечения и сочленения линий рав-
ного типа. Точки взаимного пересечения гребневых и килевых линий, ли-
ний выпуклых и вогнутых перегибов и всех С Л I и II типов относятся
как к вершинам, так и к узлам. Вершины-узлы и С2_2 образуются
на пересечении двух линий одного вида (Lt или L2). Ранее они выделя-
лись в качестве оро- и гидрографических узлов [4]. Собственно узлами
следует считать точки взаимного пересечения линий L3 и L4 и точки их

Рис, 1. Полная группа характерных точек, их индексация и систе-
матика

1 — вершины, 2 — узлы, 3 — вершины-узлы

пересечения со всеми СЛ других видов. Наряду с рассмотренными узла-
ми и вершинами-узлами, относящимися к точкам пересечения двух СЛ,
широко распространены точки сочленения линий одного вида, обознача-
емые индексами С. Они фиксируют соединение линий одного вида, не
продолжающихся по другую сторону от каждой из этих точек.

Выделение и типизация на современных аналитических картах «гра-
ней» по признаку их положения в пространстве (по уклонам) на субго-
ризонтальные и наклонные производятся не унифицированно. Казалось
бы, простая задача приближенного отражения ЗП совокупностью «гра-
ней» со строгим их разделением на основе количественной оценки укло-
нов оказалась неразрешимой, так как общие интервалы значений укло-
нов для каждой из групп поверхностей даже на соседних, но по-разному
террасированных и расчлененных территориях установить невозможно.
Это объясняется тем, что на самом деле выделение «граней» осущест-
вляется не по одному, а по двум разным и часто несовместимым призна-
кам: в зависимости от условно выбранных (на разных территориях, раз-
ными авторами и при разных масштабах картографирования) интерва-
лов уклонов и по положению «граней» относительно С Л L5 и L6. Нами же
предлагается в качестве принципа типизации ЭП не их положение в
абстрактном пространстве, а их позиция в морфологической системе от-
носительно других ее элементов.

Аппроксимирование ЗП набором плоскостей только двух типов не мо-
жет обеспечить отражение всего многообразия в ее строении и часто на-
ходится в явном противоречии с последним. Признание достаточным для
аналитического картографирования такого ограниченного набора «гра-
ней» исходит не из объективных особенностей этого строения, а из гос-
подствующих, хотя и субъективных представлений о повсеместной терра-
сированное™ ЗП. В соответствии с ними ЗП может быть повсеместно
представлена чередованием близких к горизонтальным поверхностей вы-
равнивания и разделяющих их наклонных и субвертикальных поверхно-
стей. Кроме общего замечания о методологически ошибочном пути в опи-
сании и картографировании морфологии, основанном на какой-либо ге-
нетической концепции, отметим, что данные представления не примени-
мы к субаквальному рельефу. Нельзя признать их универсальными и для
суши.

Если субгоризонтальные поверхности на аналитических картах мож-
но с большой долей условности называть гранями, то любая наклонная
и тем более субвертикальная поверхность на этих картах, имеющая •
обычно криволинейные границы при всех допущениях не может считать-
ся гранью (плоскостью). На геоморфологической карте, претендующей
на достоверное и полное отражение морфологии ЗП, последняя не может
быть представлена в виде набора плоскостей, особенно в пределах тех
широко распространенных фрагментов, которые могут быть описаны
только уравнениями второго порядка. И вообще сам путь аппроксимиро-
вания ЗП при изучении ее строения набором каких-либо (пусть самых
сложных) поверхностей нельзя признать оправданным не только из-за
его трудоемкости, сколько из-за того, что этим самым навязываются уже
не генетические, а геометрические образы. Морфология ЗП должна от-
ражаться на карте в виде совокупности естественно вычленяющихся ее
элементов.

Обозначения ЭП находятся в соответствии с индексами ограничиваю-
щих их с двух сторон СЛ (рис. 2, верхняя часть). Индекс Рп_т означает,
что линия Ln ограничивает эту поверхность сверху, а линия Lm— снизу.
Боковые ограничения проводятся по линиям тока [7], восстановленным
из конечной точки каждой СЛ вверх и вниз по склону вплоть до их пере-
сечения со смежными СЛ. Среди площадных элементов имеются ЭПГ
ограниченные одной замкнутой СЛ на отрицательных и положительных
формах с вершинами Со“ и Со+ (Рп_0, Ро-п) и без таковых. В последнем
случае эти формы обозначаются на рис. 2 знаками «+» и «—», а ограни-
ченным С Л L5 и Ц ЭП придаются индексы Р+5 и Р_в. Все остальные раз-
новидности ЭП Р+п и Р_п, предусматриваемые в качестве возможных в
полной группе, не могут рассматриваться как неделимые элементы, так
как переход от плоских или выположенных ЭП (вершин и днищ) к ЭП
любого типа осуществляется только через СЛ Ь5 и Le. Из полной группы
ЭП могут быть также заведомо исключены не существующие в природе
варианты: Рп_т (при т=1, /1=2, 3..., 6) и Рп-т (при /1 = 2, /п=1, 3..., 6),.
Po-i и Р2-0. Не являются неделимыми элементами поверхности Р3_3 и
Р4_4, фигурирующие в литературе в качестве вогнуто-выпуклых, выпук-
ло-вогнутых или сложных склонов [8].

Приведенные перечни точечных, линейных и площадных элементов
(таблица, рис. 1, 2) являются основой для создания универсальной ле-
генды геоморфологической карты, составляемой по морфологическому
принципу (морфологической карты). Не имея возможности привести
здесь легенду и иллюстрирующие ее фрагменты морфологических карт,
отметим лишь, что подбор средств картографического отображения под-
чинен на ней цели оптимального отражения как состава, так и структуры
ЗП. Следует также оговорить, что изображение на морфологической
карте всех элементов и их пространственных связей в значительной мере '
определяется подробностью изображения ЗП на исходных топографиче-
ских (гидрографических) картах разного масштаба.

Таким образом, предлагается переход от богатого, но крайне рас-
плывчатого языка качественных определений в громоздких легендах гео-
морфологических карт, а также от хотя и количественного, но узко спе-
циализированного (направленного на отражение отдельных параметров

Типы и виды структур- ных линий и точек		I	К	Ш
			^z	C3	L	ч	L6
I	^7		—	
	^2	PJ~2 ::	p3-z	P	P  <-2	5 2	6~Z
И	L3	P,-3 ::	L: = : = = -==~::::z:	Л	\-3	P5~3	P6-3
	Ly		•' ।	—	P5-4	P6~4
Ш	Со	”,-5	p‘	1-5	P5~5	P6~5
		p1-6	::	p3-e p	4-6	P56	P6~6
со			POZ	P0-3	o-u po-s P0~6
(+)								:::::	p
				u		:::::
Со		P7~O -	:::::::: P™ P	4 0	P5O	P6O
(-)			—	

* Рис. 2. Полная группа элементарных поверхностей, их индексация

или элементов ЗП) и в связи с этим неоправданно абстрагированного от
ЗП языка морфометрических' построений к новому системному языку.
Ограниченными средствами этого языка можно отразить многообразный
состав и строение ЗП в любом районе, не теряя при этом точности и не-
посредственной связи с ее конкретными элементами. Рассмотренная со-
вокупность взаимно связанных интерпретированных знаков соответству-
ет представлениям об искусственном языке, служащем научным целям
[9]. Он задан в строго определенной форме, исключающей неоднознач-
ность его понимания и использования и обеспечивающей универсаль-
ность при описании, сравнении и картографировании морфологии. Преи-
мущество этого языка — его независимость от историко-генетических
представлений, опыта исследователя и особенностей изучаемой террито-
рии.
Морфологическая система и вопросы интерпретации структуры ЗП.
Названные преимущества обеспечивают создание объективной фактоло-
гической основы для последующих историко-генетических и динамиче-
ских исследований, открывают новые возможности и методологические
резервы для этих исследований. Актуальность образования такого язы-
ка находится в полном соответствии с «доминирующим направлением»
современной геоморфологии, которое заключается в «генетическом ис-
толковании орографии, т. е. морфологии, взятой в чистом виде» [10,
с. 38].

Полученную в результате сознательного упрощения и идеализации
ЗП статическую и квазицелостную [ 1 ] морфологическую систему следу-
ет рассматривать в качестве формализованной искусственно созданной
познавательной конструкции — модели, изоморфно отражающей реаль-
ное многообразие в составе и строении ЗП. Морфологическая структура
определяется как совокупность запечатленных в СЛ и характеристиках
других элементов ЗП пространственных связей между ними. Условно эти
связи можно разделить на латеральные и вертикальные. В результате
синтетического изучения морфологической системы могут быть выделе-
ны целостные территориальные комплексы — геосистемы или морфоди-
намические системы, в пределах которых устанавливаются определенные
соотношения между составом и строением ЗП и показателями литодина-
мических потоков.

Точечные, линейные и площадные элементы в своей совокупности
создают для каждой геосистемы характерную запись (рисунок), отра-
жающую не только ее явные особенности, но и многие при визуальном
наблюдении необнаруживаемые черты и детали, несущие в себе, не ме-
нее ценную динамическую и историко-генетическую информацию. Само
наличие (или анизотропия в изменении Н, Н', Н") и характер взаимно-
го расположения СЛ разного вида (конгруентность, регулярность; раз-
личные рисунки: радиальные, концентрические, веерообразные и многие
другие) прямо или косвенно указывают на направление литодинамиче-
ских потоков, агенты и процессы, участвующие в рельефообразовании.
В морфодинамическом ключе следует интерпретировать степень анизо-
тропии— выраженность СЛ в ЗП, а также данные о симметрии (асим-
метрии, дисимметрии) фиксируемых ими форм. Таким образом, прояв-
ляются две внешне противоположные функции СЛ. На стадии элемен-
таризации они призваны расчленить ЗП на составляющие ее ЭП, а на ста-
дии интерпретации морфологической системы они выполняют другую
роль — фиксацию пространственных (а через это и динамических) глав-
ным образом латеральных связей между различными и часто удаленны-
ми друг от друга элементами.

До сих пор, за некоторым исключением (анализ оро- и гидрографиче-
ских узлов, устьев рек), в, геоморфологии не уделялось должного внима-
ния изучению точечных элементов. Вместе с тем их положение относи-
тельно друг друга и прочих элементов ЗП, а также количественная оцен-
ка в их пределах основных параметров ЗП являются ценной информаци-
ей, которую необходимо использовать при динамической и генетической
диагностике.

Если латеральные связи (через СЛ) отражают абсолютно господст-
вующую в ЗП ее непрерывность, то в вертикальных соотношениях про-
ступает резко и искусственно усиливаемая в процессе выделения ЭП ее
дискретность. Из отражения на морфологической карте каждой СЛ —
границы ЭП — может быть установлен целый ряд динамических следст-
вий. СЛ L± и L2 разделяют ЭП с разной экспозицией к солнечным лу-
чам, потокам воздушных масс и донным течениям в океане, а следова-
тельно, с разным рельефообразующим эффектом в их пределах соответ-
ствующих геологических процессов. СЛ L3 и L4 фиксируют экстремаль-
ные значения нисходящего литодинамического потока, a L5 И'Ь6 — скач-
кообразное изменение не только его интенсивности, но и качества [8].
СЛ L4 считаются местными, а СЛ L2— общими базисами эрозии (дену-
дации) .
Рис. 3. Систематика элементарных поверхностей

В отличие от латеральных связей между точками ЗП с экстремальны-
ми значениями Н, И' и Н" вертикальные связи устанавливаются между
ЭП, но опять-таки через СЛ — их границы. Они могут быть выявлены и
отражены на морфологической карте в результате анализа взаимного
положения ЭП. Так же как XT и СЛ, площадные элементы четко груп-
пируются в определенные типы и классы (рис. 3). Важнейшие критерии
их систематики — относительное положение ЭП в пределах морфологи-
ческой системы в целом. (общая позиция) и по отношению друг к другу
(частная позиция).

В соответствии с их общей позицией ЭП подразделяются на привер-
шинные, вдольгребневые, собственно склоновые, вдолькилевые и котло-
винные. Многие из перечисленных типов ЭП выделялись и ранее в каче-
стве разновидностей склонов [8]. Исходя из представлений об обяза*
тельной связи нисходящих литодинамических потоков с морфологией ЗП
[10] привершинные ЭП могут считаться начальными или инициальными.
Деятельный или потенциальный поток на ЭП Р0-п радиально направлен
от вершин Со+ к замыкающей ее снизу СЛ. Относительно малыми укло-
нами и интенсивностью потока, а также отсутствием у него центробеж-
ной направленности характеризуются ЭП Р+5. Эти элементы чаще всего
соответствуют устойчивым во времени фрагментам поверхностей вырав-
нивания и литоморфным образованиям с субгоризонтально залегающим
бронирующим горизонтом. На вдольгребневых и собственно, склоновых
ЭП характерна обычно взаимная перпендикулярность в направлении по-
тока и ограничивающих их СЛ. В потоках по вдолькилевым ЭП преоб-
ладает продольная направленность, наряду с которой имеет место и по-
перечная (к СЛ Ь2) составляющая. Суммарный расход вещества опреде-
ляется равнодействующей от уклонов С Л Ь2 и поперечного профиля ЭП
Рп-2- Котловинные поверхности являются конечными (терминальными
[10]) ЭП, для которых свойственно центростремительное перемещение
вещества от замыкающих их сверху СЛ к вершинам Со~. Они соответст-
вуют в плане современным осадкоприемникам или седиментационным
бассейнам разного порядка. На ЭП Р_6 происходит предельное осадкона-
копление, сопровождаемое аккумулятивным выравниванием.

СЛ L3—L6 благодаря однозначности их выделения могут рассматри-
ваться в качестве своеобразных створов на всем пути нисходящего пото-
ка, в которых возможны определения расхода твердого вещества.

По морфологии поперечного профиля ЭП четко подразделяются на
три типа (рис. 3). ЭП первых двух типов характеризуются криволиней-
ными поперечными профилями. У ЭП третьего типа — прямолинейные
поперечные профили, что не дает основание, однако, называть их прямо-
линейными (плоскими, прямыми) склонами [8], так как они являются
чаще всего не плоскостями, а фрагментами конической или другой по-
верхности, называемой в аналитической геометрии линейчатой. Естест-
венное разделение полной группы ЭП по данному принципу близко к
систематике элементов (единиц, сегментов) склона, выполненной Р. Сей-
виджером и А. Янгом [8] и предусматривающей тесйую связь их морфо-
логии с интенсивностью и формой нисходящего потока. Об этой связи ра-
нее писали В. Пенк, А. Болиг и др.

Таким образом, в результате использования двух критериев 35 ЭП
сгруппированы в 15 классов. Внутри классов виды ЭП расположены в за-
висимости от их частной позиции — крутизны каждой ЭП, соотнесенной
с уклонами сложных (выше и ниже расположенных на склоне) ЭП. Срав-
нение уклонов каждой данной поверхности Рп-т с вышерасположенной
ЭП позволяет судить о начальных характеристиках проходящего через
верхний створ (СЛ Ln при п=^1, 2) нисходящего потока. Относительная
крутизна ниже расположенной ЭП в значительной мере определяет ха-
рактеристики потока на выходе с изучаемой ЭП при пересечении им ниж-
него створа (СЛ Lmi при т=£Л, 2).

Динамическая интерпретация морфологической системы в рамках
только формирующегося сейчас морфодинамического анализа не ограни-
чивается изучением лишь нисходящих литодинамических потоков. В от-
личие от морфологического анализа В. Пенка и морфоструктурного ана-
лиза И. П. Герасимова и Ю. А. Мещерякова, направленных на выявле-
ние структурно-тектонического фактора геоморфогенеза, перед морфоди-
намическим анализом стоят задачи исследования рельефообразующего
эффекта (прямая задача) и прогноза (обратная задача) всей совокуп-
ности взаимодействующих литодинамических и геодйнамических процес-
сов, заключающихся не только в движении и превращениях литосферно-
го вещества, но и в перемещениях (смещениях и замещениях) ЗП с их
вертикальной и горизонтальной составляющими [И]. При этом для изу-
чения вертикальных перемещений ЗП следует всесторонне использовать
богатый опыт геоморфологических исследований, а направленность и ха-
рактер горизонтальных перемещений позволит определять анализ вза-
имного планового расположения СЛ и методический аппарат учения о
симметрии (криволинейной симметрии, трансляции и др.). В качестве
одной из'первых и далеко не совершенных попыток решения названных
задач можно считать многоцелевое изучение СЛ L3—L6 для анализа
рельефообразующего эффекта колебаний уровня Балтийского моря,
абсолютной датировки древнебереговых образований, количественной
оценки (в абсолютных величинах) скоростей и градиентов скоростей тек-
тонических и гляциоизостатических движений с вытекающими из всего
этого прогнозами локальных структур в осадочном чехле, месторождений
нефти и строительных материалов [12].

Унифицированный язык описания и картографирования морфологии
ЗП дает возможность широко и вместе с тем строго использовать метод
аналогий, т. е. сравнивать, идентифицировать и классифицировать гео-
системы по их четко и однозначно записанному составу и строению. Пр л
этом сравниваемые геосистемы могут располагаться в различных (суб*
аэральных и субаквальных, гумидных и аридных, равнинных и горных)
условиях, характеризоваться самыми разными абсолютными и относи-
тельными высотами (глубинами) и размерами составляющих их элемен-
тов. Несмотря на перечисленные различия у сравниваемых геосистем
могут обнаружиться сходства в морфологическом проявлении самых раз-
ных процессов (например, эоловых процессов в пустыне и донных тече-
ний в океане), что позволит шире ставить и решать вопросы их модели-
рования. Следуя от изученного к неизученному, при диагностике дина-
мики рельефообразующих процессов можно сравнивать «руководящие»
или эталонные геосистемы, экспериментальные (лабораторные й натур-
ные) модели с «записью» на карте состава и строения ЗП изучаемого
района. Это имеет особое значение сейчас в исследованиях подводного
рельефа морей и океанов. Применение метода аналогий предусматрива-
ет создание банка эталонов или морфогенотипов — образцов геосистем,
динамика развития и генезис которых достоверно установлены и изуче-
ны с исчерпывающей полнотой. Сравнение и идентификацию «записей»
изучаемых районов и эталонов следует осуществлять с разделением срав-
ниваемых элементов на «систематические» (характерные для данного
морфогенотипа) и «случайные» с оценкой степени сходства и использо-
ванием аппарата расширенной симметрии (равенство, подобие, гомоло-
гия и др.)'.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Жуков Р. А. Системный подход и методологические резервы теоретической геоло-
гии. Л.: Недра, 1978, с. 24.

2.	Черванев И. Г. Структурный анализ рельефа: Автореф. дис. на соискание уч. ст.
докт. геогр. наук. М.: МГУ, 1979. 45 с.

3.	Ласточкин А. Н. О начальных понятиях геоморфологии.— Геоморфология. 1983,
№ 1, с. 42.

4.	Ласточкин А. Н. Структурно-геоморфологические исследования на шельфе. Л.: Нед-
ра, 1978. 247 с.

5.	Ласточкин А. Н. Методы морского геоморфологического картографирования. Л.:
Недра, 1982. 272 с.

6.	Ганешин Г. С. Принципы геоморфологической съемки.— В кн.: Применение гео-
морфологических методов в структурно-геологических исследованиях. М.: Недра,
1970, с. 13.

7.	Червяков В. А. Концепция поля в современной картографии. Новосибйрск: Наука,
1978. 147 с.

8.	Тимофеев Д. А. Терминология денудации и склонов. М.: Наука, 1978. 241 с.

9.	Харвей Д. Научное объяснение в географии. М.: Прогресс, 1974. 502 с.

10.	Флоренсов Н. А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 237 с.
И. Ласточкин А. И. Предмет и динамическая концепция геоморфологии.— Геоморфоло-
гия, 1982, № 2, с. 56.

12. Ласточкин А. Н., Гялумбаускайте Ж. А. Многоцелевое использование метода отли-
чительных линий при исследованиях на шельфе.— Изв. ГО СССР, 1983, № 1, с. 49.

ПГО «Севморгеология»	Поступила в редакцию

30.III.1983

SYSTEM-STRUCTURAL ORIENTATION OF GEOMORPHOLOGICAL MAPPING

LASTOCHKIN A- N.

I	Summary

The problem of mapping and geomorphological studies is discussed from the position
of system-structural methodology and comprises the following tasks: 1) elementarisation
(most expedient subdivision of the Earth surface into its elementary components); 2) «or-
ganisation» of the point, linear and areal elements, which means their strict definition
(formalisation), systematisation, indexation and unified presentation at morphological
map; 3) synthetic studies of the Earth surface composition and structure together with
dynamical interpretation of the morphological pattern and delineation of geosystems.

УДК 551.4 : 528.067.4

ЧЕРВЯКОВ В. A.

КОНЦЕПЦИЯ ПОЛЯ в ПРИЛОЖЕНИИ к МОРФОМЕТРИЧЕСКИМ
КАРТАМ	[

Представление о поле как о территории или ареале с непрерывным
распределением какого-либо количественного признака получило при-
знание у многих географов. Оно способствовало значительному рас-
ширению области изолинейного картографирования. С помощью изо-
линий целесообразно показывать размещение не только геофизических
величин или высот рельефа земной поверхности, но и таких, казалось
бы, явно дискретных явлений, как природные ресурсы, население, сель-
скохозяйственное производство и т. д. [1—3 и др.].

В настоящей статье мы покажем, как концепция поля способствует
развитию методических основ создания морфометрических карт с уче*
том новых технических возможностей картографирования. Напомним,
что морфометрические карты показывают распределение различных
морфометрических характеристик рельефа земной поверхности. Их
пользу для науки и практики трудно переоценить. По морфометриче-
ским картам изучают геоморфологические, климатические и гидроло-
гические процессы. Они применяются и в прикладных целях: для про-
ектирования дорог, при разработке ирригационных и противоэрозион-
ных мероприятий, решении проблем рационального природопользова-
ния, охраны природы и т. д. Ценность морфометрических карт под-
тверждается и тем, что они, как правило, включаются в комплексные
атласы.

Общее признание получило отображение трех морфометрических
характеристик: горизонтального, вертикального расчленения рельефа и
крутизны склонов. Первый показатель чаще всего представляет отно-
шение длины эрозионной сети к площади (км/км2), второй — амплиту-
ду колебания высот в пределах заданной территориальной единицы
(м), а третий — угол наклона (градусы) или уклон (тангенс угла на-
клона) поверхности. Все три показателя взаимосвязаны между собой,
так как их получают в результате комбинирования высотных, линей-
ных и площадных измерений, выполняемых по крупномасштабным то-
пографическим и обзорно-топографическим картам, аэро- и космиче-
ским снимкам. Вместе с тем даже при таком ограниченном наборе мор-
фометрических карт отсутствует единство методических основ их со-
здания и оформлений. Это затрудняет сопряженный картографический
анализ изучаемых явлений, ограничивает возможности использования
новых средств механизации и автоматизации картографического произ-
водства.

Можно выделить два основных методических подхода к созданию ।
морфометрических карт: дискретный и непрерывный. Первый ориен- !
тирован на использование картограммного способа изображения, вто- ?
рой — йзолинейного. Судя по историческим справкам, представленным у
в работах А. И. Спиридонова [4, 5] и А. Г. Исаченко [6], вначале /
предпочтение отдавалось картограммам морфометрических показате- I
лей. Объяснить это можно тем, что большинство показателей (напри- к
мер густота речной сети, средние углы наклона, .амплитуды высот) из- i
меряются не в точках, а на площадях по отдельным заранее выделен- J
ним территориальным ячейкам: квадратам и реже трапециям, ограни-
ченным линиями параллелей и меридианов. Главный недостаток этих
«формализованных» картограмм А. И. Спиридонов [4] видит’ в том,
что ячейки (например квадраты) располагаются по отношению к рель-
ефу совершенно случайно. Кроме того, создается видимость резкого
изменения картографируемых показателей на границах между смеж-
ными квадратами [7]. Первый из отмеченных недостатков можно уст-
ранить, если в качестве ячеек картограммы брать естественные орогра-
фические единицы [6]. Именно такой подход к составлению морфомет-
рических карт рекомендует Е. М. Николаевская [8], причем границы
единиц картографирования приходится устанавливать для каждого по-
казателя отдельно, посредством предварительного визуального обсле-
дования изучаемой территории по исходным картографическим мате-
риалам. Такая методическая установка, с одной стороны, повышает
географическую достоверность картографического изображения, но с
другой — затрудняет сопоставление различных морфометрических карт
из-за несовпадения на них границ выделов.

Отмеченный недостаток часто пытаются устранить привязкой всех
морфометрических показателей к одной и той же сети реально суще-
ствующих территориальных выделов, например к бассейнам рек, од-
нородным ландшафтам, единицам хозяйственного и административного
деления. Следует отметить, что эти выделы могут не в меньшей степени
исказить закономерности территориального распределения морфомет-
рических показателей, чем квадратные ячейки.

Для всех рассмотренных видов картограмм характерна скачкообраз-
ность распределения морфометрических признаков, что следует из са-
мого существа данного способа изображения. Лишь изолинии способны
передать плавность, постепенность пространственного изменения мор-
фометрических показателей. Изолинии уже давно привлекали внима-
ние специалистов в области морфометрического картографирования.
Так, А. И. Спиридонов [4, 5] и В. П. Философов [9] отметили повы-
шенную выразительность изолинейного способа изображения по срав-
нению с картограммами и особенно с картограммами по сетке квадра-
тов, искусственно дробящими изучаемую территорию на несуществую-
щие ячейки. Наиболее простой и распространенный способ составления
изолинейных морфометрических карт предполагает предварительное
отнесение показателей, вычисленных по квадратам, к их центрам и по-
следующее проведение изолиний с помощью обычной картографической
интерполяции. А. И. Спиридонов [5] справедливо считает, что досто-
верность изолинейных морфометрических карт повысится, если приме-
нить способ скользящего (перекрывающегося) окна — квадрата, а еще
лучше — круга. К сторонникам скользящих окон относится и А. М. Бер-
лянт, предложивший оригинальный прием создания морфометрических
карт с помощью перекрывающихся шестиугольников [10]. При пере-
крытии квадратов, шестиугольников и кругов увеличивается густота
контрольных точек, что повышает точность проведения изолиний, но
одновременно возрастает объем вычислений. Поэтому Для составления
изолинейных морфометрических карт все чаще привлекаются ЭВМ [11,
12].

Несмотря на успешное внедрение изолиний в морфометрическое
картографирование, иногда возникает сомнение в правомерности этого
способа изображения. Например, А. Г. Исаченко [6] советует исполь-
зовать изолинии только в том случае, когда морфометрические пока-
затели определяются в точках, но не на площадях. Такая, не лишенная
основания теоретическая установка открывает «зеленую улицу» кар-
тограммам и серьезно ограничивает изолинейное картографирование
морфометрических показателей, так как большинство из них вычисля-
ют именно по территориальным ячейкам. Вместе с тем, как уже отме-
чалось выше, практика современного морфометрического картографи-
рования свидетельствует о возможности и даже целесообразности по-
строения изолиний любых морфометрических показателей вне зависи-
мости от характера их пространственной локализации. Попытаемся
доказать этот тезис, основываясь на концепции поля.

Изолинейные поля предполагают непрерывность распределения ко-
личественных признаков явлений, а это в свою очередь означает: 1) чис-
ловые значения картографируемых признаков можно определить в лю-
бых точках изучаемой территории; 2) они должны изменяться по тер-
ритории плавно, без резких скачков и перепадов; 3) показатель в точке
должен определяться однозначно [13]. Эти три условия изолиний в
полной мере наблюдаются при составлении карт крутизны склонов.
Средние же углы наклона и средние уклоны, а также все показатели
горизонтального и вертикального расчленения рельефа можно опреде-
лить в контрольных точках лишь условно, совмещая с ними центр ячей-
ки (окна) заданной формы и размера. Тогда полностью выполняются
первые два условия изолинейного картографирования. Действительно,
во-первых, представляется возможность измерять морфометрические
показатели в любой точке картографируемой территории, а во-вторых,
обеспечивается плавность изменения величин от одной точки к другой.
Строгое выполнение третьего условия — однозначности — обязательно
требует установления круглой формы ячейки. При любой другой фигуре
величина морфометрического показателя зависит от ориентировки ячей-
ки, т. е. от ее разворота вокруг геометрического центра. Чем больше
углов в ячейке правильной геометрической формы, тем более одно-
значно определяются величины морфометрических показателей в конт-
рольных точках. Отсюда шестиугольник оказывается лучше квадрата,
а квадрат имеет преимущество перед равносторонним треугольником.

Система приемов построения изолинейных карт с помощью круглой
ячейки названа нами методом скользящего кружка [1]. По этому ме-
тоду доставлены карты таких морфометрических показателей, как
плотность и густота оврагов [14], густота речной сети и заболоченность
территории [15], крутизна склонов [1£] и др. Точечные измерения ве-
личин дают дополнительное преимущество, заключающееся в возмож-
ности составления морфометрических карт по разномасштабным кар-
тографическим и аэросъемочным материалам — по отдельным листам
топографических карт или по аэроснимкам полностью или с перекры-
тиями, покрывающими площадь изучаемой территории [17].

Экспериментальные исследования точности и детальности карт
полей плотности [1] показали, что на точность изолиний в большей
степени влияет не форма ячейки, а густота контрольных точек. Резко
повышается точность изолинейных карт при половинном перекрытии
ячеек. Детальность же картографического изображения зависит преж-
де всего от размеров ячейки. Заметно повышает детальность также и
сгущение сети контрольных точек, позволяющее уловить все максимумы
и минимумы поля морфометрических показателей.

Рассмотрим две технологические схемы составления серий морфо-
метрических карт крутизны склонов, горизонтального и вертикального
расчленения. Обе схемы разработаны с учетом взаимосвязанности и
взаимодополняемости морфометрических характеристик. Они предпо-
лагают выполнение расчетов по данным, снятым с исходных карт при
помощи сетки мелких квадратов.

Схема 1. На исходной карте отмечаются точки пересечения линий
сетки с эрозионной сетью и горизонталями. На контрольную точку на-
кладывается своим центром палетка-кружок с радиусом 7?. В пределах
площади кружка подсчитывается количество (и) точек пересечения
линий сетки с эрозионной сетью и вычисляется показатель горизонталь-
ного расчленения рельефа (Р) [1]:

P=ndnl^S,	(1)

где л=3,14; d — сторона квадрата сетки и S — площадь кружка в нату-
ре. Ввиду того что 5=л7?2, формула (1) принимает вид

P=dn^R2.	-	(2)
Средний уклон (7) в контрольных точках вычисляется по форму-
ле [1]

I=ndmh№S=dmh№R\	(3)

где tri— число пересечений линий сетки квадратов с горизонталями в
пределах кружка; h — высота сечения рельефа.

I можно представить как тангенс двугранного угла, заключенного-
между наклонной поверхностью территориальной ячейки в натуре и ее
горизонтальной проекцией. Тогда ^взаимосвязь уклона и глубины рас-
членения выразится формулой	1

1=ДН/2К,	(4)

где ДН разность высот между крайними точками кружка, удаленными
друг от друга на расстояние 2R. Отсюда глубину расчленения рельефа
в контрольных точках можно вычислить по формуле

ДЯ=2/?/.	.	(5)

Схема 2. По горизонталям исходной карты в пересечениях линий
сетки квадратов (в узловых точках) снимают высоты рельефа земной
поверхности, что создает цифровую модель рельефа. Далее отмечают
те узловые точки, относительно которых соседние точки находятся
выше. Таким образом, выявляются минимумы, свидетельствующие о
наличии тальвегов. Подсчитав число (/г) точек-минимумов в пределах
кружка можно вычислить показатель горизонтального расчленения по*
формулам (1) и (2).

Для вычисления в контрольной. точке показателя глубины расчле-
< нения рельефа (ДЯ) следует в пределах кружка выбрать две узловые
точки сетки квадратов, имеющие наибольшую	и наименьшую*

(Ятщ) высоты, и использовать известную формулу

ДЯ=Ятах-(6)

Наконец средний угол наклона (а) можно вычислить по формуле
п

a = ^ai/nr	(7)

1

где аг углы наклона между соседними точками в пределах кружка, а
п — общее число таких углов (сторон квадрата). Причем

tgoi^hi-hi+^di,	(8)

где \hi—hi+i\ — разность высот двух соседних точек, а ^ — расстояние
между ними, равное стороне квадрата.	»

Обе рассмотренные схемы объединяет использование механических,
выборок из бесконечного множества точек картографируемой террито-
рии. Отсюда — чем меньше квадраты сетки, тем больше объем выборки
и точнее определение морфометрических показателей. Вместе с тем уве-
личение трудоемкости картометрических работ и расчетов требует при-
влечения ЭВМ и приборов для снятия пространственных координат то-
чечных множеств — полуавтоматических, сеточных и сканирующих
цифрователей (дигитайзеров).

По предложенным схемам в Институте географии Сибири и Даль-
него Востока СО АН СССР составляется серия морфометрических
карт, представляющих собой часть картографического обеспечения темы
«Охрана природы Верхнеленского территориально-производственного
комплекса». Исходные данные берутся с обзорно-топографических
карт, на которые накладывается сетка квадратов со стороной (шагом)
5 мм. Радиус скользящего кружка для построения морфометрических
карт, как и других карт природных условий и ресурсов, равен 10 км
(33 мм на карте). Это облегчает сопряженный анализ карт рельефа,
растительных ресурсов и т. д.

Итак, концепцию поля правомерно рассматривать как основу для
совершенствования методики и техники изолинейного картографирова-
ло
ния морфометрических характеристик рельефа земной поверхности.
Акцентируя внимание на непрерывно-изолинейном подходе к составле-
нию карт полей морфометрических показателей, мы не противопостав-
ляем их картограммам. Оба подхода правомерны, если признавать как
реальность наличие в территориальном размещении явлений черт дис-
кретности и непрерывности, если учитывать особенности изучаемой
территории и задачи исследований, проводимых по картам. Непрерыв-
ность более отчетливо проявляется на больших площадях. Поэтому
изолинейные морфометрические карты лучше составлять в мелких
масштабах путем обобщения данных, получаемых с крупномасштабных
источников.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Червяков В. Д. -Концепция поля в современной картографии. М.: Наука, 1978.
149 с.

2.	Карты полей плотности в географических исследованиях. Иркутск, 1978. • 122 с.

3.	Карты полей динамики и взаимосвязи явлений. Иркутск, 1980. 157 с.

4.	Спиридонов А. И. Геоморфологическое картографирование М.: Географгиз, 1952..
136 с.

5.	Спиридонов А. И. Геоморфологическое картографирование. М.: Недра, 1975. 183 с.

Ь. Исаченко А. Г. Физико-географическое картирование, ч. II. Л.: Изд-во ЛГУ, 1960.
231 с.

7.	Философов В. П. Методика вычисления и геолого-геоморфологическая интерпрета-
ция коэффициента расчлененности рельефа.— В кн.: Вопросы морфометрии. Сара-
тов: Изд-во СГУ, 1967, с. 112.

К Николаевская Е. М. Морфометрические карты рельефа. Методические указания по
проектированию и составлению комплексных научно-справочных атласов. Вып. 4.
М.: Изд-во МГУ, 1966. 30 с.

9.	Философов В. П. Замечания по теории и практике морфометрического метода.—
В кн;: Морфометрический метод при геологических исследованиях. Саратов: Изд-во
СГУ, 1963. 249 с.

10.	Берлянт А. М. Опыт количественного изучения неотектоники путем морфометриче-
ской реконструкции первичного рельефа.— Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1965, № 1,
с. 107.

11.	Коэ Л., Тикунов В. С., Торп Л. Алгоритмизация создания карт углов наклона.—
Вести. МГУ. География, 1981, № 2, с. 52.

12.	Evans Jan S. An integrated system of terrain analysis and slope mapping.— Z. Geo-
morphol., 1980, Supplement, Bd 36, p. 274.

13.	Исаченко А. Г. Физико-географическое картирование, ч. I. Л.: Изд-во ЛГУ, 1958.
232 с.

14.	Киселева О. А., Червяков В. А. Опыт изучения овражной эрозии с помощью карт
полей плотности.— Геоморфология, 1977, № 3, с. 60.

15.	Кривоборская А. И., Червяков В. А. Оценка комплекса природных условий про-
мышленного освоения зоны БАМ с использованием карт полей.— В кн.: Теоретиче-
ские и методические вопросы прикладной картографии. Иркутск, 1977, с. ПО.

16.	Кривоборская А. И., Савельева И. Л. Использование карт полей плотности приоцен- '
ке природных условий освоения минеральных ресурсов.— В кн.: Карты полей плот-
ности в географических исследованиях. Иркутск, 1978, с. 40.

17.	Червяков В. А. Составление карт полей плотности и морфометрических показателей
по крупномасштабным материалам.— Геодезия и картография, 1979, № 4, с. 47.

Институт географии Сибири и	Поступила в редакцию

Дальнего Востока СО АН СССР	2.XI.1982

FIELD CONCEPT AS APPLIED TO MORPHOMETRIC MAPS

CHERVYAKOV V. A.

Summary

The field concept is considered necessary for methodical and technical perfection of
isolinear, mapping of the Earth surface morphometry with view to new technological pos-
sibilities. Comparative analysis of existing mapping techniques shows the advantage of
moving circle technique. Two schemes are introduced of isolinear morphometric maps
compilation (slopes, drainage densities and roughness of topography) which are based
on presentation of drainage pattern and topography as discrete points using small qua-
drangles net. The schemes permit to simplify mapping process using digitisers and com-
puters.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ

№ 2

апрель — июнь

1984

НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ

УДК 551.435.3

АРТЮХИН Ю. В.

РАВНОВЕСНЫЕ БЕРЕГОВЫЕ ФОРМЫ И ИХ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ
ДЛЯ ВЫЯВЛЕНИЯ АНТРОПОГЕННЫХ НАРУШЕНИИ

СТАБИЛЬНОСТИ ПОБЕРЕЖЬЯ

Замечательными морфологическими образованиями многих морей
Мирового океана являются равновесные береговые формы. К ним мо-
гут быть отнесены как дуги побережий правильной (симметричной)
формы различной степени вогнутости, так и асимметричные образова-
ния типа «логарифмической спирали». По мнению советских ученых,
наличие этих форм свидетельствует о том, что побережье достигло со-
стояния динамического равновесия [Г], при котором береговая линия
может выдвигаться или отступать под воздействием моря, но все время
остается параллельной самой себе, вследствие чего очертания берега
не меняются [1, 2]. Это условие выдерживается при постоянстве вдоль-
берёгового расхода наносов на каждую единицу длины береговой ли-
нии по всему ее периметру, т. е. [2]

— = const,
dl

•

где dq — элементарный расход наносов, м3/с; dl — элемент длины дуги.

П. Ле Блонд [3] считает это состояние таким, при котором ни очер-
тания пляжа, ни подводный склон, ни распределение крупности нано-
сов не изменяются во времени, т. е. пляж достиг полной гармонии с
преобладающим волновым полем. Но, по-видимому, такое положение
справедливо лишь для закрытых систем, не теряющих вещество и
энергию, которые в природе встречаются редко.

Б. А. Попов одним из первых начал аналитическое исследование
таких равновесных береговых форм. Сначала он провел анализ слабо-
вогнутой (стрела прогиба меньше ширины береговой зоны), а затем и
сильновогнутой (стрела прогиба больше ширины береговой зоны) ак-
кумулятивной береговой дуги [2, 4]. Оказалось, что в первом случае
дуга описывается уравнением параболы, симметричной относительно
оси у\

С	sin аб	о

у =--------------- X2,

4/(\Эо sina0cos2a6

где Эо — поток волновой энергии на единицу длины фронта волны глу-
боководья; С — постоянная для данной дуги величина; аб — угол под-
хода волн к берегу; К — коэффициент пропорциональности, зависящий
от свойств пляжевого материала; а0 — угол подхода волн глубоководья.

Во втором случае форме береговой дуги достаточно строго соответ-
ствует окружность. Ее радиус R определяется углом подхода волн от-
крытого моря а0 и относительной величиной потоков энергии косопод-
ходящих и нормальных к берегу волнений тр

 Т] + 2 sin а0

П

Если параметры стрелы прогиба и ширина береговой зоны одного
порядка, то равновесная форма такого берега описывается окружностью
радиусом /?:

где

хо

— крутизна волн глубоководья; Эо — поток энергии волн глубо*

ководья; Со — постоянная С при угле ао=О°.

Ю. Н. Сокольников [5], изучая на пространственных размываемых
моделях в волновом бассейне динамику берега с прерывистым крепле-

нием, установил закономерности эволюции возникающей серии абрази-
онных бухт. Во всех опытах их форма менялась от полуэллипса малого
эксцентриситета до полуокружности. Оказалось, что она не зависела
от параметров волн, угла их подхода к берегу, начального уклона от-

мели и положения в пределах зоны насыщения.

Предельным состоянием развития площади бухт Ю. Н. Сокольни-
ков считает полуокружность: максимальная глубина вреза бухт равна
половине расстояния между осями В и Д блокирующих элементов (мы-

X в + д	г

сов) —, а предельная их площадь гпр в этом состоянии

Fnp-0,4 (В+ДУ.

Резкое уменьшение вдольберегового перемещения наносов в пределах
бухт после достижения ими полуциркульного очертания явилось, по его
мнению, убедительным доказательством прекращения пространствен-
ного развития останцового бухтового берега. В качестве природного
аналога подобных равновесных бухт Ю. Н. Сокольников приводит при-
мер бухт Феодосийской, Ярылгачской и Одесской на Черном море,
Промпер-Вик и Прорер-Вик на Балтийском, Казантипской на Азовском
море [6].

Р. Сильвестер [7] считает, что при косом подходе волн к берегу с
прерывистым креплением более устойчива форма логарифмической
спирали. Подобный тип равновесных форм Р. Сильвестер эксперимен-
тально исследовал еще в 1962 г., назвав полученные асимметричные
дуги полусердиями [8]. Несколько позже В. Яссо выяснил, что они хо-
рошо описываются уравнением логарифмической спирали [9]. Спира-
левидная форма таких берегов определялась рефракцией подходящих
к берегу волн и их дифракцией у мыса.

Вообще роль дифракции в формировании асимметричных береговых
абразионных дуг весьма велика. На это, например, указывают данные
специальных экспериментальных исследований Д. Роберта на моделях
бухт, ограниченных мысами или волноломами [10]. В природе также
достаточно отчетливо проявляется влияние дифракции на формирова-
ние асимметричных бухт. Детальный анализ не позволяет согласиться
с тем, что, например, Казантипская бухта (южный берег Азовского
моря) имеет форму дуги окружности. В большей степени ей соответст-
вует логарифмическая спираль, вершина которой смещена к мысу, за-
крывающему бухту от преобладающих северо-восточных волнений. Еще
более четко это влияние дифракции проявляется1 в форме расположен-
ных по соседству с Казантипской бухт Булганак и Рифов (рисунок).
Близка к логарифмической спирали береговая линия вершины Ясен-
ского залива. Дугам окружности в Азовском море соответствуют за-
падные берега ряда кос «азовского типа» (рисунок).

Результаты моделирования К. Ри и П. Комара [11] показали, что
если рассматривать участки побережья в виде закрытой системы (не
имеющей потерь вещества), то в них достигается совершенное равно-
весие. Береговая линия таких участков по всей длине повторяет форму
волнового фронта. При открытой системе, когда наносы уходят через
открытый конец береговой зоны (лишенный мыса), размыв берега про-
грессирует. При этом (что очень важно) вид кривой берега сохраняет-
ся. Указанными авторами предложена математическая модель конфи-
Равновесные береговые формы Азовского моря

1 — дуги окружностей; 2 -*-дуга окружности Арабатской стрелки, проведенная с уче-
том влияния Арабатской >бани; 3 — «выпуклые» логарифмические спирали; 4 — «вог-
нутые» логарифмические спирали. Косы: I — Кривая, II — Белосарайская, III — Бер-
дянская, IV — Обиточная, V — Федотова-Бирючий остров, VI — Арабатская стрелка,
VII — Арабатская банка. Заливы и бухты: VIII — Казантипский, IX — Рифов, X — Бул-
ганак, XI — Темрюкский, XII —* Ясенский

гурации береговой линии пляжа, аппроксимируемой логарифмической
спиралью.

Иной подход предложил П. Л£ Блонд [3], который разработал син-
тетическую спираль для описания пляжа Хафмун-Бей (Калифорния)
на основе использования уравнений, учитывающих эффекты дифракции
и рефракции, вызываемые мысом и подводным склоном, соотношения
между уклоном пляжа, потоком волновой энергии и крупностью нано-
сов.

Таким образом, береговые линии многих участков морских побере-
жий обладают замечательными свойствами, важнейшими среди кото-
рых можно считать консервативность очертаний береговой линии и при-
лежащих изобат во времени, а иногда и в пространстве, а также зако-
номерный характер сопряженного развития поперечного профиля и
плана этих берегов [12]. Многие вопросы теории образования равновес-
ных береговых форм разработаны недостаточно, а методы их расчета
еще далеки от совершенства. Но даже на этом этапе они представля-
ются весьма важным средством оценки антропогенных нарушений ре-
жима морских берегов, достигших равновесного состояния. На эту
возможность указывал Б. А. Попов [2, с. 126] при анализе возможных
изменений режима Абу-Кирского залива после создания Асуанской
плотины на Ниле. Это важно также вследствие широкой распростра-
ненности дуг и спиралей на побережье Мирового океана. Помимо от-
меченных в Черном море это бухты Сухумская, Батумская [1], Пи-
цундская, КараджинскаЯ| пересыпь Сасыкского озера, бухты Самсун,
Эрегли (Турция), Констанцы (Румыния). Много подобных форм в
дальневосточных морях — в зал. Анива (Сахалин), на о. Итуруп, в
Анадырском заливе [1], береговой зоне Японских островов (бухты
Утиура, Хакодате, Шимода, Муцу и др.), Кореи (у мыса Сувондап).
Часто встречаются равновесные береговые линии и в Австралии (пля-
жи' полуостровов Янгхасбанд, Идел-Ленд, Эйти-Майл-Бич), Африке
(заливы Абу-Кир [4, 12], Хаммамет, бухты Алгоа, Фолс-Бей, дуга мыса
Альмади),' Америке (дуги о. Норт-Айленд, лагуны Эскуаймолт, пр. Хам-
бели и др.). Берега Европейского континента также изобилуют подоб-
ными формами: заливы Россили-Бей, Пул, пляж Чезил-Бич [13], дуга
побережья Нидерландов между городами Гаага и Берген-ан-Зе. Это
лишь небольшой перечень из всего многообразия подобных форм побе-
режья Мирового океана.

Если побережье развивается так, что нет ни «чистых» размывов,
ни «чистой» аккумуляции (закрытая литодинамическая система), то
любые нарушения литодинамического режима немедленно приведут к
существенной перестройке морфологии побережья. В другом случае —
когда береговая линия и изобаты смещаются в пространстве, сохраняя
свои очертания, антропогенные нарушения также могут быть выявле-
ны достаточно уверенно. Надежность выделения антропогенных состав-
ляющих повышается благодаря тому, что анализируются не только ли*
нии уреза, но и изобаты, базовые поперечные профили. Следовательно,
в основе идеи лежит твердо установленная закономерность длительного
сохранения плана берега независимо от сезонных и годовых вариаций
литодинамического режима.

Антропогенное нарушение неизбежно проявится в конфигурации
береговой линии, изобат, строении подводного склона, ибо в отличие
от природных флюктуаций оно обладает способностью репродуцировать
свое воздействие в течение длительного срока. Это характерно не толь-
ко для сооружений, вызывающих негативные деформации берега, но и
для тех видов антропогенной деятельности, которые сопровождаются
значительными преобразованиями морфологии и баланса наносов бе-
реговой зоны. Так, например, последствия промышленного изъятия
50 тыс. т песка с участка западного берега дистали косы Бирючий ост-
ров сказывались в режиме его подводного склона и пляжа в течение
последующих 10 лет.

Для выявления антропогенных нарушений, по-видимому, целесооб-
разно использовать графический метод исследования равновесных форм.
Анализ картографических материалов за длительный период позволит
убедиться, сохраняет ли данный участок побережья свою форму. По-
левые исследования выявят характер развития поперечного профиля.
В случае, когда побережье близко к состоянию динамического равно-
весия, можно наметить вид уравнения, описывающего данную линию
уреза. Путем набора точек на кривой в условной системе координат и
последующего их анализа на ЭВМ мы получим уравнение береговой
линии. Допустим, это окружность. Тогда на крупномасштабной карте
подбирается такое положение центра, при котором дуга окружности
максимально совпадает с береговой линией. Несколько более сложна,
но также возможна операция подбора центра и параметров «логариф-
мической спирали» [13]. В результате построений мы получим конт-
рольную линию с серией профилей, которые позволят обоснованно су-
дить о характере пространственных деформаций равновесных участков
побережья. Безусловно эффективный контроль возможен только в рам-
ках постоянно действующей Береговой службы.

Характерными признаками антропогенных нарушений режима рав-
новесных береговых форм могут быть аномальное распределение вдоль
периметра берега величин расхода наносов и, как следствие, возникно-
вение деформаций берега — краевых размывов или, наоборот, выдви-
жений линии уреза, перестройка поперечного профиля, уменьшение ко-
личества подводных валов, изменение уклонов, относительное увеличе-
ние крупности наносов. Так, гидротехническое строительство на запад-
ном побережье Бердянской косы привело к нарушению ранее равновес-
ной его формы (рисунок). Это можно показать, например, на измене-
нии извилистости изобат на участке (отношение общей длины изобаты
с учетом всех изгибов к длине прямой, соединяющей ее начало и конец).
В 1833 г. соотношение извилистости линии уреза, изобат 3, 4 и 5 м со-
ставляло 0,97:0,98:1,00:0,98, т. е. изобаты располагались почти па-
раллельно урезу. В 1898 г. это соотношение уже равнялось 0,97 : 1,11 :
: 1,10 : 1,31, а к 1974 г. еще более возросло: 1,00 : 1,13 : 2,0,4 : 1,4. Эти
данные наглядно показывают направленный характер перестройки ра-
нее равновесной дуги.

5 Геоморфология, № 2

65
С помощью вписываемой $ береговой контур контрольной линии мо-
гут быть выявлены антропогенные нарушения, приводящие к измене-
ниям морфологии, по крайней мере вдвое большим, чем погрешности
совмещения естественной и контрольной линий. Анализ материалов ио
Азовскому морю показывает, что на некоторых участках его пебережья
можно зарегистрировать деформации плана береговой линии в преде-
лах ±30 — 40 м. Реальные же возмущения, вносимые хозяйственными
и гидротехническими сооружениями, в отдельных случаях могут дости-
гать ±100—150 м.

Контроль за положением равновесной береговой линии эффективен
лишь на участках с высокой степенью однородности геологической
структуры, пляжевого материала и др. В условиях Азовского моря
очень важна равномерность в поступлении биогенного материала. Так,
расчеты по Арабатской стрелке показали; что ее дуга в общем виде
неплохо удовлетворяет окружности с 1?=138 км. Но анализ крупно-
масштабных материалов показал, что необходим учет Арабатской бан-
ки — биоценоза моллюсков кардиум. В зоне поступления раковинного
материала контур этой формы испытал деформацию. Следовательно,
может контролироваться только та ее часть, которая находится вне
зоны «биогенного возмущения», к северу от Арабатской банки (рису-
нок).

Анализ карты побережья Нидерландов между устьем р. Ауде-Маас
и г. Берген-ан-Зе м-ба 1 : 500 000 позволил установить, что его контур
хорошо соответствует дуге окружности радиусом 111,5 км. Погреш-
ность совмещения береговой линии и дуги окружности не превышает
50 м. Лишь на участке побережья г. Гаага протяженностью 3 км «не-
вязка» контуров составляет +1,3 км. Есть основания полагать, что ис-
кажение равновесного контура в этом районе является следствием
намыва городских территорий Гааги [14] и строительства ограждаю-
щего мола на северном берегу устья р. Ауде-Маас.

Использование теории равновесных береговых форм позволяет так-
же с несколько иных позиций объяснить причины негативных преобра-
зований бухты Саттахип (в северной части Сиамского залива, Таиланд)
[15]. В ее пределах можно выделить две дуги окружности, одна из ко-
торых расположена в пределах развивающегося глубоководного порта.
Создание ряда гидротехнических сооружений в пределах порта, на
островах Ко-Му и Ко-Нанг-Рам, на северном и южном мысах бухты
Саттахип привело к нарушению сложившихся в естественных услови-
ях схем рефракции и дифракции волновых фронтов, перемещения на-
носов. В результате резко активизировался процесс приспособления ли-
тодинамического режима береговых дуг к новым волновым условиям.
Следовательно, речь идет об антропогенном нарушении режима всей
береговой системы бухты, а не только о локальных перестройках бере-
га, вызванных гидротехническими сооружениями. Вероятно, именно
поэтому столь широко проявились заиление акватории бухты, рост под-
водных баров в проливах ряда мелких островов и другие негативные
явления, не наблюдавшиеся в естественных условиях.

Таким образом, некоторые равновесные участки побережий облада-
ют замечательными свойствами, позволяющими с большой надежно-
стью прогнозировать их развитие и выявлять антропогенные наруше-
ния. Равновесные формы таких берегов уже на нынешнем этапе изуче-
ния могут стать эффективным инструментом контроля за развитием
обширных участков морских побережий. Только в Азовском море таким <
способом можно обеспечить контроль за стабильностью 15—17% про-
тяженности всей береговой линии.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Зенкович В. П. Основы учения о развитии морских берегов М.: Изд-во АН СССР,
1962. 710 с.

2.	Попов Б. А. Равновесная форма сильновогнутой аккумулятивной береговой дуги.—
В кн.: Исследования гидродинамических и морфодинамических процессов береговой
зоны моря. М.: Наука, 1966, с. 112.
3.	Le Blond P. H. An explanation of the logarithmic spiral plan shape of headland-bay
beaches. — J. Sedim. Petrol., 1979, v. 49, № 4, p. 1093.

4.	Попов Б. А. Приближенный анализ формы слабовогнутых аккумулятивных бере-
говых дуг.— В кн.: Перемещение наносов и генезис россыпей тяжелых минералов в
береговой зоне моря. М.: Наука, 1965, с. 167.

5.	Сокольников Ю. Н. Инженерная морфодинамика берегов и ее приложения. Киев:
Наук, думка, 1976. 227 с.

6.	Сокольников Ю. Н*. Отторжение акваторий в прибрежной зоне. Киев: Наук, думка,
1979. 240 с.

7.	Silvester R. Some facts and fancies about beach erossion.— Proc l16thi Coast. Engng.
Conf. Hamburg, 1978, V. 2, N. Y. 1979, p. 1888.

8.	Silvester R. Sediment movement around the coastlines of the world.— Conf. Civic
Problems, Inst. Civ. Engng, 1969, № 14, p. 16.

9.	Yasso W. E. Plan geometry of headland-bay beaches —J. Geology, 1965, v. 73,
p. 702.

10.	Robert D. C. Diffraction calculation of shoreline planform.— Proc. 16th Coast. Engn.
Conf. Hamburg., 1978, V. 2, N. Y.: 1979, p. 1903.

11.	Rea С. C., Komar P. D. Computer simulation models of a hooked beach shpreline
configuration.— J. Sedim. Petrol., 1975, v. 45, № 4, p. 866.

12.	Попов Б. А. Равновесная береговая линия и защита берегов.— В кн.: Инженерно-
географические проблемы проектирования и эксплуатации крупных равнинных во-
дохранилищ. М.: Наука, 1972, с. 57.

13.	Cuchlaine А. М. К. Coastal accretion and erossion: constructive and destructive wave
action. — Quad. Ric. Sei., 1976, № 94, p. 95.

14.	Д. Джонс. Рельеф, созданный человеком.— В кн.: Неспокойный ландшафт. М.: Мир,
1981, с. 171.

15.	Сукрунгреунг У. Сооружения, построенные человеком, меняют облик залива Сатта-
хип.— В кн.: Материалы XXIII Международного географического конгресса. Т. 3.
География океана. М., 1976, с. 31.

Ростовский государственный	Поступила в редакцию *

университет	2.XI.1982

SEA COASTS EQUILIBRIUM FORMS USED FOR IDENTIFICATION
OF MAN-INDUCED INSTABILITIES OF SHORE

ARTYUKHIN Yu. V.

Summary

The paper discusses some theses of coast equilibrium forms and describes various
equilibrium forms. Most often the sea coast develops either arcs of various curvature or
asymmetrical formations such as logarithmical spiral, both types being remarkable for
their persistence through time, sometimes without lateral migration. These characte-
ristics permit to forecast their evolution and to identify man-induced disturbances.

УДК 551.435.12

ЛОДИНА P. В., САВЦОВА T. M.

СОВРЕМЕННЫЙ РУСЛОВОЙ АЛЛЮВИЙ

И ОСОБЕННОСТИ ЕГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ПО ТИПАМ РУСЛА
НА ПРИМЕРЕ НИЖНЕГО ТЕЧЕНИЯ ВИЛЮЯ

Состав и распределение руслообразующих наносов — важнейшие
характеристики, необходимые при русловом анализе в целях обоснова-
ния комплекса мероприятий по регулированию речных русел. Позна-
ние закономерностей распределения современного руслового аллювия
и выявление роли факторов, влияющих на него позволяет оценить про-
цесс накопления аллювиальных толщ, что необходимо для решения, раз-
личных задач при палеогеографических реконструкциях, анализе усло-
вий формирования аллювиальных россыпей и т. д.

Из всех звеньев гидрографической сети наиболее хорошо изучен
современный русловой аллювий равнинных рек (Е. В. Шанцер,
Г. И. Шамов, А. А. Лазаренко, Б. С. Лунев и др.). Каждый из иссле-
дователей, изучая современный русловой аллювий в различных аспек-
тах (его фациальное строение, инженерно-геологические свойства, гра-
нулометрический и минералогический состав), внес существенный вклад
в разработку теории формирования и распределения руслообразующих
наносов равнинных рек. Картографирование по типам руслообразую-
щих наносов, выстилающих в межень дно реки, перекаты, плесовые ло-
щины и прирусловые отмели, выполненное для значительных по про-
тяженности участков рек Оби, Лены, Вычегды [1—4], и последующая
картометрическая обработка полученных материалов позволили дать
количественную оценку выявленным закономерностям. Однако подоб-
ные картографические исследования малочисленны, и вопросы геогра-
фии современного руслового аллювия, его состава и распределения в
руслах разного типа, с разным характером руслового режима и неоди-
наковыми условиями руслоформирования еще далеки от своего реше-
ния. Поэтому материалы изучения основных закономерностей распре-
деления руслообразующих наносов на одной из крупных сибирских
рек — Вилюе — являются, по мнению авторов, существенным дополне-
нием к познанию- региональных особенностей руслообразующих нано-
сов на равнинных реках.

Формирование руслообразующих наносов нижнего течения Вилюя
происходит в типично равнинных условиях с относительно однородным
литологическим строением дна долины и русла. Дно долины отличается
незначительными колебаниями ширины — 8—15 км при ширине русла
800—1000 м. Высокие террасы распространены весьма ограниченно. Там,
где уступы террас подмываются рекой, они служат местным источни-
ком поступления крупного материала и соответственно укрупнения
наносов в русле. Продольный профиль реки характеризуется незначи-
тельными колебаниями уклонов* и их малыми величинами (0,0007—
0,00017), в целом убывающими вниз по течению. Русловые перефор-
мирования происходят главным образом во время половодья, при
уровнях воды, близких к высоте пойменных бровок, и в условиях затоп-
ленной поймы. В межень русловые деформаций ограничиваются только
гребнями перекатов.

Для изучения состава и особенностей распределения руслообразую-
щих наносов в нижнем течении р. Вилюй была выполнена сплошная
грунтовая съемка в м-бе 1 : 25 000 по методике, описанной в работе
«Русловой режим средней Оби» [5]. Расстояние между соседними
створами не превышало 150 м, частота отбора проб в створе состав-
ляла 50—70 м. Всего в нижнем течении Вилюя на участке протяженно-
стью 125 км отобрано ~ 10 000 образцов. По результатам грануломет-
рического анализа были определены основные типы русловых наносов.
Выделение их проводилось по преобладающей фракции и среднему
диаметру частиц в пробе. Для обоснования частоты отбора проб на
ряде прирусловых отмелей в межень были заложены площадки разме-
ром 100X60 м. Отмели имели мелкогрядовый рельеф, только что вы-
шли из-под воды и, следовательно, еще не успели подвергнуться эоло-
вой переработке. На выбранной площадке створы располагались через
5 м, а в пределах каждого из них пробы отбирались с учетом характе-
ра рельефа, т. е. на гребне гряды и ее подвалье. Длины гряд не превыша-
ли 5—7 м. Анализ отобранных проб показал, что в пределах площадок
распространены довольно однородные пески. Незначительное укрупнение
материала (в песках одного типа) наблюдается лишь на гребнях мел-
ких гряд, где на спаде уровней воды происходит размыв донных отло-
жений, и в их подвальях, являющихся зоной аккумуляции смытого с
гребня материала. Некоторые площадки наклонены в сторону берега, и,
следовательно, подвалья гряд являются своего рода ложбинами, по
которым происходит переток воды в прибрежные протоки. Крупно-
масштабная съемка позволила сделать вывод об однородности грунта
в пределах площадки 100X60 м с мелкогрядовым рельефом. Увеличе-
ние размера площадок как в продольном, так и в поперечном направ-
лении по отношению к течению реки приводило к пересечению их греб-
нями более крупных гряд или проявлению других факторов, обуслов-
ливающих изменение типа наносов, иногда даже через две-три класси-
фикационные градации.
Таблица 1

Характеристика основных типов руслообразующих наносов р. Вилюй в нижнем течении

Тип Наносов	Содержание фракций, %						Средневзве- шенный диа- метр, мм	Коэффициент сортирован- ности по Л. Б. Рухину [6]
	<0,1	о,ь- 0,25	0,26— 0,50	0,51— 1,00	1,01-  2,00	2,01 — з,о		
Тонкозернистый песок	68,0	26,0	6,0	«—			—	0,12	1,22
Мелкозернистый песок	5,0	95,0	—	—	—	—	0,18	1,23
Среднезернистый песок	—	13,0	87,0	—	—	—	0,35	1,14
Крупнозернистый песок	—	—	46,0	42,0	5,0	7,0	0,85	1,32
Гравелистый песок	—	8,0	40,0	27,0	25,0	—	1,20	1,58

В нижнем течении Вилюя преобладают руслообразующие наносы,
характерные для большинства равнинных рек, таких, как Лена, Обь,
Вычегда, Яна, Индигирка и др. Они представлены песчаным материа-
лом с примесью гравия и гальки и гравелистыми песками. В составе
поверхностного слоя современного руслового аллювия преобладают,
т. е. являются руслообразующими, среднезернистые и средне-крупно-
зернистые пески, занимающие соответственно 35,7 и 22,9% от общей
площади русла. Примерно в равном количестве встречаются мелко-
среднезернистые (16,6%) и крупнозернистые (14,0%) пески. Реже
распространены мелкозернистые (4,0%) и гравелистые (3,7%) пески.
Крайне ограниченные площади выстилаются пылеватыми и тонкозер-
нистыми песками, а также галечниками (до 1,2%). Песчаные отложе-
ния характеризуются хорошей сортированностью (табл. 1). Для сред-
незернистых и более мелких типов песков преобладающая фракция
составляет от 70 до 90%. Более крупные разновидности руслообразую-
щих наносов полифракционны. Наиболее хорошо сортированы средне-
зернистые пески.

Выносимый Вилюем песчаный материал далеко проникает в русло
Лены в условиях межени на ней, формируя приустьевой бар при впа-
дении. Речные отложения Вилюя отличаются довольно редкой ассо-
циацией минералов тяжелой фракции, характеризующейся высоким
содержанием граната и пироксена [7]. Присутствие граната в пробах

Таблица 2

Измеренные скорости течения, типы руслообразующих наносов и значение
неразмывающих скоростей для данных типов руслообразующих наносов на вертикалях

№ рас- хода	№ вертикали	Дата измерения	Глубина на вертикалях, м	Максимальные измеренные скорости, м/с	Тип руслооб- разующего наноса	Неразмываю- щие скорости для данного Типа, рассчи- танные по Ц. Е. Миргху- лаве [8]
1	1	4 июня 1980 г.	5,8	1,35	с	1,18
	2	»	8,9	1,58	СК	1,40
	3	»	6,6 >	1,49	ск	1,37
1	4	4 апреля 1980 г.	4,4	1,33	с	1,16
	5	»	6,5 ч	1,41	ск	1,37
2	1	»	5,5	1,68	с	1,18
	2	»	9,0	2,07	ск	1,40
	3	»	10,5	1,80	ск	1,44
	4	»	7,5	1,78	ск	1,39
3	5	»	2,3	1,20	с	1,06
	1	16 августа 1977 г.	8,8	1,61	с j	1,22
	2	»	6,7	1,45	к	1,53
	3	»	5,5	1,32	к	1,50
	4	»	3,5	0,90	ск	1,27
4	1	»	4,3	0,76	МС	0,99
	2	»	5,8	1,20	МС	1,02
	3	»	6,6	1,50	с	1,19

Примечание. МС—песок мелко-среднезернистый; К — крупнозернистый; СК — среДне-крупнозернисТый;
С — среднезернистый.
Смещение стрежня потока на перекате при разных уровнях, фиксированное двумя по-
лосами наиболее крупного материала в русле

1 — изобаты, м; 2— крупнозернистые пески; 3— среднезернистые пески; 4 — мелкозер-
нистые пески

окрашивает вилюйские пески в характерный розоватый цвет. Распро-
странение наносов Вилюя в русле Лены по этому лризнаку можно про-
следить визуально вдоль левого берега в пределах одной трети русла
по ширине. В период половодья на Лене Вилюй находится в подпоре,
а образовавшийся приустьевой бар размывается потоком Лены, и фор-
мирующие его наносы переносятся потоком вниз по течению на значи-
тельное расстояние. Таким образом, влияние наносов Вилюя на фор-
мирование руслообразующих наносов Лены незначительно и ограничи-
вается периодической аккумуляцией их*на приустьевом баре в период

межени и последующим размывом и выносом их за ^го пределы в по-
ловодье на Лене.

Распределение различных типов руслообразующих наносов в русле
Вилюя довольно разнообразно и меняется по длине реки в зависимости

от местных источников поступления материала в русло и изменения

динамических характеристик потока,
т. е. от факторов, определяющих круп-
ность аллювия в целом. При исследо-
вании поверхностного слоя руслооб-

Таблица 3

? Изменение однородности материала
(по площади в русле) по длине
нижнего Вилюя

Расстояние от устья, км	Уклон, %О	Коэффициент однородности распростране- ния типов наносов,
100	0,15	1,10
90	0,13	1.09
80	0,13	1,09
70	0,12	1,07
10	0,11	1,05

разующих наносов предполагалось,
что распределение его в русле по
крупности при грунтовой съемке, вы-
полненной в межень, в основном фик-
сирует условия прохождения русло-
формирующих расходов. В межень
происходит только частичное перерас-
пределение песчаных наносов. Такое
допущение сделано на основании рас-
чета неразмывающих скоростей для
русловых наносов по формуле Ц. Е.
Мирцхулавы [8]. Сравнивая резуль-

таты изменения скоростей на вертикалях в период межени в местах
отбора проб и результаты расчета неразмывающих скоростей для раз-
личных типов наносов (табл. 2), можно утверждать, что в нижнем те-
чении Вилюя йерераспределение наносов происходит не только в по-

ловодье, но и при относительно высоких подъемах уровней в летнюю
межень. На карте наносов это фиксируется двумя полосами укрупне-
ния наносов в поперечном профиле однорукавного русла: наиболее
крупный материал выстилает как плесовые лощины, так и побочни пе-
рекатов у выпуклых берегов (рисунок).
Таблица 4

Изменение средней крупности руслообразующих наносов
и ее соотношение с шириной русла в пойменных бровках
и с уклонами

Расстояние от устья, км	Средний диа- > метр зерен, мм	Средняя ширина русла йа участке, м	Уклон, %0
127,0—120,0	0,47	1050	0,12
120,5—116,5	0,44	1040	0,13
110,0—105,0	0,46	1060	0,09
98,0-95,0	0,40	1470	0,12
78,0—71,0	0,40	1020	0,12
64,5—58,0	0,34	1110	0,12
55,0—51,0	0,58	760	0,18
47,0—37,0	0,57	890	0,13
26,0—22,0	0,75	860	0,12*
16,0—11,0	0,61	790	0,12
11,0—0,0	0,40	880	0,11

♦ Подмываемый уступ террасы.

Таблица 5

Распределение средней крупности руслообразующих наносов на характерных
морфологических элементах русла нижнего течения Вилюя

Морфологические структуры русла		Расстояние от устья, км	Средняя круп- ность зерен, « мм
Тип русла	1.	Однорукавное русло  2.	Разветвленное русло	120,0—115,0  115,0—104,0	0,50  0,40
Морфологические элементы русла	1.	Излучины русла  а)	выпуклый берег верхнего крыла из- лучины  б)	выпуклый берег нижнего крыла из- лучины	ш  2.	Разветвление русла  а)	основной рукав  б)	второстепенная протока	46,0—45,0  44,0—43,0  100,0—93,0  100,0—93,0	0,90  0,40  0,47  0,35
Элементы русловой формы	1.	Приверх осередка  2.	Ухвостье осередка	26,0  25,6	0,48  0,27

Однородность материала возрастает вниз по течению реки в соот-
ветствии с изменением уклонов (табл. 3), т. е. вниз йо течению сокра-
щается разнообразие типов руслообразующих наносов, выраженное в
процентах от общей площади русла. Коэффициент однородности рас-
пространения материала вычисляется с учетом средней крупности каж-
дого типа руслообразующих наносов и их распределения, в процентах
от общей площади русла по участкам.

На исследованном участке не наблюдается уменьшения средней
крупности наносов вниз по течению. Не выявлено связи средней круп-
ности и с уклоном, поскольку гидравлическая сортированность нано-
сов нарушается влиянием таких факторов, как размывы цоколей тер-
рас, колебания ширины русла. Явное уменьшение средней крупности
руслообразующих наносов наблюдается лишь непосредственно на усть-
евом участке длиной 30 км (табл. 4).

Анализируя таблицу, можно отметить наличие обратной связи сред-
ней крупности руслообразующих наносов с шириной русла в поймен-
ных бровках. Подобная связь, но более четкая, имеющая количествен-
ное выражение, характерца и для других рек Сибири [4, 5, 9] (Лены,
верхней и средней Оби, Яны). Это объясняется тем, что на упомянутых
оеках руслоформирующий расход проходит до выхода воды на пойму,
либо пойма сравнительно узкая по отношению к ширине русла, вслед-
ствие чего даже при затоплении ее основная доля расхода остается
сконцентрированной в русле реки. На Вилюе эта связь отражает усло-
вия регулирования реки после строительства ГЭС, когда пик руслофор-
мирующего расхода значительно срезан.

В результате анализа материалов грунтовой съемки в русле Вилюя
выявлены определенные закономерности распределения средней круп-
ности руслообразующих наносов на различных типах русла и его ха-
рактерных морфологических элементах (табл. 5). Для однорукавного
русла характерно увеличение средней крупности аллювия по сравне-
нию с многорукавным руслом, что объясняется возрастанием удельной
транспортирующей способности потока при концентрации его в едином
рукаве. Растекание потока по рукавам и протокам приводит к сниже-
нию транспортирующей способности потока и аккумуляции на участках
разветвлений более мелкого материала.

Распределение средней крупности руслообразующих наносов в ру-
кавах разветвленного русла происходит в соответствии с процентным
соотношением расходов воды в рукавах и протоках, а также связано
с водностью последних при прохождении руслоформирующих расхо-
дов. Зачастую в рукавах, почти полностью пересыхающих в межень,
обнаруживается довольно крупный материал,4 что свидетельствует о
значительной доле расхода, проходящего в половодье в этих рукавах.

На участках с извилистым руслом происходит укрупнение материа-
ла на излучинах в зонах ускорения течения. Снижение средней круп-
ности наносов почти в 2,3 раза (от 0,90 до 0,40 мм) у выпуклого бере-
га нижнего крыла излучины связано с уменьшением скоростей течения
в зоне подпора, вызванного изгибом русла. На излучинах отмечается
также смещение полосы наносов максимальной крупности к выпукло-
му берегу, что подчеркивает спрямление радиуса кривизны стрежня
потока в половодье.

В пределах однорукавного русла максимальная крупность наносов
расположена двумя полосами, выстилая в одних случаях плесовые ло-
щины, в других — побочни пер’екатов, что свидетельствует о несовпа-
дении стрежня потока при разных уровнях воды в реке и о блуждании
его в разные фазы гидрологического режима (рисунок).

Хорошо прослеживается дифференциация аллювиального материа-
ла на элементах отдельных русловых форм. На приверхе средняя круп-
ность наносов почти в 2 раза превышает последнюю в ухвостье (табл.
5), что объясняется наличием скоростной тени в ухвостьях побочней и
осередков.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Лебедева И. В. Изменение гранулометрического состава современного руслового
аллювия по течению равнинной реки (на примере р. Вычегды).— Литол. и полезные
исков., 1966, № 5, с. 37.

2.	Лебедева Н. В., Чалов Р. С. Опыт применения картометрического метода при изу-
чении гранулометрии русловых наносов.— Вести. МГУ. Сер. геогр., 1966, № 3, с. 92.

3.	Лодина Р. В., Чалов Р. С. О влияцди притоков на состав наносов и деформации
русла главной реки.— Вести. МГУ. Сер. геогр., 1971, № 4, с. 65.

4.	Беркович К. М., Борсук О. А., Гаррисон Л. М. и др. Русловой режим и регулирова-
ние русла средней и нижней Лены.— В кн.: Эрозия почв и русловые процессы. М.:
Изд-во МГУ, 1981, вып. 8, с: 125.

5.	Русловой режим средней Оби. № 1250—69. М.: ВИНИТИ, 1969. 145 с.

6.	Ру хин Л. Б. Гранулометрический метод изучения песков. Л.: Изд-во ЛГУ, 1947.
213 с.

7.	Алексеев М. Н. Стратиграфия континентальных неогеновых и четвертичных отло-
жений Вилюйской впадины и долины нижнего течения Вилюя.— Тр. Геол, ин-та АН
СССР, 1961, вып. 51. 116 с.

8.	Мирцхулава Ц. Е. Размыв русел и методика оценки их устойчивости.— М.: Колос,
1967. 179 с.

9.	Коротаев Н. В., Лодина Р. В., Милошевич В. А., Сидорчук А. Ю., Чалов Р. С.
Формирование дельты р. Яны и прогноз развития ее устьевых баров.— В кн.: Эрозия
почв и русловые процессы. Вып. 6. М.: Изд-во МГУ, 1978, с. 123.

Московский государственный	.	Поступила в редакцию

университет,	17.XII.1982

Географический факультет
RECENT CHANNEL ALLUVIUM AND ITS DISTRIBUTION

ACCORDING CHANNEL TYPES —A CASE STUDY OF THE LOWER VILYUI

LODINA R. V., SAVTSOVA T. M.

Summary

Channel-forming deposits composition and distribution at the lower Vilyui River are
controlled by geological and hydrological factors, mostly by local supply of material from
eroded terraces scarps and by dynamical properties of the stream. Though both composition
and size of the channel alluvium reflect channel-forming discharge, channel alluvium at
the lower reaches of the Vilyui indicates noticeable re-distribution taking place during
high water in summer. Channel alluvium distribution according to channel types reveals
certain regularities: particles size increases along with the stream’s concentration; larger
size is characteristic of zones of the stream acceleration; smallest particles are deposited
within zones of deceleration.

УДК 551.435.8

ПЕЧЕРКИН А. И., БОЛОТОВ Г. Б.

. ОПРЕДЕЛЕНИЕ СКОРОСТИ ХИМИЧЕСКОЙ ДЕНУДАЦИИ
И ВОЗРАСТА ПОДЗЕМНОГО КАРСТОВОГО РЕЛЬЕФА

Проводя изучение рельефа закарстованного массива, очень важно
определить его возраст. Время образования рельефа можно установить,
исследуя его морфологию и характер распределения перекрывающих
отложений. Однако такой метод не отличается высокой точностью.
В связи с этим нами сделана попытка определения возраста карстово-
го рельефа, сформировавшегося под покровом нерастворимых отложе-
ний, на основе изучения темпов подземной химической денудации.

Вопросами оценки скорости карстовой денудации занимались многие
исследователи [1—4 и др.]. Разработанные ими методы основаны на
учете суммарного стока карстовых вод из изучаемого массива и содер-
жания в воде соответствующего растворенного компонента. Они не учи-
тывают два существенных момента. Во-первых, из зон повышенной
трещиноватости выносится больше растворенной породы, чем из слабо-
трещиноватых зон. Во-вторых, в вышеупомянутых методах поверхность
карстующегося массива определяется как площадь горизонтальной
проекции его рельефа на земную поверхность. В действительности же
площадь поверхности кровли растворимых пород значительно больше.
Она равна сумме площадей проекции кровли на земную поверхность и
приращения поверхности массива за счет склонов макро-, мезо- и мик-
рокарстовых форм.

’Следовательно, при оценке химической денудации нужно учитывать
площадь активной поверхности кровли массива и степень трещинова-
тости растворимых пород.

Необходимо указать, что несмотря на отмеченные недостатки, эти
методы основаны на большом фактическом материале, позволяют со-
ставить достаточно достоверное представление о скорости денудации,
а также дают возможность сопоставить между собой темпы денудации
участков, расположенных в различных геолого-географических услови-
ях. Поэтому главная цель, которую преследовали авторы, разрабаты-
вая новые формулы, заключается не в улучшении имеющихся методов,
а в том, чтобы иметь возможность оценить скорость карстовой денудации
на участках одного массива, отличающихся степенью трещиноватости
пород, так как без этих данных трудно определить возраст рельефа.

При разработке формулы для определения скорости химической де-
нудации территорий, сложенных карбонатными породами, авторы ис-
ходили из того, что в настоящее время вопрос о скорости растворения
карбонатных отложений по трещинам изучен довольно слабо. Исклю*
чение составляют работы Е. М. Абашидзе. Однако выведенная ею
формула [5] учитывает прежде всего скорость растворения породы в
зависимости от скорости потока в трещине. В действительности
же, как будет показано ниже, необходимо учитывать и такие факторы,
как парциальное давление СО2 в растворе, температура воды и т. д.
Поэтому предлагаемый нами метод позволяет оценивать скорость кар-
стовой денудации не в абсолютных, а в относительных единицах. Та-
ким образом, полученные данные можно распространять только на ис-
следуемую территорию.

Формула имеет вид:

m = 0.315QC —,	(1)

где т — количество породы, растворенной и вынесенной с единицы пло-
щади поверхности массива в единицу времени, т-га/год; 0,315 — коэф-
фициент пересчета; Q — средний модуль подземного стока, л/с-км2;
С — растворимость породы, г/л; S. — площадь поверхности раствори-
мых пород, взаимодействующих с карстовыми водами, м2.

Величина S, находится по формуле >

S.=Sa4-LI(2ft-b),

(2)

где Sa — площадь активной поверхности кровли массива на участке
площадью 1 га, в м2, равная сумме площадей горизонтальной проек-

ции кровли массива на земную поверхность и приращения поверхности
массива за счет склонов макро-, мезо- и микроформ; Д. — суммарная
длина трещин, проходящих через гектар поверхности массива, м; b —
средняя ширина трещин, м; h — глубина трещин, м; принимается рав-
ной мощности первого от поверхности слоя породы, так как литогене-
тические и экзогенные трещины, наиболее густо разбивающие массив,

выклиниваются на этой глубине.

£

Введя в формулу (1) коэффициент ——

*$зтах

МЫ ИСХОДИЛИ ИЗ ТОГО,

что величина /п=0,315 QC является максимально возможной при дан-
ных условиях и может наблюдаться лишь на участках с повышенной
трещиноватостью, где растворение протекает наиболее интенсивно.
Площадь поверхности растворимых пород, взаимодействующих с кар-
стовыми водами, на таких участках равна SJjnai. Соответственно ско-
рость карстовой денудации на участках с иной площадью поверхности
Ss
------------раз ниже,
smax

Параметры b и h определяются непосредственно в полевых услови-
ях, LT находится по методике, разработанной авторами и опубликован-
ной в работе А. И. Печеркина и др. [6]; a Sa —по методике М. А. Чу-
гунова [7]. Причем при оценке карстовой денудации обнаженных кар-

будет в

стующихся массивов, а также массивов, перекрытых несвязанными по-
родами, при нахождении параметра LT учитываются как литогенетиче-

ские, так и тектонические трещины, а при определении денудации мае-,
сивов, перекрытых скальными и полускальными породами, учитывают-
ся только тектонические трещины, так как доступ воды в карстующую-
ся толщу возможен лишь по тектоническим трещинам, разбивающим
растворимые и перекрывающие породы как единое целое.

Средний модуль Подземного стока (Q) находится по формуле
Q=AQn>	‘	(3)

где Qn — средний модуль поверхностного стока, л/с-км2; А — коэффи-
циент, учитывающий потери подземных вод, фильтрующихся к кровле
массива (определяется общепринятыми гидрогеологическими и гидро-
метеорологическими методами).

Растворимость породы (С) находится из уравнения

С=Сл-Со,	(4)
Рис. 1. График зависимости показателя С//С25 от температуры (ГС) по
данным Ландольта и Бернштейна [9, с. 40]

Рис. 2. График зависимости коэффициента от времени взаимодействия
карстовых вод с горной породой по Ф. Ф. Лаптеву [8, с. 31]

где Ch — содержание в воде соответствующей соли (г/л) на глубине й;
Со — содержание соли в воде, поступившей к кровле растворимой тол-
щи, г/л.

Величина С определяется на основании химических анализов проб
воды, отобранных из скважин на соответствующих глубинах. При от-
сутствии таких данных ее можно определить по эмпирическим форму-
лам и графикам, составленным авторами.

В карбонатных карстующихся массивах растворимость породы за-
висит главным образом от температуры воды, содержания в ней агрес-
сивной углекислоты и времени взаимодействия* карстовых вод с поро-
дой. Содержание в воде углекислоты зависит от парциального давле-
ния углекислого газа над раствором. Следовательно, каждому парци-
альному давлению углекислого газа над раствором отвечает строго
определенное (при данной температуре воды) количество находяще-
гося в растворе карбоната кальция. При малейшем уменьшении пар-
циального давления СО2 тотчас же из раствора выпадает в осадок со-
ответствующее количество углекислого кальция. При увеличении пар-
циального давления СО2, наоборот, соответствующее количество СаСО3
переходит из осадка в раствор [8].

' В нормальных условиях (давление 1 атм, t 25° С) парциальное дав-
ление СО2 составляет около 0,0003 атм, что соответствует содержанию
в 1 л воды с температурой 25° С приблизительно 55 мг карбоната каль-
ция [9].

Содержание СаСО3 в воде, обладающей иной температурой, мож-
но найти при помощи графика, изображенного на рис. 1. Установив по
ct

графику показатель ----, нетрудно определить величину Ct, так как

С25

С25 известно (55 мг/л).

Однако содержание в воде СаСО3 может достичь величины Ct лишь
при длительном взаимодействии карстовых вод с породой. Поэтому ве-
личину Ct следует рассматривать как предельную для данных усло-
вий (парциальное давление С02=0,0003 атм, температура воды FC).
Фактическую растворимость породы на глубине h(Ch) можно найти по
формуле

г ~ с*к
h ' 100% ’

(5)

где К — коэффициент, учитывающий время взаимодействия воды с по-
родой, %.

Коэффициент К определяется по графику на рис. 2. Время Т (ч) на-
ходится из уравнения
и

(6)

где h — глубина трещин, м; v — скорость движения подземных вод,
м/ч.

Искомую величину С определяют по формуле (4). За Со принима-
ется содержание СаСО3 в 1 м3 атмосферных осадков, выпадающих в
исследуемом районе.

При определении скорости химической денудации сульфатных кар-
стующихся массивов также можно воспользоваться формулой (1). При
отсутствий натурных данных величину С можно установить по мето-
дике Й. П. Зверева [10].

Растворимость гипсов по трещинам изучена достаточно подробно.
Поэтому для массивов, перекрытых скальными или полускальными
породами, когда растворение сульфатных пород происходит почти ис-
ключительно по трещинам, скорость карстовой денудации можно оп-
ределить в абсолютных величинах.

Основываясь на экспериментальных исследованиях [11—13] и др.,
а также на представлениях об абсолютных скоростях растворения
гипса [14], авторы [15] предлагают количество гипса, вынесенного
подземными водами из массивов, перекрытых скальной нерастворимой
толщей, находить по формуле

т = V [С— (exp-^M с] МТ,	(7)

1	\	— bv / J

где т — количество гипса, вынесенного с гектара поверхности массива
в год (т-га/год); V — объем воды, инфильтрующейся через единичную
трещину, м3/год; С — растворимость гипса, т/м3; kx — константа скоро-
сти растворения гипса, м/с; h — глубина зоны насыщения инфильтрую-
щихся вод сульфатом кальция, м; b — средняя ширина трещин на участ-
ке, м; v — скорость фильтрации воды по трещинам в глубь массива,
м/с; А1т — количество трещин на гектаре
поверхности закарстованного массива,
1/га.

Константу скорости растворения гип-
са можно определить по эмпирической
формуле:

Рис 3. Схема к расчету возраста
современного подземного рельефа
карстующихся массивов (поясне-
ния в тексте)

kx = kx0 + а/0.

(8)

где kox — константа скорости растворе-
ния гипса при температуре 0° С (&ох=
=2,4 • 10-7 м/с); а — эмпирический коэф-
фициент (а=1,2-10“8 м/град-с); t° —
температура инфильтрующихся вод, ° С.

Глубину зоны насыщения воды суль-
фатом кальция (й, м) при фильтрации по

трещине устанавливают экспериментально, учитывая среднюю ширину
трещин в массиве, скорость движения и химический состав инфильтру-
ющихся вод. Величина V определяется в полевых условиях. Вычислив
скорость карстовой денудации участков массива, отличающихся сте-

пенью трещиноватости растворимых пород, приступают к определению
возраста современного диссонантного рельефа. Время образования
древнего или древнего омоложенного рельефа по нашей методике оп-
ределить нельзя, так как учесть длительность многочисленных переры-
вов в карстообразовании не представляется возможным.

При определении возраста современного диссонантного рельефа
(Т, годы) мы исходили из того, что Т лет назад кровля растворимой
толщи занимала положение I—I. Ее современное положение отмечает
линия II—II (рис. 3). Максимальное опускание кровли м) про-
изошло на сильнораздробленных трещинами участках массива, а ми*
нимальное (Ятщ, м) — на слабораздробленных. Тогда
___________________________________^max

(9)

гр _ mi п

•	^min

где Ртах и Рт1п — скорость снижения кровли растворимых пород соот-
ветственно на сильнораздробленных и слабораздробленных участках
массива, м/год.

D = 1 • Ю4 —,	'	(10)

т

где 7 —удельный вес растворимой породы, т/м3, 1 • 10“4 — коэффициент
пересчета.

Решив систему уравнений (9) относительно Ятах, получим

и	^min ^тах	/1 1\

Ящах —	~	>	(**/

^min

Как видно из рис. 3,

Ят1п=Яшах-АЯ,	(12)

где ДЯ — амплитуда расчленения рельефа, м,

Заменив Ят1п в уравнении (11) выражением (12), после несложных
арифметических действий получим

^п.ах- АЯ2ПП •	(13)

^гпах ^min

Определив и зная величину Ртя^ возраст рельефа можно опреде-
лить по формуле (9).

В качестве примера приведем расчет скорости карстовой денудации
и возраста рельефа Полазненского карстующегося массива (Пред-
уралье). Объем атмосферных осадков, фильтрующихся через единич-
ную трещину, с учетом потерь на испарение и водонасыщение покров-
ных отложений, составляет 7=12,5 м3. Растворимость гипса, опреде-

ленная экспериментально и рассчитанная

по методике В. П. Зверева [4], составля-
ет С=0,002 т/м3. Температура инфиль-
трующейся воды при соприкосновении с
кровлей гипсов /°=15°С, поэтому кон-
станта скорости растворения, рассчитан-
ная по формуле (8), fex=4,08-10-7 м/с.
Глубина зоны насыщения, определенная
экспериментально, 6=5 м. Средняя ши-
рина трещин 6=0,005 м, а скорость филь-
трации v=l,U0”T м/с. Количество тре-
щин на гектар поверхности массива для
слабораздробленных участков. Л4т=50,
для среднераздробленных AfT=100, для

сильнораздробленных ^=200.	Рис- 4- Карта изострат кровли

т-т ж	/*7\	растворимых пород участка По-

По формуле (7) находим, на слабо- дазненского карстового массива
раздробленных участках массива ш= (Д); роза тектонической трещино-
= 1,25 т-га/год, на среднераздробленных	ватости (5)

т=’2,5 т-га/год, на сильнораздробленных

т=5,0 т-га/год. Таким образом, из сильнораздробленных участков мас-
сива сульфата кальция в растворенном состоянии выносится в 4 раза
больше, чем из слабораздробленных, и в 2 раза больше, чем из сред-
нераздробленных.

Определим возраст диссонантного карстового рельефа Полазнен-
ского массива в бассейне р. Камы. По формуле (10) устанавливаем:
Ятах=243-10-4 м/год, a Z)min = 0,54-10“4 м/год. Амплитуда расчленения
карстового рельефа Л/7=40,0 м (рис. 4). //тах, рассчитанная по форму-
ле (13), равняется 53,4 м. Тогда из уравнения (9) 7=248 000 лет. Сле-
довательно, при условии непрерывного растворения сульфатных пород
для образования диссонантногр рельефа Полазненского массива по-
требовалось бы приблизительно 250 000 лет.

Рис. 5. Сопоставление распределения закарстованности на участке Полазненского ги-
псо-ангидритового массива с положением цоколя террас р. Камы

А — схема строения террас (по- Б С. Луневу, с упрощениями); Б — геологический
разрез участка Полазненского массива. 1 — рыхлые аллювиальные и делювиальные
отложения террас; 2 — цоколь коренных пород; 3 — гравитационно-карстовые отло-
жения; 4 — Соликамские известняки и мергели в ненарушенном, 5 — в нарушенном за-
легании; 6 — иренские гипсы и ангидриты; 7 — карстовые полости; 8 — номер террасы
и пойма

Правильность сделанных авторами расчетов подтверждается сопо-
ставлением распределения закарстованности Полазненского массива с
уровнями цоколя террас р. Камы. Из рис. 5 видно, что каждому гори-
зонту карстовых полостей соответствует положение цоколя определен-
ной террасы, а наиболее пониженный участок кровли гипсо-ангидритов
находится на уровне цоколя II террасы, сформировавшейся в позднем
плейстоцене. С другой стороны, самый верхний ярус карстовых поло-
стей, в настоящее время в большой степени уничтоженный химической
денудацией кровли гипсо-ангидритов, соответствует положению цоколя
IV террасы, формирование которой происходило в раннем плейстоцене.
Таким образом, развитие карстового рельефа поверхности гипсо-ан-
гидритов, как и всей закарстованности массива, происходило в период
с раннего по поздний плейстоцен, что составляет приблизительно
250 000—300 000 лет. Следует заметить, что интенсивное формирование
карстовых пустот в массиве продолжается и в голоцене, о чем свиде-
тельствует наличие двух нижних ярусов полостей, соответствующих цо-
колю I террасы и поймы р. Камы. В то же время темпы химической
денудации кровли гипсо-ангидритов несколько снизились, поскольку
дно межостанцовых депрессий находится выше базиса карстования, ко
торый соответствовал ссУвременным речным условиям. Уменьшение
темпов химической денудации кровли растворимых пород произошло,
по-видимому, в результате накопления и консолидации над депрессия-
ми мощных толщ гравитационно-карстовых отложений и кольматации
трещин на поверхности гипсо-ангидритов за счет вмывания в них пес-
чано-глинистого материала.

В заключение необходимо отметить, что правильное определение ин-
тенсивности карстовой денудации и вычисление возраста подземного
карстового рельефа имеют важное теоретическое и практическое зна-
чение, так как позволяют более достоверно производить прогноз кар-
стового процесса во времени и давать заключение о его активности на
рассматриваемых территориях.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Родионов Н. В. Инженерно-геологические исследования в карстовых районах при
устройстве малых водоемов, гражданском и промышленном строительстве. М.: Гос-
геолтехиздат, 1958. 184 с.

2.	Дублянский В. Н. О характере и интенсивности химической денудации в Горном
Крыму.— В кн.: Гидрогеология и карстоведение. Пермь, 1971, вып. .4, с. 130.

3.	Чикишев А. Г. Сравнительный анализ количественных методов для оценки интен-
сивности карстового процесса.— Геоморфология, 1971, № 4, с. 82.
4.	Corbel J. Vitesse de I’esrosion.— Ann. Geogr., 1959, t. LXVIII, Na 336, p. 18.

5.	Абашидзе E. M. Полевые и лабораторные методы изучения размыва (растворения
и денудации) в карбонатных скальных породах и данные размыва как важного
показателя геомеханики и устойчивости гидротехнических сооружений.— В кн.: Мо-
делирование формирования суффозионных и карстовых полостей. Тез. докл. научно-
технического семинара. Пермь, 1979, с. 20.

6.	Печеркин А. И., Печеркин И. А., Болотов Г. Б. Особенности методики изучения
тектонической трещиноватости закарстованного массива.— В кн.: Гидрогеология и
инженерная геология. Межвузовский сб. Новочеркасск, 1981, с. 69.

7.	Чугунов М. А. Определение площади активной поверхности в открытом карсте.—*
В кн.: Достижения молодых ученых в области геологии, геофизики, географии. Тез.
докл. научно-практ. конференции. Пермь, 1980, с. 14.

8.	Лаптев Ф. Ф. Агрессивное действие воды на карбонатные породы, гипсы, бетоны.
М., 1939. 104 с.

9.	Страхов Н. М. Известково-доломитовые фации современных и древних водоемов,
(опыт сравнительно-литологического исследования).— Тр. Ин-та геол. наук. М.,
1951, вып. 124. 372 с.

10.	Зверев Б. П. Гидрогеохимические исследования системы гипсы — подземные воды.
М.: Наука, 1967. 148 с.

11.	Кузнецов А. М. О выщелачивании гипса и ангидрита.— В кн.; Тр. Естеств.-научн.
ин-та. Молотов, 1947, т. XII, вып. 4, с. 127.

12.	Маслов Н. Н., Науменко В. Г. Условия устойчивости напорных сооружений на за-
гипсованных породах.— В кн.: Растворение и выщелачивание горных пород. М.„
1957, с. 57.

13.	Печеркин И. А. Геодинамика побережий камских водохранилищ. Т. II. Пермь, 1969.
360 с.

14.	Бубен Н. Я-, Франк-Камене кий Д. .4. Об абсолютных скоростях растворения.—
Ж. физ. хим., 1946, т. XX, вып. 3, с. 225.

15.	Рechorkin I. А., Р echorkin А.	Bolotov А. В. Jointing as index of sulphate massifs,

karstification.— In: Proceed. VIII Int. Congr. Speleology. Bovling Green, Kentucky,
1982, p. 181.

Пермский государственный	Поступила в редакцию

университет	5.VII.1982

CHEMICAL EROSION RATE DETERMINATION
AND SUBTERRANEAN KARST RELIEF DATING

PECHERKIN A. I., BOLOTOV G. B.

Summary

A new technique is introduced of the karst denudation rate calculation at carbonate
and sulphate rock masses; the technique is based on detailed studies of the rocks jointing
and solubility as well as geological situation. The formulae permit to calculate karst land-
orms age.

УДК 551.435.282(575.4)

ПЛЕЩЕЕВ И. С.

МОРФОЛОГИЯ и ВОЗРАСТ ЧИНКОВ УСТЮРТА

Плато Устюрт расположено между Каспийским и Аральским моря-
ми и протягивается с севера на юг более чем на 500 км и с запада на
восток до 400 км. Оно возвышается над окружающими равнинами на
100—250 м и ограничено со всех сторон довольно крутыми склонами
или обрывами, которые принято называть чинками (рисунок).

Поверхность плато бронирована известняками сарматского и от-
части понтического возраста и является структурной, т. е. наиболее
высокие абс. отметки характерны для тектонических поднятий, низ-
кие — для прогибов. В осевой зоне Североустюртского прогиба абс.
отметки составляют 80—100 м, на северном крыле — до 215 м, в райо-
не Центрально-Устюртской зоны поднятий — до 250—300 м, в Ассаке-
Ауданском (Южно-Устюртском) прогибе 30—100 м. Песчаные масси-
вы (Сам, Матайкум) и крупные солончаки (Косбулак, Асмантай-Ма-
тай, Сам, Каратюлей, Барса-Кельмес, Ассаке-Аудан) приурочены, как
правило, к прогибам. На схематической карте показаны изогипсы по-
дошвы среднего миоцена, отражающий структуру плато бронирующего
Схематическая карта чинков плато Устюрт

Морфология чинков: 1 — обрывистый, сложенный известняками верхнего мела и нео-
гена; 2 — крутой или ступенчатый, сложенный карбонатными породами неогена;
3— относительно пологий, сложенный в основном глинисто-карбонатными породами
неогена; 4 — оползневой, сложенный глинами олигоцена и карбонатными породами
неогена; 5 — обрывистый с оползнями известняков мела и неогена по песчано-глини-
стым породам сеномана и турона; 6 — крутой с оползнями известняков неогена • по
песчано-глинистым породам нижнего мела. Прочие обозначения: 7 — крупные солонча-
ки; 8 — песчаные массивы на плато; 9 — изогипсы подошвы среднемиоценовых отложе-
ний; 10 — абс. отметки поверхности плато

покрова. В осевой зоне Северо-Устюртского прогиба подошва среднего
миоцена погружена несколько ниже нулевой горизонтали, на юге, в
Ассаке-Ауданском прогибе — ниже —100 м. На крыльях прогибов и в
Центрально-Устюртской зоне поднятий она поднимается до 100—200 м.

Чинки Устюрта имеют в плане сложную конфигурацию, которая
также в определенной степени связана с тектоническим строением.
Уже давно замечено [1], что они оконтуривают периклинали поднятий
и центриклинали прогибов, так что прогибам отвечают выступы пла-
то, а поднятиям «заливы». Отклонения от этой закономерности отме-
чаются на восточном чинке в районе мыса Актумсык и Айбугирского
выступа, где с поднятиями связаны выходы относительно устойчивых
карбонатных пород эоцена и верхнего мела.

Верхняя часть чинков сложена всюду известняками и мергелями
сармата и среднего миоцена, нижняя — в зависимости от структурного
положения — палеогеновыми и меловыми породами. От литологии
слагающих чинк пород зависит его вертикальный профиль. Бровка
чинка почти всюду представляет собой обрыв, в одних случаях отвес-
ный, в других ступенчатый. Высота обрыва колеблется от нескольких
метров до 50—60 м, а в среднем составляет 20—30 м. Крутой ступенча-
тый склон образуется в песчано-глинистых отложениях нижнего мела,
обнажающихся на небольших участках в районе мангышлакских струк-
тур. На более значительном протяжении по границе с Мангышлаком
чинки сложены карбонатной толщей верхнего мела, палеоцена и эоце-
на. Здесь наблюдаются отвесные и ступенчатые обрывы, большей
частью неприступные (севернее и восточнее сора Кендырли, район сора
Тузбаир, Карашора и др.).

В западном чинке (на юг от сора Кендырли до залива Кара-Богаз-
Гол) и в чинках Северного Устюрта (от сора Тузбаир на западе до
берегов Аральского моря на востоке) под карбонатными породами
миоцена лежит мощная толща глин с прослоями алевритов и песков
олигоценового возраста (местами и нижнего миоцена), слагающая
более 2/з высоты чинка. В ненарушенном состоянии эта толща образу-
ет однообразный склон крутизной 30—40°. Иногда у подножия склона
можно видеть округлые глинистые окатыши, образовавшиеся во время
дождей в результате скатывания вниз небольших обломков породы,
которые на влажном склоне подобно снежному кому Обволакиваются
липкой глиной. Размер таких окатышей самый разный, от нескольких
сантиметров до 0,5 м. Ненарушенный склон встречается редко и на
ограниченных участках. Как правило, почти всюду, где под бронирую-
щими известняками лежит песчано-глинистая толща, широко развиты
оползни, особенно в полосе распространения олигоценовых отложений.
Есть оползни и на участках, где обнажаются сеноманские песчано-
глинистые толщи, но там они не образуют широкой полосы. Оползни
образуются в результате выдавливания глин на склоне под тяжестью
вышележащих пород, а также скольжения относительно плотных по-
род по подстилающим водоупорным глинам. Участок бронирующих
плато известняков оседает и отламывается от основного массива. Так
образуется обособленный блок, под давлением которого со склона сре-
зается значительный кусок песчано-глинистой толщи и медленно спол-
зает вниз, деформируя, сминая нижележащие слои. В результате
весь склон покрывается нагромождениями глыб и блоков, ступенчато
спускающихся от обрыва до подножия склона. Этот процесс происхо-
дит повсюду, несмотря на преимущественный наклон слоев олигоцена
и миоцена в сторону плато, поскольку наклон очень невелик и состав-
ляет доли градуса.

На отдельных участках, где слои наклонены в сторону чинка и его
подножие подмывало голоценовое море, наблюдаются признаки очень
молодых и наиболее активных оползневых процессов; здесь отсутству-
ют овраги и наносы в межблоковых понижениях.

Ширина оползневой полосы в значительной степени зависит от высо-
ты чинка. Так, у Кара-Богаз-Гола, где чинк имеет высоту около 320 м,
ширина оползневой зоны достигает 5 км. Высота чинка у сора Кайдак
240—260 м, а ширина оползневой зоны 4—4,5 км. На побережье Араль-
ского моря высота чинка от 140 до 200 м, ширина оползневой зоны
от 1 до 3 км. На севере при высоте чинка 100 м ширина оползневой зоны
не более 1 км, при высоте 170 м — 2—2,5 км.

В зоне развития оползней преобладает циркообразная (дугообраз-
ная) конфигурация чинков. Есть цирки размером в десятки километ-
ров, а на фоне их развиты более мелкие, размером в несколько сотен
метров.

6 Геоморфология, № 2

81
Существенным условием образования оползней является достаточ-
ная мощность бронирующих миоценовых известняков, под* тяжестью
которых образуются оползни. Вопрос этот заслуживает специального
исследования, но по приблизительной оценке их минимальная мощ-
ность должна быть порядка 5—10 м. В частности, в северо-восточном
чинке, севернее Аральского моря, мощность бронирующего покрова на
краю плато не превышает первых метров, и поэтому оползней здесь
практически нет.

Большую роль в образовании оползней играет количество атмос-
ферных осадков, питающих водоносный горизонт на границе известня-
ков и подстилающих их глин. По мнению Б. А. Федоровича [2], мини-
мум необходимых для этого осадков составляет 300 мм в год. Вероят-
но, это число завышено: процесс образования оползней зависит не
только от общего количества осадков в год, но и от характера распре-
деления их по времени.

Начало формирования чинков относится к послепонтическому вре-
мени, вероятно, к среднему плиоцену [3]. Это была эпоха активной де-
нудационной деятельности, когда уровень Каспийского моря (и соот-
ветственно базис эрозии) был ниже современного, вероятно, более чем
на 200 м. К тому времени сарматско-понтическое плато занимало зна-
чительно большую площадь, чем теперь. В частности, оно простиралось
на весь п-ов Бузачи и далеко на север от современного северного
чинка. Об этом свидетельствуют останцовые горы Жельтау и др. к се-
веру от Устюрта, а также погребенные под хазарскими и бакинскими
отложениями оползни на п-ове Бузачи и в районе Мертвого Култука.
Процесс разрушения краевых областей плато шел в основном путем
отчленения участков плато глубокими эрозионными ложбинами и раз-
рушения образовавшихся останцов, а также путем постепенной дену-
дации чинков. Следовательно, чинки заложились на некотором рас-
стоянии от современных, а затем под действием агентов денудации
чинки отступали и продолжают перемещаться теперь. Конечно, разру-
шение известнякового покрова плато в первую очередь происходило в
ослабленных зонах, там, где мощность его была меньше, т. е. скорее
всего в зонах поднятий и разломов, а также на слабо наклонных мо-
ноклиналях с большей площадью водосбора и энергичной эрозионной
деятельностью.

Бытующее представление, что прямолинейные участки современных
чинков совпадают с разломами, неверно. Зародившись в плиоцене на
разломе, чинк не оставался ца прежнем месте, а за миллионы лет пе-
реместился, иногда на многие километры. Например, если и есть раз-
лом, параллельный берегам сора Кайдак, то его следует искать не в
современном чинке Устюрта или на кромке п-ова Бузачи, а где-то на
середине солончака Кайдак. На востоке, в Приаралье бронирующий
покров плато, вероятно, был разрушен прежде всего в зоне крупного
меридионального разлома, протягивающегося от п-ова Куланды на юг
через острова Возрождения, Лазарева. В настоящее время восточный
чинк Устюрта проходит почти параллельно этому разлому, но на 20—
30 км западнее, где никакого разрывного нарушения не наблюдается.
Лишь в очень редких случаях, если чинк только «добрался» до разло-
ма и пока не отодвинулся от него, он может совпадать с линией разло-
ма.

Надо сказать, что не всегда разрушение бронирующего покрова
плато начинается на своде поднятия или на линии разлома. Наиболее
крупные денудационные котловины на Устюрте не совпадают ни с теми
ни с другими и приурочены к прогибам, а в зоне некоторых крупных
разломов и флексур (Центрально-Устюртская зона поднятий) миоце-
новый покров сохранился до сих пор. Так что далеко не каждый пря-
молинейный элемент ландшафта обусловлен разрывной тектоникой.
При рассмотрении этого вопроса следует учитывать установленную
нами для данного региона закономерность: количество разрывных на-
рушений и их амплитуда сокращаются от тектонически поднятых зон
в сторону прогибов; в осевых частях крупных прогибов, особенно в от-
ложениях палеогена и миоцена, они никем достоверно не отмечались.

Как сказано выше, чинки Устюрта постепенно отступают, и пло-
щадь плато сокращается. Процесс этот на разных участках происхо-
дит по-разному и с различной скоростью. На участках, где чинк сло-
жен карбонатными породами, разрушение его происходит под действи-
ем воды и ветра. Сложнее дело обстоит в протяженной полосе, где
развиты оползни. Конечно, и здесь значительную роль играют эрозия и
дефляция, но оползневые процессы являются ведущими. Ясно, что са-
мыми древними оползнями будут те, которые наиболее удалены от
чинка, и самыми молодыми — верхние, только что отколовшиеся блоки.

Процесс образования и обновления оползней усиливается, если уско-
ряется разрушение нижних блоков. Поэтому наиболее активно ополз-
ни развиваются на участках, где подножие чинка омывает море. Так
было во времена каспийских плейстоценовых трансгрессий, особенно
хвалынской, когда на большом протяжении чинк Северного Устюрта
являлся берегом этого моря; так происходило в голоцене вдоль побе-
режья бывших заливов Каспийского моря Кайдак, Мертвый Култук,
Кара-Богаз-Гол на западе и вдоль Аральского моря на востоке. Автор
был свидетелем, когда в 1965 г. на берегу Аральского. моря в 40—
50 км севернее мыса Актумсык от плато отделился системой трещин
массив длиной более 1 км и шириной около 0,5 км. За 7 лет массив
сполз вниз на 10—20 м, расколовшись на ряд .блоков, разделенных
зияющими трещинами.

Можно с уверенностью сказать, что на берегу Кайдака, Мертвого
Култука, Кара-Богаз-Гола и Аральского моря не сохранились оползни
древнее среднеллейстоценовых, и возраст чинка также не* древнее
среднеплейстоценового, а в основном позднеплейстоценовый и голоце-
новый. Вместе с тем есть участки, на которых чинк как бы законсер-
вирован. Например, в южных частях овражной системы Сай-Утес про-
межутки между оползневыми блоками заполнены делювиальными и
другими отложениями от подножия до бровки чинка; образовался
естественный контрфорс, который препятствует дальнейшему развитию
оползней. Аналогичная ситуация наблюдается и на отдельных участках
северного чинка. Естественно, что такие участки чинка относительно
древнее и имеют раннеплейстоценовый возраст. Еще более древние
оползни не могли сохраниться, поскольку в начале плейстоцена, перед
бакинской трансгрессией, быд этап интенсивной денудации, достигав-
шей почти тйкого же размаха, как и в среднем плиоцене.

На берегу Аральского моря оползневые блоки образуют в ряде
мест две или три гряды, протягивающиеся на многие километры, при
этом некоторые блоки имеют длину до 3 км и ширину до 0,5 км. Эти
гряды причудливых очертаний ступенчато спускаются в сторону моря,
причем первая гряда протягивается вдоль подножия миоценового об-
рыва, две другие — параллельно ей.

Между миоценовыми обрывами и первой грядой и между двумя
следующими грядами оползней расположены ложбины или котловины.
Местами они заполняются водой, образуя небольшие озера. Такие озер-
ки встречаются в Аральском чинке севернее и южнее мыса Актумсык.
Небольшое озеро есть в Кайдакских чинках севернее оврага Сай-Утес.
Межгрядовые ложбины, так же как и замкнутые понижения среди
нагромождения отдельных глыб и блоков, служат местом, куда сно-
сится обломочный материал. В постоянных и временных озерах накап-
ливаются горизонтально-слоистые отложения. В ложбинах и пониже-
ниях образуются ровные террасовидные аккумулятивные поверхности.
Следы подобной изолированной котловины, заполненной озерными
горизонтально-слоистыми песчано-глинистыми отложениями были, в
частности, обнаружены в южных частях системы оврага Сай-Утес — в
свежем овраге между оползневыми блоками примерно на середине
чинка (абс. отм. 100—120 м). Мощность отложений здесь достигает
15 м. Обычно считается, что чем выше терраса, тем она древнее, и в
принципе это правильно. Однако когда мы имеем дело с чинками, где
широко развиты оползни, то самые высокие озерные и пролювиальные
террасы могут оказаться самыми молодыми, и это надо иметь в виду.
Учитывая, что в условиях постоянного обновления Аральского чинка
наиболее древние — нижние оползни вряд ли образовались раньше
среднего плейстоцена, возраст террасы на отметках около 70 м, о ко-
торой много писалось, следует считать никак не древнее позднеплейсто-
ценового. Это согласуется с положениями обстоятельной статьи
М. Е. Городецкой [4], посвященной террасам Аральского моря. Вместе
с тем следует сказать, что морской террасы с абс. высотой 70—75 м
на берегах Аральского моря не существует. Разобщенные террасы на
оползнях Аральского чинка расположены на различных уровнях от
70 до 100 м абс. высоты. Они сложены слоистыми и неслоистыми пес-
чано-глинистыми и грубообломочными отложениями озерно-пролювиаль-
ного генезиса мощностью 5—15 м и явно образовались в межблоковых
понижениях. В некоторых озерах могли даже обитать Cardium edu-
le L., занесенные водоплавающими птицами из Аральского моря.
На северном берегу Аральского моря имеются озерно-аллювиальные
поверхности, лишь приблизительно соответствующие уровню 70—75 м,
и нигде достоверно не отмечалась морская терраса.

Большую роль в рельефообразовании на плато Устюрт и в приле-
гающих регионах играют эоловые процессы. Пыльные бури на Устюр-
те, Мангышлаке и п-ове Бузачи не редкость. Во время бури воздух
буквально насыщен пылью, становится мутным. Иногда такие бури
продолжаются в течение нескольких дней. За это время переносится
и переотлагается большое количество пылевого материала. Ветер иг-
рает существенную роль в формировании чинков. В связи с этим обра-
щает на себя внимание разница в характере рельефа западных и во-
сточных чинков Устюрта. Западные чинки при всех равных условиях
круче, у их подножия почти повсеместно сформировались бессточные
впадины, занятые солончаками (Шомышколь, Кайдак, Тузбаир,4 Кен-
дырли, Кара-Богаз-Гол, Карашок и др.)'. Восточные чинки Устюрта
более пологие (севернее и южнее Аральского моря, район Сарыкамыш-
ской впадины). В бессточных впадинах на плато (Косбулак, Барса-
Кельмес и др.) восточные берега также высокие и обрывистые, а за-
падные— пологие, перекрытые песком. Такая закономерность объяс-
няется, вероятно, преобладанием юго-восточных ветров. Они навевают
песок и пыль на склоны восточной экспозиции, а у подножия уступов
западной экспозиции образуют завихрения, благодаря чему поднима-
ются и выносятся пылеватые частицы и вырабатываются замкнутые
понижения. Возможно, наряду с эоловыми действуют и другие про-
цессы.

Южнее Аральского моря восточный чинк омоложен деятельностью
р. Амударьи, которая в позднепдейстоценово-голоценовое время под-
ходила к чинку и подмывала его, о чем свидетельствуют развитые здесь
молодые аллювиальные отложения. В этой связи следует считать ма-
ловероятным сохранение здесь верхнеплиоценовых отложений, присло-
ненных к подножию чинка на высотах около 80 м. Скорее всего встре-
чающиеся местами песчано-галечниковые образования, которые пред-
положительно относят к верхнему плиоцену, значительно более моло-
дые и связаны с деятельностью р. Амударьи в позднем плейстоцене.

Южный край плато Устюрт имеет сложную конфигурацию в: виде
протяженных субмеридиональных языков-выступов (например, Кап-
ланкыр). Здесь наблюдается четкая закономерность: западный чинк
крутой, обрывистый, сложен миоценовыми и меловыми породами, у
подножия чинка — бессточная солончаковая ложбина (например, Ка-
рашор). Воточный чинк пологий и сложен, как правило, только мио-
ценовыми породами.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Шлезингер А. Е., Плещеев И. С. История формирования рельефа Мангышлака и
связь его с основными тектоническими структурами.— Бюл. МОИП. Отд.- геол.,
1959, т. XXXIV (3), с. 14.
2.	Федорович Б. А. Древние реки в пустынях Турана.— Материалы по четвертичному
периоду в СССР. Вып. 3. М.» 1952, с. 10.

3.	Луппов Н. П. О среднеплиоценовом этапе в геологической истории Закаспия.— Тр.
ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1963, т. 109, с. 27.

4.	Городецкая М. Е. О террасах Аральского моря.— Геоморфология, 1978, № 1, с. 46.
Космоаэрогеологическая экспедиция № 1	Поступила в редакцию

ВНПО «Аэрогеология»	8.VI.1982

USTYURT PLATEAU SCARPS MORPHOLOGY AND AGE

PLESHCHEEV I. S.

Summary

The Ustyurt Plateau scarps (so called «Chynks») morphology is controlled by the
rocks lithology and tectonics. The Upper Cretaceous, Paleogene and Neogene carbonate
rocks form precipices and steep slopes with steps. If Miocene limestones overlie the Oli-
gocene sands and clays, landslides are developed. The landslide zone is up to 5 km wide,
which depends on the scarp height. The scarps age differs at different places, but it is
not older than Early Pleistocene, as an active and deep erosion preceded the Bakinian
transpression. The parts of scarps washed by the Quaternary seas are still younger, mostly
of Late Pleistocene and Holocene age, and not older than Middle Pleistocene.

УДК 551.4:528.067.4(575.3)

СЛАДКОПЕВЦЕВ С. A.

ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ КАРТОГРАФИРОВАНИЕ
ГИССАРО-АЛАЯ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ КОСМИЧЕСКИХ
СНИМКОВ

При использовании в геоморфологическом картографировании кос-
мических фотоизображений были отмечены следующие важные их осо-
бенности: большая информативность по отношению к морфологическим
и морфоструктурным характеристикам рельефа, более скромные воз-
можности при выделении генетических однородных поверхностей и огра-
ниченность данных историко-генетического характера [1]. Исходя из
этого можно сказать, что наибольший объем новой информации о рель-
ефе космические снимки дают для районов, при геоморфологическом
картографировании которых по тем или иным причинам преобладал
«возрастной» подход. При этом внедрение новых методов картографи-
рования должно иметь и важное практическое значение, поскольку недо-
статочная обеспеченность районов морфогенетическими геоморфологиче-
скими картами сильно затрудняет оценку условий рельефа при решении
вопросов инженерного, гидромелиоративного и сельскохозяйственного
освоения.

На наш взгляд, с точки зрения целесообразности изучения рельефа
на основе космических снимков одним из перспективных районов явля-
ется Таджикистан, в геоморфологическом картографировании которого
многие годы доминировал хронологический принцип [2].

Ниже изложены основные результаты изучения рельефа территории
Гиссаро-Алая с использованием космических снимков, полученных с
ПОС «Салют-6» и ПКК «Союз-22» [3]. В ходе работ были составлены
схема разломов, отдешифрированных на космических снимках (рисунок),
и морфогенетическая схематическая геоморфологическая карта. При
разработке легенды карты информация, полученная с космических сним-
ков, была дополнена сведениями о крутизне склонов и возрасте отде-
шифрованных категорий рельефа.

Морфоструктурный план. Несмотря на активные и контрастные но-
вейшие движения земной коры, даже основные разрывные нарушения
Гиссаро-Алая имеют сложное выражение в рельефе и не всюду хорошо
Схема разломов Гиссаро-Алая

Линейные структуры, отдешифрированные на космических снимках м-ба
1 : 1 000 000: 1 — в породах палеозоя, 2 — в отложениях кайнозоя, 3 —
границы поднятий и депрессий

прослеживаются по космическим снимкам. Причины этого — большое
влияние на рельеф складчатых деформаций и литологии, а также значи-
тельная активность экзогенных процессов, преобразующих тектогенные
формы. Более четко зоны разломов распознаются на юге района, в зоне
развития гранитных интрузий. Сравнительно редко дешифрируются раз-
ломы в пределах ледникового рельефа наиболее крупных поднятий, что
обусловлено влиянием экзарации и снежно-ледовых полей.

Зоны региональных разломов шириной от 0,5 до 2 км со сложными
границами лишь при достаточной генерализации в м-бе 1 : 1 000 0001 про-
слеживаются довольно четко. Как показывают материалы дешифриро-
вания космических снимков, блоковое строение района определяется
главным образом двумя системами разломов (рисунок). Система северо-
восточного простирания преобладает на западе — в бассейнах Сурхан-
дарьи, Шинга, Кштута и Фандарьи. Восточнее меридиана г. Душанбе
эта система проявляется в простирании Илякской депрессии и долины
Кафирнигана. Северо-западное., простирание разломов господствует в
бассейне Кафирнигана, а западнее прослеживается локально в низовьях
Фандарьи и в Пенджикейтской впадине. Крупные дугообразные разло-
мы Гиссаро-Алая, на наш взгляд, отражают совместное влияние двух
рассмотренных систем нарушений, так как зона смены их простираний
находится в центральной части района, в бассейнах Варзоба и Ханаки.

Складчатые деформации^ в том числе поперечные субмеридиональ-
ные, выделяемые по геоморфологическим данным [4], слабо распозна-
ются на космоснимках. Даже сильная генерализация недостаточна для
уверенного прослеживания флексур и зон сочленения положительных и
отрицательных морфоструктур. Выделяемые в структуре Гиссаро-Алая
продольные (субширотные) космогеологические структуры [5] нечетко
трассируются по снимкам в связи с наследованием крупными долинами.
В ряде случаев их обособление от диагональных неонравдано, поскольку
простирание этих разломов меняется от северо-западного до северо-во-
сточного.

В итоге подчеркнем, что информативность космических снимков Гис-
саро-Алая в отношении морфоструктурного плана недостаточна. Для
уверенного картографирования морфоструктур требуется широкое при-
влечение исходных материалов — топографических, геологических и тек-
тонических карт, геоморфологических профилей и т. д.

Методика анализа морфоскульптуры. Последовательность выделения
на снимках геоморфологических элементов, форм и комплексов в общих
чертах была следующая. В первую очередь дешифрировались гидрогра-
фическая сеть и основные картографируемые в м-бе 1:500 000 ребра
рельефа — тальвеги и гребни. Их выделение позволило разделить всю
изучаемую территорию на три основные части: а) площади, ребра и гра-
ни рельефа которых распознавались и картографировались и которые
были отнесены к областям распространения наклонных поверхностей —
склонов; б) площади, где ребра и грани распознавались, но не картогра-
фировались. Эти участки были отнесены к областям распространения
субгоризонтальных поверхностей выравнивания, расчлененных и преоб-
разованных в последующие эпохи. По характеру расчленения и фототону
можно было судить о том, какие породы залегают на этих поверхно-
стях— скальные складчатого основания или рыхлые платформенного
этажа, в) площади, где хорошо сохранился первичный плоский рельеф
и следы его преобразования не распознавались. В зависимости от фото-
тона и рисунка фотоизображения эти площади подразделялись на дену-
дационные и аккумулятивные. Дальнейшая работа сводилась к подраз-
делению выделенных крупных комплексов на морфологические разно-
видности (по типу, густоте и глубине расчленения и морфологии
поверхности), к генетической и возрастной интерпретации категорий
рельефа. При этом подразделялись и отдешифрирозанные первоначаль-
но гребни хребтов и возвышенностей, морфология и генезис которых в
большинстве случаев тесно связаны с обликом прилегающих к ним
склонов.

Реликты поверхностей выравнивания. Картографирование реликтов
доорогенного и раннеорогенного рельефа велось с учетом материалов
более ранних исследований [6, 7]. Было установлено, что использова-
ние космических снимков повышает точность выделения контуров релик-
тов древнего рельефа, хотя и не решает полностью проблемы критериев
и субъективизма в картографировании поверхностей выравнивания.

Как показали аэровизуальные наблюдения и материалы космических
съемок, реликты вершинных раннеорогенных поверхностей в осевых ча-
стях основных хребтов Гиссаро-Алая на больших площадях могут по-
казываться только условно. Среди альпийского рельефа лишь в редких
случаях сохранились плосковершинные останцы, не распознаваемые в
м-бе 1 :500 000. Однако, несмотря на повсеместное расчленение и весьма
относительную одновысотность пиков и карлингов, на снимках можно
выделить массивные участки хребтов с относительно неглубоким карово-
троговым расчленением. Эти участки по макрорельефу отличаются от
узких частей хребтов, где сходятся противоположные склоны. Оконту-
ренные по этому принципу реликты древнего рельефа имеют иное рас-
пространение нежели на ранее составленных картах. Их площади мень-
ше в западных частях Туркестанского, Зеравшанского и Каратегинского
хребтов, но в то же время больше на Гиссарском хребте и в верховьях
Зеравшана.

Сравнительно малоизмененные поверхности выравнивания на породах
осадочного чехла — в бассейнах Джуряза., Варзоба и Лучоба—прекрас-
но дешифрируются на снимках и могут быть оконтурены точнее, чем по
топографическим картам. Следует подчеркнуть, что чем крупнее мас-
штаб снимков, тем сложнее оконтуривать эти поверхности вследствие
недостаточной генерализации элементов их структурно-эрозионного рас-
членения. Наименьшее изменение претерпели весьма небольшие участки
древнего рельефа на пониженных боковых хребтах ниже зоны влияния
экзарации, а также экспонированные из-под рыхлого покрова фрагмен-
ты мезозойского пенеплана. Однако их надежная фиксация возможна
лишь по космоснимкам крупного масштаба.

Изучение поверхностей выравнивания по разномасштабным космо-
снимкам показало, что степень генерализации влияет на размеры кон-
туров древнего рельефа. По мере уменьшения масштаба площади нара-
стают за счет включения прилежащих слаборасчлененных склонов, по-
ниженных седловин и перемычек осевых частей хребтов. Зависимость
выделяемых площадей поверхностей выравнивания от масштаба фото-
основы— пример того, что даже столь объективный материал, как кос-
мофотосъемки, не всегда обеспечивает однозначный анализ рельефа.
Склоны. Склоны Гиссаро-Алая, как и других районов Средней Азии,
изучены недостаточно. В основном это объясняется отсутствием до не-
давнего времени обзорных фотооснов для изучения региональных зако-
номерностей распределения склонов и недостаточным вниманием к мор-
фогенетическому анализу рельефа юга Средней Азии. Проведенное на
основе космических снимков генетическое подразделение склонов, не-
смотря на определенную схематичность, представляет интерес для реше-
ния таких прикладных задач, как анализ лавинной и селевой деятель-
ности, изучение эрозии и оползней, оценка территории с точки зрения
хозяйственного освоения.

На космических снимках достаточно уверенно распознаются крутиз-
на склонов, их профили, характер расчленения и степень скалистости,
задернованности. Указанные параметры в значительной мере определя-
ют современный генезис склонов и закономерности перемещения обло-
мочного материала. Вместе с тем для уточнения полученных дистанци-
онными методами данных использовались материалы аэровизуальных и
наземных маршрутов. В результате комплексного ландшафтно-геомор-
фологического дешифрирования на рассматриваемой территории было
определено региональное положение границы, разделяющей горную об-
ласть на два крупных пояса.

Высокогорно-среднегорный пояс с активным проявлением процессов
экзарации, нивации, морозного выветривания и криогенного смещения.
По крутизне, типу расчленения и криогенным процессам в пределах
пояса выделены следующие склоны: а) обвально-осыпные, развитые в
осевых частях хребтов и вместе со склонами цирков образующие аль-
пийский рельеф Гиссаро-Алая. Особенность их распространения — тя-
готение к северным макросклонам хребтов. Расчленение, густое неглу-
бокое, представлено бороздами нивально-гравитационного происхожде-
ния; б) лавинно-осыпные, занимающие средние части макросклонов
хребтов. Их расчленение в нижних частях глубокое лотковое, более
закономерное нежели борозчатое. Роль эрозии здесь значительна и на-
растает сверху вниз, однако повсеместно заметно и влияние гравитаци-
онно-лавинных процессов. Экзарационные формы здесь практически от-
сутствуют. Нижние границы склонов проведены по комплексу призна-
ков, в том числе по исчезновению криогенных микроформ; в) криогенно-
осыпные, распространенные в нижнем ярусе высокогорно-среднегорного
пояса. Характерные их черты — нерезкое расчленение, однородный ри-
сунок фотоизображения и микроступенчатость. Основные ареалы раз-
вития этих склонов — верховья крупных продольных долин: Ягноба, Нау-
крума, Зидды, Комароу.

Среднегорно-низкогорный пояс с господствующей ролью эрозии в
формировании склонов, среди которых по типу смещения материала вы-
делены следующие склоны;, а) обвальные склоны ущелий и каньонов
речных долин в местах их наибольшего сужения — по Шингу, Фандарье,
Варзобу. Их расчленение неглубокое, очень густое и резкое, у подножия
часто наблюдаются скопления обвального глыбового материала; б) де-
серпционно-осыпные, отличающиеся от расположенных выше лавинно-
осыпных склонов отсутствием признаков криогенного смещения, ниваль-
ных форм и лавинных лотков. Последние замещаются эрозионными фор-
мами— логами, промоинами, ущельями. Склоны этого типа наиболее
распространены в Гиссаро-Алае. В зависимости от структурно-литологи-
ческих условий среди них выделяется несколько разновидностей, напри-
мер «зеравшанская» на однородных осадочных породах или «кафирни-
ганская» на гранитоидах; в) десерпционные с прямолинейными профи-
лями и мелким ложковым расчленением. Характерны для обрамления
внутригорных депрессий и придолинных участков. Наиболее типичны по
Зеравшану, где они возвышаются над террасами в виде треугольных
фасет; г) делювиально-десерпционные на глинистых слабощебнистых и
малопроницаемых отложениях мезозой-кайнозоя в пределах внутригор-
ных депрессий и крупных долин. Характеризуются ступенчатыми профи-
лями с чередованием уплощенных участков и невысоких скалистыл
уступов.

Аккумулятивно-эрозионные поверхности. Окраинные части Пенджи-
кентской и Южно-Таджикской впадин, бывшие области предгорной
аккумуляции, обычно относят к аккумулятивным поверхностям. Вместе
с тем анализ материалов космической съемки показывает, что реликты
первичного аккумулятивного рельефа здесь очень невелики по площади,
а облик современного рельефа определяется характером расчленения.
Выделяются зоны предгорного «бедленда» с резким расчленением и пря-
молинейными структурными склонами на дислоцированных отложениях
мезозой-кайнозоя и зоны адыров с мягким расчленением и преоблада-
нием вогнутых склонов на лессовидных осадках четвертичного возраста.

Рельеф предгорий — один из наиболее четко распознаваемых на
снимках, однако его физиономичность меняется при изменении масшта-
ба. Значительная генерализация мягких эрозионных форм создает впе-
чатление более резкого расчленения адыров, чем это можно наблюдать
визуально.

Аккумулятивные поверхности. Общая черта аккумулятивных поверх-
ностей— хорошая сохранность первичного рельефа даже при последую-
щих деформациях и расчленении. Дешифрирование контуров аллюви-
альных поверхностей различного возраста не вызывает особых затрудне-
ний; распознавание же гравитационных и моренных образований более
сложное. Характерная черта моренного рельефа Гиссаро-Алая—его
значительная денудированность и перекрытие пролювиально-осыпными
шлейфами. Это заставляет в ря/fe случаев выделять нерасчлененные мо-
ренно-гравитационные комплексы. Плохая выраженность морен в рель-
ефе, их переработанность и связанная с этим слабая физиономичность
привели к тому, что по сравнению с ранее составленными картами пло-
щади моренных образований сокращены. Были уточнены и плановые
очертания моренных полей. Судя по снимкам, их контуры, отчетливо
линейные, ограничивают узкие ареалы в пределах днищ ледниковых
долин. Преобладание на ранее составленных картах эллипсовидных и
изометричных контуров долинных морен не соответствует действитель-
ности, поскольку ими охватываются все водосборы и даже гребни боко-
вых хребтов.

Таким образом, составленная по материалам космических съемок
геоморфологическая карта Гиссаро-Алая дополняет наши представления
о геоморфологии этого района, позволяет оценить рельеф с точки зрения
современной экзогенной динамики, зональности и взаимодействия фак-
торов рельефообразования. Работа над картой показала недостаточную
разработанность таких вопросов, как методы картографирования поверх-
ностей выравнивания, склонов, предгорий и морен. Интерпретация этих
комплексов еще во многом субъективна и, кроме того, зависит от мас-
штаба съемки и поставленных задач.

Использование космофотоосновы убедительно показало необходи-
мость одновременного и сопряженного картографирования рельефа и
четвертичных отложений. Лишь при этом условии удается избежать мно-
гих односторонних и ошибочных толкований, которые позже становятся
труднопреодолимыми.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Асеев А. А., Александров С. M.f Городецкая М. Е. Современные задачи геоморфоло-
гического дешифрирования космических изображений Земли. — Геоморфология,
1979, № 1, с. 3.

2.	Костенко И. П. Развитие рельефа горных стран. М.: Мысль, 1970. 367 с.

3.	Геологическое изучение Земли из космоса. М.: Наука, 1978. 227 с.

4.	Несмеянов С. А., Бархатов И. И. Новейшие и сейсмогенерирующие структуры Запад-
ного Гиссаро-Алая. М.: Наука, 1978. 119 с.

5.	Баратов Р. Б., Литвиненко К- И., Чижик В. Н. Космогеологические структуры Гис-
саро-Алая и их роль в размещении эндогенного оруденения.— Докл. АН СССР,
1982, т. 266, № 4, с. 928.
6.	Лукина Н. В. Деформации поверхности палеозойского фундамента юго-западного
Тянь-Шаня.— Тр. Геол, ин-та АН СССР, 1977, вып. 286, с. 80.

7.	Чедия О. К. Юг Средней Азии в новейшую эпоху горообразования. Кн. II. Фрунзе:
Илим, 1972. 225 с.

МИИГАиК	Поступила в редакцию

29.IV. 1982

GEOMORPHOLOGICAL MAPPING AT GUISSAR-ALAI USING SPACE PHOTOES

SLADKOPEVTSEV S. A.

Summary

A scheme of fault tectonics and a geomorphological map are compiled for the Guissar-
Alai region using space survey data. The structural pattern of the area is shown to be
controlled by fault-lines of NW and NE strike. Planation surfaces and old glacial topo-
graphy outlines are ascertained. For the first time morphogenetic types of
slopes are mapped and accumulative-erosional surfaces are identified at depres-
sions margins. The topography is evaluated considering its recent dynamics and relief-
forming factors zonality.

УДК 551.435.1 : 551.438.5

СУХОДРОВСКИЙ в. л.

АНТРОПОГЕННОЕ ОВРАГООБРАЗОВАНИЕ В МЕРЗЛОТНЫХ
УСЛОВИЯХ

Оврагообразование в районах с суровым климатом, как правило,
сопровождается таянием многолетнемерзлых, в том числе льдистых
пород. Процесс этого таяния летом способствует развитию криогенных
склоновых процессов, активно доставляющих материал на дно овра-
гов, что несколько ограничивает их углубление [1—3]. Иначе говоря,
участвующие в формировании оврагов водотоки как бы не справляют-
ся с выносом всего поступающего со склонов материала, который ча-
стично накапливается на их дне. Вот почему длина таких оврагов ред-
ко превышает 1 км, а дно сохраняет довольно крутое падение.
Распространение их обычно ограничено придолинными участками, а об-
ширные пространства междуречий просто лишены какой-либо эрозион-
ной сети. К факторам, ограничивающим эрозию, относится и сравни-
тельно малая продолжительность этого процесса в течение года. В пе-
риоды схода снежного покрова размыв оттаивающих песков и суглин-
ков, или их термоэрозия, протекает в 10—15 раз активнее, чем талых
пород, причем интенсивность размыва первых на 1—2 порядка выше
размыва вторых [4].

Известно, что активность оврагообразования резко возрастает в
районах, освоенных человеком [5, 6]. Основываясь на ряде обобщаю-
щих публикаций [1, 7, 8 и др.], в оврагообразовании, вызванном антро-
погенными факторами, можно выделить четыре стадии. На первой
стадии образуются неглубокие (до 2, реже до 3 м) промоины или рыт-
вины с V-образным поперечным профилем. Продольный профиль их
днища в какой-то мере повторяет профиль первичной поверхности.
Промоины активно углубляются, что сопровождается развитием глав-
ным образом гравитационных процессов на их бортах.

Вторая стадия — образование и ускоренный рост собственно овра-
гов, имеющих глубину более 2—3 м. Активное глубинное врезание ов-
рагов сочетается с развитием не столько гравитационных процессов,
сколько солифлюкции и делювиального смыва. Склоны оврагов могут
испытывать частичное зарастание, препятствующее активному разви-
тию склоновых процессов. Продольный профиль все еще узкого, но уже
плоского дна существенно отличается от профиля первичной поверх-
ности, хотя не стал еще равновесным. Примечательно, что верховьями
оврагов, находящихся во второй стадии развития, являются промоины
и рытвины, относящиеся к первой стадии развития. В нижних частях
этих оврагов обычно развиты конусы выноса, накладывающиеся на
речные, озерные или морские террасы. Аккумуляция в пределах кону-
сов выноса, которая может сменяться их эрозионным расчленением и
образованием подобных же конусов выноса на более низком высотном
уровне, характерна для всех стадий развития оврагов.

Третья стадия знаменуется выработкой продольного профиля рав-
новесия. Для начала этой стадии характерно прекращение глубинной
эрозии и смена ее транзитом материала или даже аккумуляцией. По-
добная обстановка возникает прежде всего в низовьях оврагов, а за-
тем регрессивно перемещается вверх по течению. Там, где глубинная
эрозия уже прекратилась, дно заметно расширяется, а зарастающие
склоны несколько выполаживаются. Различные части одного и того же
оврага могут одновременно находиться в разных стадиях развития:
верховья — в первой, средние части — во второй и низовья — в треть-
ей. Когда трансгрессивное прекращение глубинной эрозии приблизит-
ся к верховьям оврагов, и их продольный профиль станет на всем про-
тяжении равновесным, можно считать, что третья стадия их развития
завершена.

На четвертой, самой продолжительной стадии овраги с уже выра-
ботанным профилем равновесия преобразуются в балки или лощины.
Это выражается в еще большем выполаживании и отступании их скло-
нов, а также в накоплении наносов на нередко заболачивающихся их
днищах, что в естественных условиях не препятствует зарастанию скло-
нов и днищ. В процессе формирования балок или лощин могут обра-
зоваться вторичные (донные) овраги, что чаще всего обусловлено
антропогенными факторами.

Резкое возрастание активности оврагообразования во вновь осваи-
ваемых районах является следствием двух причин [1]. Первая из
них — разрушение естественного почвенно-растительного покрова
транспортными и другими средствами. Вторая причина обусловлена
самим строительством: вблизи строительных сооружений, т. е. в «вет-
ровой тени» накапливается большое количество метелевого снега. Это
особенно характерно для тундры с ее сильными ветрами в зимнее вре-
мя. Таяние образующихся на затененных участках сугробов приводит
к резкому возрастанию здесь поверхностного стока, чему способствует
также допускаемый иногда сброс промышленных и бытовых вод.
О других закономерностях оврагообразования, вызванного застройкой
территории, можно судить по данным многолетних наблюдений в бас-
сейне р. Мессояхи (север Западной Сибири) в районе, расположенном
в 170 км к западу от Дудинки. Некоторые результаты этих наблюде-
ний за 1974—1976 г. были опубликованы ранее [6].

Рельеф района исследований представляет собой пологоувалистую
равнину, дренированную р. Воркута-Яхой и ее притоками, глубина
долин которых не превышает 15—20 м. Встречаются и озера с попе-
речником до 0,5 км. В районе господствует мохово-лишайниковая, пу-
шице-осоковая, иногда кустарниковая растительность. В основном суг-
линистая, часто заторфованная почва подстилается водно-ледниковыми
пылеватыми средне- и мелкозернистыми песками и супесями, содер-
жащими редкую гальку. С глубины 0,3—0,5 м, а на сухих песчаных
массивах 1,5—1,8 м залегают многолетнемерзлые породы, мощность
которых достигает 470 м.

Климат района характеризуется продолжительной (около 8 мес.)
зимой и коротким прохладным летом. Среднегодовая температура воз-
духа составляет —12°, а абсолютный минимум достигает —50°. Ветры,
обычно сопровождаемые метелями, особенно сильны в начале и конце
зимы, когда их скорость достигает 30—40 м/с. Среднее количество
осадков 360—400 мм, причем 120—140 мм выпадает в твердом виде.
Снежный покров распределяется неравномерно. Так, в результате сне-
гомерной съемки, выполненной в начале мая 1976 г. И. П. Константи-
Рис. 1. Схематический план оврагов в районе исследований (составлен по состоя-
нию на август 1978* г.)

новым, установлено, что на возвышенных участках тундры мощность
снежного покрова не более 5—10 см при средней его мощности 30 см.
В пределах же застроенной части поселка на площади в 40000 м2 вы-
сота сугробов около 1,8 м, а в оврагах и в «ветровой тени» вблизи
больших построек мощность снеговых скоплений достигала 4—5 м.
Это привело к увеличению стока с застроенных участков в 2—4 раза.
Там, где сбрасывались промышленные и бытовые воды, величина сто-
ка была еще большей.

Объектом исследования явились пять оврагов, впадающих слева в
ручей Малая Мессояха (рис. 1). Вблизи верховий оврагов размещены
гражданские и промышленные сооружения на площади с песчаной на-
сыпью высотой в 1—2 м. Под насыпью залегают суглинки, иногда за-
торфованные, со слоями торфа мощностью до 1,5 м. Суглинистый го-
ризонт мощностью до 5—6 м подстилается песками, переслаивающими-
ся с супесями. Встречаются прослои льда мощностью от 0,1 до 0,8 м,
обычно залегающие под слоями торфа. В отложениях с повышенным
содержанием торфа начиная с глубины 1,5—2,2 м можно наблюдать
повторно-жильные льды мощностью до 1—1,5 м.

Все пять оврагов небольшие по протяженности. Наибольший из
них (№ 1) достигает длины (от верховьев до ручья Малая Мессояха)
400 м, второй по величине овраг (№ 5) — 240 м. Их верховья имеют
V-образный поперечный профиль при высоте бортов 1—2 м. Вниз по
течению склоны оврагов несколько выполаживаются, а их плоское дно
сохраняет довольно крутое падение. Так, например, средний уклон
дна оврага № 5 составляет 0,046. Ширина оврагов в низовьях дости-
гает 20—25 м при ширине днищ в несколько метров, а глубина от 4,2
(овраг № 5) до 10 м (овраг № 1). Во всех оврагах, кроме оврага
№ 4, во время теплого периода имеются постоянные водотоки. Их пи-
тание осуществляется за счет атмосферных осадков теплого периода,
стока промышленных небытовых вод, таяния подземного льда и глав-
ным образом снега, накапливающегося за зимний период в «ветровой
тени» и в подпольях строений.

Наблюдения Н. И. Новикова в 1974 г. позволили установить, что
в результате увеличения расхода воды в оврагах в 8 раз расход нано-
сов возрастает в 12 раз, что говорит о нелинейной их зависимости. Ин-
тенсивность расхода наносов, проявляющегося в разрастании овра-
гов под действием пятящейся, глубинной и боковой эрозии, зависит
также от состава грунтов. Так, при наличии в оврагах гравийно-галеч-
ной аллювиальной отмостки количество переносимого водой материа-
ла остается сравнительно низким. В результате неравномерного разви-
тия склоновых процессов, вызванного некоторой миграцией водотоков,
изменения продольного профиля дна оврагов носят волнообразный
характер [6]. Приведем данные по развитию на протяжении 10 лет
трех оврагов района исследований (овраги №№ 1, 3, 4, рис. 1). Дан-
ные получены в итоге анализа аэрофотоснимков 1967 г., топографиче-
ского плана местности 1971 г., визуальных и инструментальных наблю-
дений 1974, 1975, 1976 и 1978 гг.
Овраг № 1. Площадь водосбора сильно застроена. До начала
строительства на месте оврага существовала лощина длиной около
250, глубиной не более 1,5—2 м. Подобные лощины можно наблюдат!
на близлежащей территории. В результате строительства, развернув*
шегося в 1969 г., почвенно-растительный покров на застраиваемой
площади был погребен под насыпью, а за пределами последней суще-
ственно нарушен. Одновременно резко увеличилось количество накап-

ливающегося здесь снега, таяние которого привело к увеличению мест-
ного стока в 3—4 раза. Допускался и неорганизованный сброс не толь-
ко промышленных, но и бытовых, в том числе канализационных вод.
В результате этого лощина превратилась в овраг, который в 1971 г.,
по данным выполненной тогда топографической съемки, достиг длины
390 м. Таким образом, в течение первых трех лет (1969—1971 гг.) ско-
рость роста оврага была 130 м/год. Средняя ширина оврага за это
же время достигла 4—5 м при его глубине в несколько метров.

В последующие четыре года рост оврага в длину заметно сокра-
тился и составлял около 5 м/год. Верховья одного из отвершков оврага
приблизились к зданию электростанции на расстояние около 5 м. Ши-
рина оврага за этот же период увеличивалась активнее, чем в пред-

шествующее время, достигнув к
1975 г. 15—20 м в средней его
части. В 1978 г. верховья оврага
были засыпаны, а поэтому его
длина уменьшилась по сравне-
нию с 1975 г. на 10 м. Зато ши-
рина оврага, достигшая в от-
дельных местах 20—25 м, уве-
личилась почти вдвое. Средняя
скорость отступания бортов ов-
рага составила 1,5 м/год. Глуби-
на оврага увеличивалась с 1975
по 1978 г. со средней скоростью
0,5 м/год, достигнув в низовьях
10 м. Общая величина падения
его дна за это время практиче-
ски не изменилась и осталась
близкой к 0,05, или 3°, о чем
можно судить по данным теодо-
литного профилирования, выпол-
ненного в эти годы. Продолжаю-
щееся углубление оврага на всем
протяжении свидетельствует о
незакончившейся еще второй
стадии его развития, для которой
характерно и довольно активное
разрастание верховьев. Отсюда
следует, что в ближайшем бу-
дущем объем необходимых зем-
ляных работ по засыпке верховь-
ев будет возрастать, если не бу-
дут приняты более радикальные
меры борьбы с оврагообразова-
нием.

Овраг № 3 образовался на
дне лощины шириной до 30 м.
К 1971 г. его длина вместе с

Рис. 2. План оврага № 3. 1 — бровка овра-
га по состоянию на VIII 1975 г.; 2—
бровка оврага по состоянию на VIII.
1978 г.; 3— тальвег оврага; 4 — песчаная
отсыпка; 5 — водовод

наиболее крупным отвершком достигла 172 м, таким образом, средняя
скорость роста этого оврага в течение первых трех лет составила 43 м/
/год. В результате роста оврага возникла угроза разрушения некото-
рых строительных сооружений, поэтому, начиная с 1971 г., предпри-
нимались неоднократные попытки борьбы с оврагом. Так, в 1972 г.
устьевая часть оврага была перегорожена ряжевой стенкой, опираю-
щейся на сваи из обсадных труб, углубленных в мерзлый грунт. Стен-
ка служила основанием для плотины шириной 10—12 м из местного
супесчаного грунта и привозного карьерного песка. Водопропускного
устройства в плотине не было предусмотрено, поэтому вскоре она
была размыта. Летом 1974 г. плотина была восстановлена без пред-
варительного ремонта ряжевой стенки. Однако через 10 дней в резуль-
тате сильных4дождей плотина была снова размыта. Врезавшийся в
нее водный поток несколько сместился влево и стал представлять
серьезную угрозу проложенному вблизи водоводу. Согласно устному
сообщению И. П. Константинова, осенью 1975 г. в низовьях оврага в
третий раз была сооружена плотина, в теле которой была установлена
труба в качестве водосброса. В последующую зиму в овраг сбрасыва-
лись бытовые воды, что привело к образованию на его дне мощной
наледи. Одновременно образовалась ледяная пробка в трубе, имевшей
очень малый уклон в сторону падения оврага. Весной 1976 г. поверх
наледи накопилась талая вода, которая снова прорвала плотину.
За 15 последующих дней в верховьях возникла эрозионная рытвина
длиной 82 м и глубиной до 2 м. Объем вымытого грунта составил
600 м3.

С целью предупреждения разрушения оврагом проложенного вбли-
зи него водовода по предложению К. Ф. Вайтковского и И. П. Кон-
стантинова в конце 1976 г. плотина была восстановлена, а на противо-
положной от водовода стороне был выкопан канал для сброса воды
в долину ручья Малая Мессояха. Ранее существовавший овраг был
засыпан. Это мероприятие привело к углублению и расширению эро-
зией канала, постепенно преобразовавшегося в новый овраг. Таким
способом удалось как бы переместить нижнюю часть оврага в сторону
и направить под небольшим углом к падению склона, что привело к
некоторому уменьшению уклона дна оврага. К 1978 г. длина оврага
составила 160 м при ширине 12—15 и глубине до 2 м (рис. 2). Продол-
жающееся удлинение и углубление оврага № 3 свидетельствует о том,
что вторая стадия его развития также не закончена. Но вместе с тем
этот овраг уже не угрожает водоводу.

Овраг № 4 образовался на дне лощины шириной до 50 и длиной
65 м. За первые три года он рос со средней скоростью 37—38 м/год,
достигнув в 1971 г. длины 150 м. После засыпки верховьев оврага и
планировки поверхности в 1973 г. овраг не прекратил своего развития,
но скорость его роста уменьшилась. Вторичная активизация его раз-
вития связана с образованием суффозионных воронок на поверхности
насыпанного грунта. К 1975 г. овраг достиг 60 м длины при ширине
устьевой части 15 и наибольшей глубины 3 м. Примечательно, что к
1978 г. длина оврага практически не изменилась, хотя расширение его
продолжалось со средней скоростью около 0,5 м/год. Поэтому можно
говорить о начавшейся В это время стабилизации оврага, что харак-
терно для третьей стадий его развития. Меньшая длина оврага по
сравнению с длиной в 1971 г. — результат резкого сокращения площа-
ди водосбора в результате выполненных планировочных работ. Сказа-
лась и удаленность от оврага строительных сооружений, возле которых
возможно образование снежных заносов.

Анализ всех данных о динамике антропогенно обусловленных ов-
рагов, полученных на протяжении 10—15 лет не только в бассейне
ручья Малая Мессояха, но и в других районах Субарктики, свидетель-
ствует о следующем. Разрушение почвенно-растительного покрова
(если оно имеет место вдали от строительных сооружений)—лишь
второстепенная причина образования оврагов, о чем свидетельствует
образование в этих случаях лишь эмбриональных эрозионных форм.
Главная причина антропогенного оврагообразования — резкое возрас-
тание стока талых, а также промышленных и бытовых вод на застраи-
ваемых территориях. От величины местного стока зависят и размеры
образующихся эрозионных форм, свидетельством чему являются не-
одинаковые по величине овраги исследуемого района. Первая стадия
развития антропогенно обусловленных оврагов, когда скорость пятя-
щейся эрозии вновь образующихся промоин и рытвин может достигать
150—200 м/год, продолжается не более одного-двух лет. Вторая ста-
дия развития уже собственно оврагов, предшествующая их стабилиза-
ции, продолжается не менее десяти и, видимо, не более 15—20 лет.
О третьей и четвертой стадиях развития оврагов, в течение которых
происходит соответственно регрессивно перемещающаяся их стабили-
зация и последующее преобразование в лощины или балки, сказать
что-либо определенное пока трудно. Нет сомнения лишь в том, что
преобразование оврагов в лощины или балки происходит в течение
очень длительного времени, не сравнимого с первыми тремя стадиями.

ЛИТЕРАТУРА

1.	Суходровский В. Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М.: Наука
1979. 280 с.

2.	Козлова А. Е. Образование оврагов в осваиваемых районах тундры Западной Сиби-
ри.— Землеведение, 1974, т. X, с. 143.

3.	Константинова Г. С., Тыртиков А. П. Овражно-термоэрозионный ландшафт морской
тундровой равнины и его динамика.— Вести. Моск, ун-та. Сер. геогр., 1974, № 1,
с. 81.

4.	Данько В. К. Закономерности развития термоэрозионных процессов севера Западной
Сибири: Автореф. дис. на соискание уч. ст. канд. геогр. наук. М.: ПНИИИС, 1982.
28 с.	*

5.	Граве Н. А., Суходровский В. Л. Рельефообразующие процессы области вечной мерз-
лоты и принципы их предупреждения и ограничения на осваиваемых территориях.—
В кн.: Труды III Международной конф, по мерзлотоведению. 1978. Эдмонтон, Аль-
берта, Канада. Т. 1. Оттава, 1978, с. 467.

6.	Суходровский В. Л., Новиков Н. И. Оврагообразование как результат хозяйствен-
ного освоения Севера (на примере бассейна р. Мессояха).— В кн.: Техногенные
ландшафты Севера и их рекультивация. Новосибирск: Наука, 1979, с. 23.

7.	Арманд Д. Л. Антропогенные эрозионные процессы.— В кн.: Сельскохозяйственная
эрозия и борьба с ней. М.: Изд-во АН СССР, 1956, с. 38.

8.	Ломтадзе В. Д. Инженерная геология. Инженерная геодинамика. Л.: Недра, 1977.
480 с.

Институт географии	Поступила в редакцию

АН СССР	7. IV. 1982

MAN-INDUCED GULLIES FORMATION UNDER PERMAFROST CONDITIONS

SUKHODROVSKY V. L.

Summary

Man-induced gullies formation under cold climatic conditions is discussed with spe-
cial reference to one of newly builjt-up regions at the NE West Siberia. The main cause of
the process is proved to be sharp increase in run-off (resulted from snow drift melting
and sewage). Three stages of man-induced gullies development are distinguished, and the
first and second stages duration is obtained.
Редакционная коллегия:

Главный редактор д-р географ, наук А. А. Асеев
Канд, географ, наук Н. С. Благоволин (зам. главного редактора),
д-р географ, наук А. М. Берлянт, д-р географ, наук Д. В. Борисевич,
д-р геол.-мин. наук Г. С. Ганешин, акад. И. П. Герасимов,
д-р географ, наук С. К. Горелов, д-р географ, наук В. П. Зенкович,
д-р географ, наук О. К. Леонтьев, канд. географ, наук Д. А. Лилиенберг,
д-р геол.-мин. наук Н. И. Николаев, д-р геол.-мин. наук А. П. Рождественский,
канд. географ, наук Л. Е. Сетунская*(отв. секретарь),
д-р географ, наук Д. А. Тимофеев, член-кор. АН СССР Н. А. Флоренсов,
д-р геол.-мин. наук Г. Й. Худяков, д-р географ, наук Р. С. Чалов,
канд. географ, наук В. П. Чичагов
।

Адрес редакции:

109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29, тел. 238-03-60
Зав. редакцией В. Д. Левина

Технический редактор Е. А. Проценко

Сдано в набор 20.02.84 Подписано к печати 26.03.84	Т-00300 Формат бумаги 70X108V16

Высокая печать Усл. печ. л. 8.4 Уел. кр.-отт. 11,8 тыс. Уч.-изд. листов 9.7 Бум. л. 3.0

Тираж 1367 экз. Зак. 4882

Издательство «Наука», 103717, ГСП, Москва, К-62, Подсосенский пер., 21

2-я типография издательства «Наука», 121099, Москва, Шубинский пер.. 10
’ Цена 1 p. 30 kJ
Индекс 70215

В МАГАЗИНАХ «АКЛДЁМКНИГА»
имеются в продаже:

ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ КАРТИРОВАНИЕ. 1978. 240 с. 2 р. 30 к.

В сборник включены переработанные для печати материалы Все-
союзного совещания по геоморфологическому картированию (XI Пле-
нум Геоморфологической комиссии АН СССР, Ленинград, 1975 г.).
В статьях рассматриваются общие теоретические вопросы геоморфоло-
гического картирования в разных масштабах, излагаются методы поле-
вого и камерального картирования. Рассматриваются особенности спе-
циализированного и прикладного геоморфологического картирования.
Предлагаются новые методы геоморфологической съемки и карти-
рования.

Издание рассчитано на широкий круг читателей: геоморфологов,
геологов, географов.

ИВАНОВСКИЙ Л. Н. ГЛЯЦИАЛЬНАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ ГОР. НА
ПРИМЕРЕ СИБИРИ И ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА. 1981. 173 с. 1 р. 80 к.

В книге рассмотрены основные вопросы происхождения, развития
и морфологии ледникового рельефа. Поднимается вопрос-о правиль-
ном использовании этих форм в палеогеографических целях. Приводит-
ся анализ взглядов на морфологию, происхождение, возраст и типиза-
цию каров, ледниковых долин, конечно-моренных образований, а также
водно-ледниковых форм. Выясняются некоторые вопросы древнего оле-
денения и методики исследования.

Предназначена для геологов, геоморфологов, гидрологов.

ЗАКАЗЫ ПРОСИМ НАПРАВЛЯТЬ ПО ОДНОМУ ИЗ ПЕРЕЧИСЛЕННЫХ АДРЕСОВ
МАГАЗИНОВ «КНИГА — ПОЧТОЙ» «АКАДЕМКНИГА»:

480091 Алма-Ата, 91, ул. Фурманова, 91/97; 370005 Баку, 5, ул. Джапаридзе, 13;
320093 Днепропетровск, проспект Ю. Гагарина, 24; 734001 Душанбе, проспект Ленина,
95; 252030 Киев, ул. Пирогова, 4; 277012 Кишинев, проспект Ленина, 148; 443002 Куйбы-
шев, проспект Ленина, 2; 197345 Ленинград, Петрозаводская ул., 7; 220012 Минск,
Ленинский проспект, 72; 117192 Москва, В-192, Мичуринский проспект, 12; 630090 Но-
восибирск, Академгородок, Морской проспект, 22; 620151 Свердловск, ул. Мамина-
Сибиряка, 137; 700187 Ташкент, ул. Дружбы народов, 6; 450059 Уфа, 59, ул. Р. Зорге,
10; 720001 Фрунзе, бульвар Дзержинского, 42; 310078 Харьков, ул. Чернышевского, 87.

Геоморфология, 1984, № 2

ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»