Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2000

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
ИЮЛЬ-СЕНТЯБРЬ	4 РАЗА В ГОД
Nb 3 - 2000
СОДЕРЖАНИЕ
Бронгулеев В.Вад., Макаренко А.Г. О влиянии неотектонических движений на экзоморфогенез
Русской равнины	  3
Дискуссии
Богданов Н.А. Специфика механизма перестройки рельефа бэровских бугров при колебаниях уровня
Каспия	  15
Скоморохов А.И. О взаимосвязи овраг - балка - долина	 25
Научные сообщения
Авенариус И.Г., Белоусов С.Н. Морфоструктурный план и древние береговые линии Дальнезеленец-
кого района Мурманского побережья	 35
Бондырев И.В. Опыт геоморфологического картографирования и районирования Мозамбика	 42
Горбунов AJL, Северский Э.В. Крупнейший в Тянь-Шане комплексный каменный глетчер	 48
Гусев М.Н. Развитие островов в русле Верхнего Амура	 54
Коротаев В.Н., Чернов А.В. Морфология и динамика Волго-Ахтубинской поймы	 61
Лебедева Е.В. Время и причины перестроек речной сети приморской части Западного Приохотья в
позднем кайнозое	 69
Лопатин Д.В. Геоморфологическая индикация глубинного геологического строения по данным
орбитальных наблюдений на примерах Верхоянья и юга Дальнего Востока	 79
Разумов С.О. Скорость термоабразии морских берегов как функция климатических и морфологи¬
ческих характеристик побережья	 88
Сидорчук А.Ю. Антропогенная овражная эрозия и термоэрозия в западной части центрального
Ямала	 95
Филиппов А.Г. Шерлопы - пещеры, колодцы и шахты в трещинах отседания	 103
Наука за рубежом
Лю Шугуан, Чалов Р.С. Классификация речных русел в китайской русловедческой литературе
(аналитический обзор)	 112
Юбилеи
Павел Алексеевич Каплин (к 70-летию со дня рождения)	 120
Рецензии
Лилиенберг Д.А. Новая сводка о морфоструктурах Азербайджана на основе дешифрирования
космоснимков	   122
Хроника
Лукьянова С.А., Мысливец В.И. Сафьянов Г.А. Отечественная геоморфология на рубеже веков
(IV Щукинские чтения)	 124
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии,
Институт географии, 2000 г.
1

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
JULY-SEPTEMBER
Jfe 3 - 2000
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Bronguleyev V.Vad., Macarenko A.G. The impact neotectonic movements on exomorphogenesis at the
Russian Plain	 3
Discussions
Bogdanov N.A. Some peculiarities of Baer’s mounds reformation under Caspian Sea level changes	 15
Skomorokhov A.I. About the interrelations between gulley, balka, and valley	 25
Short communications
Avenarius I.G., Beloussov S.N. Morphostructural plan and ancient shorelines of Dalnezelenetsky region,
Murmansk shore	   35
Bondyrev I.V. First attempt of	geomorphological	mapping of Mozambique	 42
Gorbunov A.P., Seversky E.V. The largest integrated rock glacier in the Tien-Shan	 48
Gusev M.N. The development of islands in the Upper Amur river channel	 54
Korotayev V.N., Chernov A.V. Morphology and dynamics of Volga-Akhtuba flood plain	 61
Lebedeva E.V. The time and source of Late Cenozoic drainage network alteration in the seaside part of the
West Priokhotye	 69
Lopatin D.V. Geomorphologic indication of deep geological structure on the basis of remote sensing dada in
Verkhoyanye and the	southern	part	of	Far	East	 79
Rasumov S.O. Thermal abrasion rate at the sea shore as the function of its climatic and morphologic
characteristics	 88
Sidorchouk A.Yu. Human-induced gully erosion and thermoerosion in the west part of Central Yamal		95
Philippov A.G. Sherlopies - caves, wells and pits in the unloaded slopes.	 103
Science abroad
Lyu Shuguan, Chalov R.S. River channel classification in the Chinese scientific publications (an analytic
review)	 112
Anniversaries
Pavel Alekseyevitch Kaplin (to the 70th birthday)			 120
Reviews
Lilienberg D.A. A new summary about morphostructures in Azerbaijan		 122
Chronicle
Lukjanova S.A., Myslivets V.I., Safyanov G.A. Russian geomorphology at the limit of XX-th century
(IV-th Schyukin’s lections)	 124
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
2000
УДК 551.432(-924.8)
© 2000 г. В. Вад. БРОНГУЛЕЕВ, А.Г. МАКАРЕНКО
О ВЛИЯНИИ НЕОТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
НА ЭКЗОМОРФОГЕНЕЗ РУССКОЙ РАВНИНЫ1
Введение
Тезис о влиянии неотектоники на экзогенные процессы рельефообразования не
нуждается в обоснованиях. Многочисленные примеры связи неотектонических движе¬
ний и особенностей развития экзогенных форм рельефа описаны и проанализированы
на примере различных районов, как в пределах горных стран, так и равнин [1-6].
Широко известна важнейшая роль неотектоники в формировании строения речных
долин, рисунка эрозионной сети, в распределении областей денудации и аккумуляции.
Для многих отдельных регионов, в пределах которых достаточно ярко проявляется
связь экзогенных процессов и новейших тектонических движений, установлено, что
повышенные величины новейших поднятий или градиентов движений выражаются в
повышении интенсивности эрозионного расчленения, усиленном развитии оползневых,
эоловых и других процессов [7-10 и др.]. Показано влияние новейших разломов на
развитие оползней, карста, глубину эрозионно-активного слоя [11-13 и др.]. Вместе с
тем, многое в этой проблеме не вполне ясно, например, проявляются ли эти законо¬
мерности повсеместно, зависят ли они от возраста рельефа, предыстории его развития,
насколько велика степень влияния новейших движений на те или иные процессы и т.д.
Постановка задачи и методика
Целью настоящей работы являлось выяснение закономерностей связи неотекто¬
нических движений с некоторыми типами экзогенных процессов на территории Во¬
сточно-Европейской платформы (в пределах бывшего СССР). Эта территория, хотя и
развивается в едином тектоническом режиме - платформенном, достаточно диффе¬
ренцирована по особенностям рельефа и новейших движений. Мы попытались коли¬
чественно оценить степень влияния этих движений на экзоморфогенез как в целом для
всей равнины, так и для ее отдельных частей. Имеющиеся в распоряжении авторов
достаточно подробные данные по глубине и густоте эрозионного расчленения
(в м и км/км2), интенсивности развития карстовых и оползневых форм (в баллах) [14]
по ячейкам 20'х 30' градусной сети для всей территории равнины (4420 точек) обу¬
словили выбор для анализа именно этих показателей экзоморфогенеза. Кроме глубины
и густоты расчленения использовался также показатель общей интенсивности
расчленения, численно равный произведению глубины на густоту. Данные об ампли¬
тудах неотектонических движений (НТ) взяты с Карты неотектоники Северной
Евразии в м-бе 1 : 5000000 [15]. Вопросы, связанные с ролью разломов, в данной рабо¬
те не рассматривались. 11	Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64359).
3

Здесь необходимо отметить, что подобное исследование поневоле содержит в себе
ряд уязвимых в методическом отношении моментов. Во-первых, при рассмотрении
достаточно большой территории нам приходится использовать не прямые данные об
интенсивности процессов, а косвенные - о распространенности соответствующих
экзогенных форм рельефа. Во-вторых, мы вынуждены сопоставлять явления, относя¬
щиеся к разным временным интервалам - неоген-четвертичные тектонические дви¬
жения и формирование значительно более молодых, преимущественно плейстоценовых
и голоценовых морфоскульптур. Поэтому полученные оценки справедливы лишь в той
мере, в какой тектонические движения этих последних стадий новейшего этапа сохра¬
няют преемственность по отношению к его предшествующим стадиям, а крупные
формы рельефа, морфоструктуры, остаются прямыми по отношению к новейшей
тектонической структуре, отраженной на карте. Но для большей части территории
такая преемственность сохраняется, а некоторые особые случаи оговорены ниже.
Наконец, следует также отметить значительную усредненность исходных данных -
площадь ячейки составляет в среднем 1000 км2, что позволяет зафиксировать только
довольно общие, региональные, особенности изучаемых явлений.
Для характеристики тесноты связи между изучаемыми параметрами и ее простран¬
ственных особенностей применялся корреляционный анализ. Значения коэффициентов
корреляции вычислялись для различных подобластей Восточно-Европейской платфор¬
мы; кроме того, для характеристики пространственной изменчивости связи, применялся
метод вычисления коэффициента корреляции в скользящем окне [16]. С формальной
точки зрения для выборок, не имеющих нормального распределения, а именно такими
в большинстве случаев и являются наши данные, предпочтительнее использование
коэффициента ранговой корреляции Спирмена (rs). Однако значительные объемы этих
выборок (сотни и тысячи точек) делают допустимым использование и обычного коэф¬
фициента корреляции Пирсона (г). В ряде случаев мы приводим оба эти коэффици¬
ента, и можно убедиться, что различия между ними, как правило, не слишком
велики.
Следует учитывать также, что точность исходных данных невысока: ряд харак¬
теристик дан в баллах, но и другие величины нельзя рассматривать, как имеющие
строгую меру точности. В этих условиях и вопрос о точности коэффициентов корре¬
ляции теряет свою остроту. Хотя мы и принимали во внимание лишь те значения
коэффициентов, которые являются значимыми с 95%-й вероятностью, мы, тем не
менее, старались ограничиваться их качественной интерпретацией. Отметим, наконец,
что на карте неотектоники не отражено возможное изменение уровня океана с начала
неотектонического этапа, что, вероятно, искажает истинную картину новейших
деформаций [17]. Однако сдвиг нуля карты, связанный с учетом изменения уровня
океана, не может повлиять на особенности связей, так как коэффициент корреляции
не зависит от средних величин параметров.
Обсуждение результатов
Вся платформа в целом и ее крупные части. Коэффициенты корреляции между
амплитудами неотектонических движений и названными выше характеристиками
экзогенных процессов для всей платформы в целом приведены в табл. 1. Как и сле¬
довало ожидать, эта корреляция положительна, т.е. в областях с большими амплиту¬
дами поднятий интенсивность экзоморфогенеза увеличена. В наибольшей степени это
проявляется для глубины расчленения. Если учесть, что доля дисперсии зависимой
переменной (в нашем случае каждый из показателей экзогенных процессов можно
рассматривать как такую переменную), обусловленная влиянием независимой пере¬
менной (НТ) выражается квадратом коэффициента корреляции2, то можно заключить,
что для всей территории в целом неотектоника определяет лишь незначительную
4
2	Эта величина, /2 (или г *), называется коэффициентом детерминации.

Таблица 1
Корреляция интенсивности экзогенных процессов с амплитудами неотектонических движений
Коэффи¬
циенты
С глубиной эрозионного
расчленения
С густотой эрозионного
расчленения
С общей интенсивностью
эрозионного расчленения
С интенсивностью оползней
С интенсивностью карста
I
II
III
I
II
III
I
II
III
I
II
III
I
II
III
г
0,44
0,43
0,67
030
0,29
0,47
0,39
0,37
0,65
0,21
0,26
_
0,13
0,17
-
rs
0,59
0,58
0,68
030
0,28
0,47
0,54
0,53
0,68
0,31
0,40
-
0,18
ОДЗ
-
2
rs
0,35
0,34
0,45
0,09
0,08
ОДЗ
0,29
0Д8
0,45
0,10
0,16
-
0,03
0,05
-
Примечание: I - Вся территория, N (кол-во ячеек) = 4420; II - Русская равнина, N = 4044; /// - Балтийский щит, N = 376.
Таблица 2
Корреляция интенсивности экзогенных процессов с амплитудами неотектонических движений для различных частей Русской равнины
Коэф¬
фици¬
енты
С глубиной эрозионного
расчленения
С густотой эрозионного
расчленения
С общей интенсивностью
эрозионного расчленения
С интенсивностью оползней
С интенсивностью карста
I
II
III
IV
I
II
III
IV
I
II
III
IV
I
II
III
IV
I
11
III
IV
г
ОДЗ
0,56
032
0,37
0,04*
-0,04*
036
0,39
0,16
0,39
0,45
0,34
-0,02*
0,24
0,30
0,11
0,22
0,21
0,24
0Д2
rs
0,19
0,44
0,62
0,44
-0,11
-0,04*
0,62
0,44
0,05*
0,30
0,66
0,50
-0,16
0,33
*0,41
0,22
0,31
0,16
0,35
0,32
ГР
0,16
0,54
0,40
0,33
0,03*
0,08
0,40
0,30
0,15
0,40
0,31
0,28
0,00*
0,20
0,06
0,01
0,24
ОДО
0,09
0,14
Примечание: I - область Русской равнины, подвергавшаяся Валдайскому оледенению, N = 979; II - область Русской равнины, подвергавшаяся только Днепровскому
оледенению, N = 1474; III - внеледниковая область, N = 1591; IV - внеледниковая область за пределами границы Нижнехвалынской трансгрессии, N = 1321; гр - частные
коэффициенты корреляции; звездочкой отмечены незначимые коэффициенты.

часть изменчивости экзогенных процессов: от 35% для глубины расчленения и 29% для
интенсивности расчленения до всего лишь 3% для карста.
Эти цифры дают общую характеристику связи, но их недостаточно для описания
особенностей связи в отдельных районах, различающихся по тем или иным морфо¬
структурным, морфоклиматическим или историко-генетическим чертам. Для выявле¬
ния этих особенностей рассматривались различные части платформы. Остановимся
прежде всего на таких ее крупных выделах, как геоморфологические страны Балтий¬
ский щит и Русская равнина. Они относятся к различным типам историко-генетических
комплексов морфоструктур или к различным геотектурам [18].
Область унаследованных поднятий, Балтийский щит, почти лишена осадочных
отложений, в связи с чем там практически отсутствуют карстовые и оползневые
явления. Поэтому для данной территории корреляция неотектоники была возможна
только с показателями эрозионного расчленения. Ведущая роль новейших движений в
формировании современного рельефа на территории щита хорошо известна. Она
находит отражение и в корреляции их амплитуд с показателями расчленения, что
видно из табл. 1. Для всех трех показателей увеличение тесноты связи с НТ довольно
значительно и доля изменчивости глубины и интенсивности расчленения, обуслов¬
ленная влиянием неотектоники, достигает уже 45%. (Вместе с тем, эта цифра не столь
уже велика и заставляет сомневаться в том, что даже в этом регионе ”... глубина
вреза речных долин является почти исключительно функцией новейших тектонических
движений" [19, с. 59], хотя, действительно, неотектоника является здесь, по-видимому,
ведущим среди множества факторов, влияющих на глубину вреза).
Известно, что на Балтийском щите заложение рек часто определяется тектони¬
ческими трещинами. Заметная связь густоты расчленения с амплитудой неотектони-
ческих поднятий (rs = 0,48) возможно указывает на приуроченность трещиноватости к
положительным неотектоническим формам, или, скорее, на благоприятные условия
для разработки трещин речной сетью в пределах именно таких форм.
Для Русской равнины, соответствующей плите Восточно-Европейской платформы,
связь показателей эрозионного расчленения с НТ практически такая же, как и для
всей платформы в целом. В то же время влияние неотектоники на оползни и карст
несколько возрастает по отношению со всей территорией, составляя, соответственно,
16% и 5%.
Сравнивая эти две геоморфологические страны - Балтийский щит и Русскую рав¬
нину, мы видим, что они заметно различаются по влиянию неотектонических движений
2
на эрозионное расчленение: судя по оценкам rs, на щите оно примерно в полтора раза
больше. К сожалению, сказать что-нибудь о других экзогенных процессах мы не
можем из-за отсутствия данных или отсутствия самих этих процессов (как, например,
оползней) на щите.
Как было показано ранее [20], сильное влияние на особенности экзоморфогенеза и
на характер его связи с НТ оказывает распространение плейстоценовых оледенений.
Поэтому в данной работе мы рассмотрели три отдельные зоны Русской равнины:
I	- северо-западную, лежащую в пределах границы валдайского ледникового покрова,
II	- промежуточную, лежащую между этой последней и границей максимального
оледенения и III - юго-восточную, находящуюся за пределами области распростра¬
нения максимального оледенения (внеледниковую). Очевидно, рельеф области,
подвергавшейся валдайскому оледенению, в наибольшей степени преобразован
ледником и морфоскульптура этой территории наиболее молода. Территория, подвер¬
гавшаяся только днепровскому оледенению, обладает бблыним возрастом морфо¬
скул ьптуры, а наиболее древним - вне ледниковая область.
Коэффициенты корреляции, рассчитанные для этих трех зон, приведены в табл. 2
(столбцы 1-1П). Для большинства показателей прослеживается увеличение тесноты их
связи с НТ по мере увеличения возраста поверхности. (Более четко эта закономер¬
ность проявляется в ранговых коэффициентах корреляции). Исключение составляет
интенсивность карста: при переходе от области валдайского оледенения (I) к области
6

днепровского (И) соответствующий коэффициент корреляции уменьшается, а при
переходе к внеледниковой области (III) он возрастает незначительно по сравнению
с валдайским.
Однако, если учесть, что вся Прикаспийская низменность покрывалась морем
в раннехвалынское время, то, возможно, эту территорию по признаку возраста
поверхности следует исключить из области III. В таком случае рассматриваемые нами
связи для внеледниковой области оказываются слабее, чем в первом варианте и
коэффициенты корреляции несколько ближе к таковым для области II (табл. 2,
столбцы IV). (Необходимость такого исключения остается, все же, дискуссионной, так
как степень преобразования равнинного рельефа Прикаспия сравнительно кратко¬
временной трансгрессией была невелика.)
В целом, эти результаты можно интерпретировать как проявление запаздывания
экзогенных процессов, в первую очередь эрозионных, в их приспособлении к текто¬
ническим условиям территории. Если считать, что во внеледниковой области эти
процессы достигли некоторого равновесия с неотектоническими деформациями и
рельеф здесь в этом смысле достаточно зрелый, то в областях, где он был преобра¬
зован днепровским оледенением это равновесие еще не столь полное, в районах же
валдайского оледенения эрозионная сеть за время послеледникового развития не
успела вновь прийти в соответствие с полем высот равнины, сложившимся за время
неотектонического этапа. (Отметим также, что северо-западная зона характеризуется
отсутствием или слабым развитием овражной эрозии и малыми значениями модуля
стока взвешенных наносов [21].)
Такая интерпретация была бы вполне корректна, если бы не существовало других
факторов, влияние которых на интенсивность экзоморфогенеза также может разли¬
чаться в выделенных нами областях равнины. Учет их связи с рассматриваемыми
показателями экзодинамики может несколько изменить вышеописанные соотношения.
В первую очередь, к таким факторам можно отнести климатический фактор.
Например, частные коэффициенты корреляции rpt при вычислении которых исключено
влияние таких характеристик как осадки и сток3, и которые рассчитываются на основе
обычных коэффициентов корреляции Пирсона [22], приведены в табл. 2. Легко
видеть, что переход от области Валдайского оледенения к области Днепровского для
показателей эрозионного расчленения по-прежнему сопровождается ростом тесноты их
связи с НТ, но при переходе от области Днепровского оледенения к внеледниковой
корреляция несколько ослабевает. Таким образом, если учитывать влияние некоторых
дополнительных показателей, вывод о запаздывании эрозионных процессов сохраняет
свою силу только при сопоставлении области, подвергавшейся валдайскому
оледенению и остальной части Русской равнины. В пределах внеледниковой области III
влияние сильно изменчивых климатических и гидрологических показателей по-
видимому превалирует над фактором возраста поверхности.
Учет названных показателей приводит к схожему результату и для оползней.
Частная корреляция их интенсивности с новейшими движениями в этом случае оказы¬
вается даже более слабой, чем у карста, при том, что в области валдайского оледе¬
нения все три коэффициента дают ее отсутствие. Очевидно, что отрицательное
значение rs в этой области обусловлено как раз влиянием дополнительных, в том числе
и климатического, факторов.
В то же время следует подчеркнуть, что частные коэффициенты корреляции нельзя
рассматривать как более точные или "истинные" показатели связи, в отличие от
обычных коэффициентов Пирсона. Во-первых, мы пока не в состоянии учесть все
факторы, влияющие на исследуемый показатель, а включение любого нового может
изменить значение гр. Во-вторых, тот "управляющий" фактор, влияние которого мы
3	Данные по среднемноголетним годовым осадкам, среднемноголетним осадкам теплого периода и сред¬
немноголетним величинам поверхностного стока получены с карт [23, 24] по такой же сетке, как и все
остальные.
7

изучаем (в данном случае это НТ), может действовать на "управляемый” не только
непосредственно, но и через свое влияние на "посторонние" факторы. Например, во
внеледниковой области Русской равнины климатический фактор довольно сильно
связан с НТ (множественный коэффициент корреляции ее с осадками и стоком
составляет 0,48), что, по-видимому, объясняется влиянием абсолютных высот релье¬
фа, обусловленных неотектоническими поднятиями, на количество осадков. В такой
ситуации учет влияния этих показателей неизбежно снижает тесноту связи НТ с
экзогенными процессами. Однако изменчивость последних, вызванная климатическим
фактором, хотя бы отчасти обусловлена, в конечном счете, той же неотектоникой.
Как уже отмечалось, интенсивность карста не обнаруживает закономерного
увеличения тесноты связи с амплитудами новейших движений при переходе от первой
области ко второй и от второй к третьей, и этот результат нельзя считать неожи¬
данным. Мы уже видели, что связь карста с НТ, как правило, слабее, чем связь
оползневых или эрозионных процессов. Важнейшими условиями развития карста
являются наличие в разрезе карстующихся пород и их тип - факторы мало зависящие
от неотектонических деформаций. Тектонические поднятия, конечно, могут вывести
на поверхность карстующиеся толщи, но возможность этого определяется в первую
очередь строением геологического разреза. Вероятно, поэтому и влияние плейстоце¬
новых оледенений мало сказывается на характере довольно слабой связи карста с НТ,
судя как по обычным парным, так и по частным коэффициентам корреляции.
Обращает на себя внимание тот факт, что по степени связей НТ с показателями
эрозионного расчленения Балтийский щит близок к внеледниковой области Русской
равнины. Хотя территория щита и покрывалась плейстоценовыми ледниковыми
щитами, ее структурно-литологические особенности, а также значительная контраст¬
ность и большие амплитуды новейших поднятий приводили к тому, что важнейшим
фактором эрозионного расчленения здесь оставалась новейшая тектоника, как и во
внеледниковой области. Следует также учитывать, что деятельность ледника в пре¬
делах щита - преимущественно экзарационная, лишь подчеркивала существовавшее
расчленение и значительно отличалась от преимущественно аккумулятивной, выравни¬
вающей, деятельности его на Русской равнине.
Пространственные особенности связей. В условиях, когда сопоставляемые пара¬
метры имеют неслучайное пространственное распределение, их связь в пределах
достаточно крупных территорий может быть (и, как правило, бывает) существенно
неоднородной. Это видно уже из результатов предыдущего анализа отдельных частей
равнины, заметно отличающихся по характеру связи. Более подробную картину прост¬
ранственных особенностей связи можно получить с помощью вычисления коэффици¬
ентов корреляции в "скользящем окне" того или иного радиуса. При этом размеры
выделяемых неоднородностей будут определяться радиусом окна. Очевидно, что с
данной целью можно применять различные показатели связи: г, rs или гр. В данной
работе мы ограничились использованием обычного коэффициента корреляции как
наиболее простого, что определялось также и вычислительными возможностями.
Очевидно также, что для каждой пары сопоставляемых поверхностей можно получить
несколько различных карт изокоррелят, соответствующих разным радиусам. Мы
рассмотрим лишь некоторые из них, которые отражают достаточно характерные и
существенные особенности связей.
Пространственная картина связи неотектонических деформаций и глубины расчле¬
нения (рис. 1) получена при радиусе окна 5 ячеек, что соответствует приблизительно
150 км. (В северной части территории из-за схождения меридианов, скользящее окно
представляет собой овал с полуосями 120 и 150 км.) Как видно из рисунка, прямая
связь явно преобладает, однако ее интенсивность крайне неравномерна. На северо-
западе равнины глубина расчленения практически не зависит от амплитуд неотек¬
тонических движений. Исключение составляют области Балтийского щита и Валдай¬
ской возвышенности, в пределах которых коэффициенты корреляции превышают,
соответственно, 0,7 и 0,5. В центральных, восточных и южных частях равнины,
8

Рис. 1. Пространственная картина связи амплитуд неотектонических движений и глубины эрозионного
расчленения на территории Восточно-Европейской платформы
Значения коэффициентов корреляции: 1	0,9 < г < -0,7; 2 —0,7 < г < -0,3; 3	3 < г < 0,3; 4 -
0,3 < г < 0,7; 5 - 0,7 < г < 0,9; 6 - изокорреляты; 7 - граница рассматриваемой территории. Дополнительно
проведены изокорреляты -0,5 и 0,5
напротив, прослеживается довольно сильная положительная связь рассматриваемых
параметров, исключение здесь составляют области отсутствия связи. Две из таких
областей явно связаны с особенностями неотектонических деформаций, показанных на
использованной нами карте. В этих областях наблюдается резкое несоответствие
современного рельефа и неотектонической структуры. Последняя в районе Улья¬
новско-Саратовского Поволжья, где корреляция отсутствует (рис. 1), представлена
частью крупного антиклинория С-В простирания, одна из вершин которого распо¬
лагается на территории Низменного Заволжья, а в районе западной части Волыно-
Подольской возвышенности, где корреляция даже отрицательна, - краевым прогибом,
в пределах которого послесарматская инверсия движений привела к возникновению
возвышенности [18], но не компенсировала полностью предшествующего погружения.
9

Рис. 2. Пространственная картина связи амплитуд неотектонических движений и интенсивности оползней на
территории Восточно-Европейской платформы
Условные обозначения см. рис. 1
Другие области отсутствия корреляции связаны, на наш взгляд, с действием
дополнительных факторов, влияющих на глубину расчленения - уже упоминавшихся
оледенений, а также климатических, литологических и других условий. Например,
отставание эрозионных процессов в центральных участках обширных поднятий по
сравнению с их периферическими зонами приводит, по-видимому, к потере корреляции
во внутренних приводораздельных частях Среднерусской и Смоленско-Московской
возвышенностей - крупных неотектонических структур. Отсутствие же связи в
центральной части Прикаспийской низменности обусловлено наличием обширного поля
постоянных, минимальных (5 м), значений глубины расчленения, что приводит также и
к невозможности вычисления коэффициента корреляции в ряде ячеек.
Наиболее сильное влияние неотектоники на глубину расчленения проявляется на
южной и восточной окраинах платформы - в районах, примыкающих к альпийской и
10

уральской складчатым областям, а также в северо-западной части Приволжской
возвышенности. Значения г лежат здесь в интервале 0,7-0,9, т.е. неотектонические
деформации в этих районах более чем на 50% определяют изменчивость глубины
расчленения. В других районах этот вклад значительно меньше или нулевой. Исходя
из самого смысла связи, мы считаем этот вклад нулевым и в областях с отрицатель¬
ными значениями г, хотя формально коэффициент детерминации в этих случаях
отличен от нуля.
Отметим также, что в целом область относительно сильного влияния НТ на глубину
расчленения соответствует выделенной А.П. Дедковым и В.И. Мозжериным [21] зоне
повышенных модулей стока взвешенных наносов. Одним из важнейших факторов в
образовании этой зоны указанные авторы считают новейшие тектонические поднятия.
Карта, отображающая пространственную картину связи НТ и интенсивности опо-
лозневого процесса, построена таким же образом, как и только что рассмотренная, и
представлена на рис. 2. Хотя положительная корреляция - прямая связь - и для этого
показателя преобладает, но в целом она значительно слабее, чем для глубины
расчленения. Наиболее сильно положительное влияние новейших движений на
развитие оползней проявляется в центральной части Русской равнины, в том числе в
пределах Валдайской, Смоленско-Московской (0,7 < г < 0,9) и части Среднерусской
возвышенностей. Отдельные зоны прямой связи фиксируются в пределах Ставро¬
польской возвышенности, Общего Сырта (0,5 < г < 0,7) и в некоторых других частях
равнины. Области отсутствия значений г связаны с обширными территориями нулевых
значений интенсивности оползней. Что касается зон отрицательной связи, то
некоторые из них так же как и в предыдущем случае обусловлены особым
соотношением новейшей структуры и рельефа (Приднестровье)4, другие же, как,
например, в районе Сухонско-Двинской и Грязовецко-Даниловской возвышенностей,
или в низовьях Камы и Вятки могут отражать приуроченность оползневых районов к
долинам крупных рек, совпадающим с отрицательными новейшими структурными
формами. Подобная приуроченность, как и вообще довольно слабая связь НТ и
оползней совершенно естественны, поскольку другие факторы - литология, климат,
растительный покров, хозяйственная деятельность, а также глубина расчленения -
играют весьма важную роль в развитии оползней.
Аналогичным образом получена картина связи амплитуд новейших движений и
карста (рис. 3). Радиус скользящего окна в этом случае был взят равным всего
полутора ячейкам, так как карст не имеет сплошного распространения и карстовые
области часто невелики по размерам. На значительной части территории связь
отсутствует или очень слабая: г < 0,5. Довольно четко положительная корреляция
(г > 0,7) прослеживается в районах Тиманского кряжа, кряжа Чернышева, Вепсовской
и Валдайской возвышенностей, на севере Прибалтики и в северной части Волыно-
Подольской возвышенности, на Бугульминско-Белебеевской и в отдельных районах
Приволжской возвышенностей. Но кроме областей прямой связи выделяются и
области обратной, а также много мелких зон слабой связи того и другого знака. По
всей вероятности, во многих случаях это случайные соответствия, неизбежно возни¬
кающие при использовании малых радиусов скользящего окна.
При сопоставлении рис. 3 с самими областями распространения карста [14], обраща¬
ет на себя внимание нередкая приуроченность зон положительной корреляции не к
областям наиболее интенсивного развития карста, а к краевым частям карстовых
регионов. Иными словами, если в краевых зонах возникновение карста и обусловлено,
до некоторой степени, восходящими новейшими движениями, то максимальная интен-
4	Отметим, что фиксируемая здесь отрицательная корреляция не противоречит результатам исследо¬
вания оползней Молдавии, показывающим высокую обусловленность последних тектоническими дефор¬
мациями [10,25], поскольку речь в них идет о движениях послеплиоценового времени, а не всего новейшего
этапа. Кроме того, эти исследования значительно более детальны: они учитывают даже такие особенности,
как приуроченность оползней к границам блоков с разной скоростью движений [10].
11

Рис. 3. Пространственная картина связи амплитуд неотектонических движений и интенсивности/карста на
территории Восточно-Европейской платформы
Значения коэффициентов корреляции: 1 —0,9 < г < -0,7; 2 —0,7 < г < -0,5; 3	0,5 < г < 0,5; 4 -
0,5 < г < 0,7; 5 - 0,7 < г < 0,9; 6 - изокорреляты; 7 - граница рассматриваемой территории
сивность карстопроявлений связана не с максимумами поднятий, а с какими-то иными
факторами - литологическими, гидрогеологическими, климатическими.
Добавим, что в ряде случаев схожая картина наблюдается и для оползней - если
использовать малый радиус скользящего окна при построении карты изокоррелят.
Максимальную интенсивность этого процесса обеспечивают глубина расчленения,
литологические характеристики разреза и другие факторы, неотектоника же создает
лишь общие предпосылки для его развития.
Заключение
Влияние неотектонических движений на интенсивность рассмотренных экзогенных
процессов, проявляющееся в ее увеличении с ростом амплитуд поднятий, при данном
масштабе исследований оказалось, в целом, не слишком велико. Наибольшую зави¬
12

симость от новейших деформаций испытывает глубинная эрозия и введенный нами
комплексный показатель интенсивности эрозионного расчленения. Значительно слабее
влияние неотектоники на густоту расчленения, оползни и карст. Вместе с тем, для
каждого показателя существуют области, где влияние неотектонических движений
является довольно сильным, а возможно и определяющим. Для эрозионного расчле¬
нения к таким областям в первую очередь относятся территория Балтийского щита и
вне ледниковая зона Русской равнины, для оползней — центральные и юго-восточные
районы последней, для карста - некоторые области новейших поднятий на востоке и
северо-востоке равнины и ряд краевых зон крупных карстовых областей в ее цент¬
ральной и западной частях.
Степень влияния неотектоники на экзоморфогенез зависит от возраста морфо-
скульптуры. В пределах северо-западной части равнины, испытавшей валдайское
оледенение, корреляция сравнительно молодых экзогенных форм с неотектоническими
движениями сильно ослаблена по сравнению с юго-восточной областью более зрелой
морфоскульптуры. Действие других факторов, оказывающих влияние на интенсив¬
ность экзогенных процессов, также искажает или затушевывает влияние новейших
деформаций.
Пространственная изменчивость степени и направленности связей неотектоники и
экзогенных процессов, показывает, что выводы даже общего характера относительно
этих связей, полученные в каком-то определенном районе, не могут считаться уни¬
версальными и быть экстраполированными на другие территории.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Соколовский ИМ. Неотектоника и развитие экзогенных процессов / Современные экзогенные процессы
рельефообразования. М.: Наука, 1970. С. 55-62.
2.	Костенко Н.П., Лыко шин А.Г., Попов И.В. Рельефообразующие процессы и значение их изучения
в прикладных целях. Там же, с. 29-36.
3.	Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 491 с.
4.	Морфоструктурный анализ речной сети СССР. М.: Наука, 1979. 304 с.
5.	Рождественский А.П. Новейшая тектоника и развитие рельефа Южного Урала. М.: Наука, 1975. 285 с.
6.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казанск. ун-та, 1984.
284 с.
7.	Ференс-Сороцкий А.А. Геоморфология и новейшая тектоника острова Колгуев // Геоморфология. 1982.
№ 2. С. 70-78.
8.	Нечипоренко Л.А., Павловский А.И. О влиянии тектонического строения на размещение эрозионной
сети на территории Белоруссии // Геоморфология. 1989. № 2. С. 41-45.
9.	Востряков А.В. Неогеновые и четвертичные отложения, рельеф и неотектоника юго-востока Русской
платформы. Саратов: Изд-во Саратовского ун-та, 1967. 355 с.
10.	Шешеня НМ., Тихвинский И.О. Геологические и зонально-климатические особенности формирования
оползней. М.: Наука, 1984. 123 с.
11.	Егоров А.Я. Роль разломно-блоковой и трещинной тектоники в оползнеобразовании. Автореф. дис....
канд. геол.-мин. наук. М.: ПНИИС, 1988. 22 с.
12.	Кюнтцель В.В., Матвеев В.С., Селюков Е.И. Эндогеодинамичеекие факторы развития карста и их
изучение // Инженерная геология. 1992. № 1. С. 56-64.
13.	Кузьмин С.Б. Оценка ширины зон активных разломов методами неотектоники и структурной
геоморфологии // Геотектоника. 1998. № 1. С. 70-78.
14.	Бронгулеев В. Bad., Благоволил Н.С., Денисова Т.Б. и др. Некоторые особенности современной экзогео¬
динамики Русской равнины и вопросы ее картографирования // Геоморфология. 1997. № 3. С. 42-50.
15.	Карта новейшей тектоники Северной Евразии в м-бе 1 :5000000 / Под ред. А.Ф. Грачева. М.: 1997.
16.	Бронгулеев В. Bad. О построении карт структурного соответствия рельефа земной поверхности
и фундамента Восточно-Европейской платформы // Геоморфология. 1977. № 4. С. 44-52.
17.	Борисевич Д.В. Неотектоника Восточной Европы (с учетом колебаний уровня моря в мезозое
и кайнозое) // Геоморфология. 1997. № 4. С. 14-25.
18.	Морфосгруктура и морфоскульптура платформенных равнин. М.: Наука, 1986.195 с.
19.	Равнины Европейской части СССР. М.: Наука, 1974. 255 с.
13

20.	Бронгулеев В. Bad., Маккавеев А.Н., Макаренко А.Г., Андреева О.Б. Эрозионное расчленение севера
Европейской части России: новые данные, статистические модели // Док. РАН. 1993. Т. 333. № 6.
С. 742-744.
21 .Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия на равнинах Восточной Европы // Геоморфология. 1996. № 2.
С. 3-9.
22.	Афифи А., Эйзен С. Статистический анализ. М.: Мир, 1982. 486 с.
23.	Атлас мирового водного баланса. М.: 1974.
24.	Климатический атлас СССР. М.: 1960.
25.	Билинкис Г.М. Неотектонические предпосылки формирования оползней Молдавии // Геоморфология.
1990. N® 2. С. 58-66.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
27.09.99
THE IMPACT OF NEOTECTONIC MOVEMENTS ON EXOMORPHOGENESIS
AT THE RUSSIAN PLAIN
V.Vad. BRONGULEYEY, A.G. MAKARENKO
Sum m a г у
The correlation between amplitudes of neotectonic movements and exogenous processes was calculated. For the
whole territory of the plain the impact (R2) of neotectonics reaches 35% for the depth of erosion dissection, 10% - for
the density of dissection and landslides intensity, 3% - for karst intensity. External factors cause strong spatial
differentiation of the correlation: there are regions with zero correlation and regions where the impact of neotectonic
movements is determinant (R2 > 80%) for each exogenous process. The impact of neotectonics depends on the age of
morphosculpture: it grows significantly in that part of plain, which were not glaciated, and is almost negligible in the
Valday glaciation region. The maps of correlation were compiled by the use of moving-circle technique.
14

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
2000
ДИСКУССИИ
УДК 551.4.351/8
© 2000 г. Н.А. БОГДАНОВ
СПЕЦИФИКА МЕХАНИЗМА ПЕРЕСТРОЙКИ РЕЛЬЕФА
БЭРОВСКИХ БУГРОВ ПРИ КОЛЕБАНИЯХ УРОВНЯ КАСПИЯ
В условиях аридной зоны Северного Прикаспия в дельте Волги развиваются специ¬
фические морфодинамические и геохимические процессы. К ним относятся: повышен¬
ные минерализация поверхностных и грунтовых вод, глинистость, засоленность и
карбонатность эолово-морских наносов, выпотной режим почв, активная эрозионная
деятельность блуждающих русел дельтовых водотоков в моменты периодических
заливаний территории при колебаниях уровня моря. Субширотная ориентировка век¬
тора господствующих ветров в сочетании с аналогичными направлениями древних
береговых линий и линейно-кулисной системы бэровских бугров дополняют специфику
природных условий. Среднегодовая составляющая В (23%) и ЮВ (20%) ветров
достигает 43%.
Границы зон затопления или кратковременного заливания дельты отражены в пло¬
щадном распределении в почвах определенных химических веществ - литохимических
трассеров - индикаторов былых субаквальных условий осадконакопления. В пределах
этих зон рельеф бэровских бугров претерпевал существенные изменения под воз¬
действием сопровождавших послехвалынские ингрессии Каспия эрозионно-абразион¬
ных, дефляционных и аккумулятивных процессов. В результате сформировался
современный рельеф останцов бэровских бугров, нередко отличный от привычных
форм приморских дюн в гумидной зоне. Данные обстоятельства послужили одной из
причин возникновения множества гипотез о происхождении бугров и механизме преоб¬
разования останцов. Особенности природных условий определили индивидуальные чер¬
ты механизма преобразований этого рельефа.
Цель работы состоит в выявлении специфических черт механизма перестройки
рельефа бэровских бугров в дельте Волги на основе интерпретации почвенно-геохими¬
ческих особенностей разреза верхней толщи отложений гряд, распределения в почвах
литохимических индикаторов затоплений рельефа, а также в попытке объяснить ряд
противоречий в толкованиях современной конфигурации останцов древних приморских
дюн.
Следует оговориться, что в свете поставленных задач критический анализ разноре¬
чивых мнений по проблеме колебаний уровня моря не проводится, так как он
потребует отдельного исследования. Приведен лишь краткий обзор в контексте поиска
максимально возможных отметок уровня заливания рассматриваемой территории для
последующего сопоставления с полученными автором данными о распределении в
почвах бугров упомянутых индикаторов.
В ходе многолетних эколого-геохимических исследований юга Астраханской облас¬
15

ти с территории и в окрестностях Астрахани, а также 40 поселков Лиманского,
Икрянинского и Камызякского районов в 1992-1995 гг. отобрано несколько тысяч проб
почв из слоя 0-10 см [1]. Густота сети отбора проб в сельской местности - 200 X
X 200 м. В окрестностях населенных пунктов изучено порядка десяти каскадных
ландшафтно-геохимических профилей (катэн) с отбором проб из горизонтов почвенных
разрезов глубиной до 1,5-2 м. В разрезах катэн изучались вертикальная и латеральная
миграция химических веществ. В пробах количественными и полуколичественными
методами определялись микроэлементы, сульфаты, хлориды, другие химические
соединения, а также карбонатность и глинистость отложений.
Протяженность веерообразной многорукавной дельты Волги от вершины у
с. Верхнелебяжье до морского края составляет 150-180 км, а вдоль последнего -
200 км. Нижняя граница верхней зоны дельты проходит по линии Астрахань -
Красный Яр с абсолютными отметками по балтийской системе высот (БС) -24+
+ -23,5 м [2]. Южнее, в полосе средней-нижней части дельты шириной 90-100 км,
простирается плоская, полого наклоненная к морю (6-8 см на 1 км) равнина.
Характерная черта древней аллювиально-морской равнины, периодически заливав¬
шейся ингрессионными водами Каспия, - наличие реликтового рельефа останцов бэ-
ровских бугров. Впервые они были изучены К.М. Бэром в середине XIX в. Он считал
эти образования следствием катастрофически быстрого стока воды при внезапном
понижении уровня моря. Стекавшая вода промыла борозды в мягком песчано¬
глинистом дне, создав систему бугров [3]. Однако в данном случае преобладающей
была бы субмеридиональная ориентировка гряд, противоположная наблюдавшейся в
натуре. Существуют и другие мнения об их генезисе. В.И. Мушкетов на рубеже
XIX - XX вв. придерживался "собирательного образа” бугров, считая, что среди них
есть формы разного происхождения - как следствие дислокаций в третичных породах,
так и осушившиеся забурунья (устьевые бары) и заросшие дюны. В 1920-1930-х гг.
появилась гипотеза П.А. Православлева, считавшего, что бугры - тектонические не¬
ровности типа брахиантиклиналей, но она вскоре была благополучно опровергнута ре¬
зультатами буровых работ А.А. Богданова. Примерно в те же годы взгляды
Ф.Ф. Голынца, М.М. Жукова и А.Г. Доскач были близки к толкованию Бэра [3].
Первый из них связывал сток воды с таянием ледника, а бугры - с озами, что абсо¬
лютно неприемлемо. Два других исследователя, в отличие от К.М. Бэра, приписывали
активную роль речным потокам, рассматривая бугры как эрозионные образования
вследствие размыва поверхности дельтовыми водотоками. В 1940-1950-е гг. Б.А. Фе¬
дорович, Е.В. Шанцер и другие считали их продольными эоловыми грядами, ориенти¬
рованными вдоль господствующих ветров. Механизм образования гряд в данном
случае практически необъясним. Эоловую теорию в 1960-1970-е гг. поддерживают и
Леонтьев, Фатеева, Никифоров, Сафьянов [4-5], справедливо считая бугры анало¬
гом глиняных приморских дюн, образовавшихся в период межхвалынской регрессии
моря в результате развевания шоколадных глин; Л.С. Берг и В.А. Николаев в
1950-е гг. оценивали бугры как береговые валы отступившего хвалынского моря; на¬
конец, Леонов, Лаврушин и Спиридонова в 1995 г. [6] выдвинули весьма сомнитель¬
ную гипотезу - складкообразование за счет гравитационного смещения осадочных
толщ на пологом палеошельфе. Рассмотрение сути наиболее приемлемых вариантов
гипотез В.И. Мушкетова, К.М. Бэра, М.М. Жукова, А.Г. Доскач, Б.А. Федоровича,
Л.С. Берга, В.А. Николаева наводит на мысль: каждая из них абсолютизирует одну из
сторон сложного механизма образования и перестройки морфологии бугров, происхо¬
дивших в специфических природных условиях.
На наш взгляд, точка зрения Леонтьева и др. [4] наиболее близка к истине. В то же
время эти образования, по-видимому, идентичны приморским вилообразным дюнам,
формирование которых в сходных геолого-геоморфологических условиях (за исклю¬
чением глинистости наносов, климатических и почвенно-геохимических условий)
рассмотрено Ульстом [7] на примере вершины Рижского залива. В пользу трактовки
бугров как эолово-морских образований свидетельствуют закономерности строения,
16

морфометрии и преобладающей субширотной ориентировки параллельных линейно¬
кулисных гряд [4, 5,8].
Длина гряд составляет от нескольких десятков метров до 20 км при средней ширине
200 м, высоте 6-10 м и расстояниях между ними от 200 м до 1,5 км. Бугры
распространены как на территории дельты, где они охватывают ареалы подстепных
ильменей, так и севернее пос. Енотаевка. Межбугровые понижения заняты, как пра¬
вило, ильменными озерами и протоками. Пересыхания водоемов ведут к образованию
соляных озер и солончаков. Высота бугров в нижней части дельты и на территории
развития Западных подстепных ильменей в Лиманском районе достигает -9 м БС, или
16-17 м относительно днища ильменей (пос. Оля). Осевые линии гряд на юге района
несколько отклоняются к ЮВ. Южные склоны бугров выположены, а северные -
крутые, часто обрывистые. Лоция Каспийского моря отмечает наличие на дне
Северного Каспия островов и банок, сходных по облику с бэровскими буграми. Данное
обстоятельство свидетельствует о достаточно высокой устойчивости к размыву этих
древних субаэральных образований.
Важно отметить, что нередко крутизна наветренных восточных склонов больше
подветренных, западных; встречаются останцы и с субмеридиональной ориентировкой
длинных осей бугров. Эти последние особенности морфологии бугров противоречат, на
первый взгляд, классическим представлениям о рельефе приморских дюн. Однако
данное несоответствие представляется в значительной мере обусловленным суммар¬
ным эффектом от воздействия на морфологию реликтового рельефа гряд комплекса
упомянутых природных факторов. В значительной мере механизм этого воздействия
обусловлен особенностями состава частиц и строения толщи отложений бугров.
Материалом для образования бэровских бугров, наряду с песчаными наносами
прадельты и береговой зоны хвалынского моря, послужили в основном нижнехвалы-
нские шоколадные глины и суглинки. На них залегает своеобразная "бэровская" тол¬
ща, отложения которой не прослеживаются в межбугровых понижениях [3—5, 8]. Стен¬
ки выемок автодорог (например, у пос. Оля, Бирючья Коса) вскрывают обнажения,
характерные для разрезов валообразных дюн: текстура береговых валов основания
толщи сменяется вверху клиновидной эоловой слоистостью. Мощность осадков
достигает 15 м. Это бурые, бесструктурные с поверхности слоистые легкие суглинки и
пылеватые супеси, реже - пески, с примесью чешуек и плиток шоколадных глин,
включениями раковидного детрита, в состав которого входят карбонаты и стронций.
Отложения солей в древних аллювиально-морских и эоловых наносах - основной
источник хлоридов и сульфатов, участвующих в современном континентальном
засолении территории. Глинистость и засоленность отложений бугров увеличивается
вниз по разрезу толщи в результате прошедшей гравитационной сепарации наносов,
вымывания с поверхности атмосферными осадками глинистой их составляющей и
водорастворимых солей. Содержание водорастворимых сульфатов увеличивается от
песков и супесей вершин бугров (0,1-5 мг/экв) к суглинкам (5-130 мг/экв), достигая
максимальных значений в солончаках межбугровых понижений. Здесь накапливаются
лагунно-аллювиальные осадки. Так, в ильмене Забурунном у пос. Оля скважиной
глубиной 10 м вскрыта 5-метровая толща илов, суглинков, песков, супесей, залегаю¬
щих на хвалынских глинах, подстилаемых хазарскими суглинками с прослоями песков.
Для верхней толщи наносов бугров изучением катэн установлены достаточно
характерные особенности почвенно-геохимического строения разреза (рис. 1). Они
представлены на примере окрестностей Астрахани, где катэны охватывали вершины
(-9-5- -10 м БС), склоны бугров и межбугровые понижения (-24-ь -23,5 м БС). На
вершинах и склонах бугров в разрезах бурых полупустынных почв сверху вниз
вскрыты горизонты: А - 0—10 см - суглинисто-супесчанистый, серо-бурый, с пористой
рыхлой корочкой (0,5-1,5 см); АВ - 5-25 см - ярко-бурый, уплотненный, острук-
туренный легкий суглинок; В - 15-80 см - переходный, более светлый, менее плотный
и оструктуренный легкий суглинок, пронизанный корнями растений; Вса - 48-135 см -
светло-бурый, белесоватый, плотно сцементированный карбонатами, в том числе в
17

Рис. 1. Характерное расположение в раз¬
резе бэровского бугра бронирующего
карбонатно-гипсового горизонта
Содержания (%): I - Са+2, И - SO42.
Степень уплотненности отложений бугра:
/ - уплотненные, 2 - плотные, 3 - очень
плотно сцементированные карбонатами.
Буквами обозначены почвенные горизон¬
ты (А, АВ и т.д.), описываемые в тексте
виде мицелия и стяжений белоглазок, бесструктурный легкий суглинок с незначитель¬
ными включениями корней растений; ниже залегает уплотненный, но более рыхлый,
чем Вса, гипсовый (Вс s) горизонт с отсутствием корней растений.
Кровля горизонта Вса протягивается в разрезе параллельно поверхности склона.
Содержание Са+2 и SO42 в указанных горизонтах резко увеличивается от почти нуле¬
вых значений с поверхности до 0,2-0,7% или 2-7 г/кг. В горизонте АВ разреза нижней
части склона встречены следы оглеения в переходных бурых и аллювиально-луговых
почвах, а на глубине 25-40 см обнаружены погребенные и очень плотные, оглеенные
буро-серые суглинистые почвы комковато-ореховой структуры. Иллювиальные карбо¬
натно-гипсовые горизонты погребены, очевидно, ниже 50 см. В разрезах на участках
межбугровых понижений под аллювиально-луговыми и аллювиально-дерновыми
комковатыми суглинистыми почвами (0-20 см) вскрываются отложения ильменных и
култучных озер (20-35 см). Осадки представлены переслаиванием гумусированного
глинистого материала со светлым пылевым и ожелезненным песком. Ниже (35-63 см)
залегает базальный горизонт оглеенного серовато-палевого песка с обилием ожелез-
ненных пятен гумусированного материала. Базальный горизонт подстилается погре¬
бенными (65-90 см) почвами в виде темно-серого плотного бесструктурного среднего
суглинка. Древние почвы развиты на буро-серых (’’шоколадных”?) бескарбонатных
глинах с сильным оглеением и включением ржавых пятен. Судя по современным
абсолютным отметкам поверхности понижений и расположению в разрезе погребенных
почв, воды последней значительной ингрессии Каспия в XVII - начале XIX вв.
заливали дельту как минимум до отметок -24ч- -24,5 м Б С. С определенной веро¬
ятностью, учитывая мощности (до 1 м) переотложенной толщи наносов, следы
оглеения и ожелезнения погребенных почв подножий бугров и глубины (до 1-2 м)
современных култучных озер, можно считать, что уровни подпора вод в периоды
кратковременных заливаний и зона развития эрозионно-абразионных и аккумулятив¬
ных процессов могли достигать -22-ь-21 м БС. В нижней части дельты эти изогипсы
часто оконтуривают вершинные поверхности бугров (рис. 2).
В этой связи, перестройка рельефа бэровских бугров, как реликтовых эолово¬
морских образований, в периоды ингрессий тесно связана с проблемой максимально
возможных абсолютных отметок уровней затопления и заливания территории. В то же
время представления о колебаниях уровня Каспия весьма разноречивы и размеры
18

Рис. 2. Реконструкция границ затопления поверхности бэровского бугра по распределению значений Кс Sr в
почвах, пос. Лиман (Сф = 56 мг/кг)
Значения Кс, фиксирующие зоны затопления и заливания: 1 - территория (-17 + -21 м БС), не
подвергавшаяся затоплению в послехвалынское время (Кс < 1); территории, заливавшиеся вплоть до начала
XIX в. и подвергавшиеся воздействию абразионно-аккумулятивных процессов: 2 - нагонными водами с
образованием остаточных водоемов (Кс = 2-11) и эрозионных врезов на вершине бугра (Кс = 1-1,5), 3 - то
же, субаквальный ландшафт при уровне моря -24 + -25 м БС (Кс = 1,5-2), 4 - то же, с контурами
остаточных водоемов при уровне моря -25 м БС (Кс = 2-5), 5 - то же, Кс = 5-11; 6 - изогипсы, м; 7 -
граница селитебной зоны; 8 - осевая линия бугра; 9 - канал
статьи не позволяют привести весь спектр мнений. На сегодняшний день точки зрения
ряда ведущих специалистов высказаны в самом общем виде на международной конфе¬
ренции в Астрахани [6]. П.А. Каплин, Р.К. Клиге, Г.А. Сафьянов и другие считают,
что за последние 10 тыс. лет уровень моря не превышал отметок -34 + -20 м Б С, а за
последние 100 лет -29 + -25 м БС. По данным Г.И. Рычагова и других, в предшест¬
вовавшие 2-2,5 тыс. лет уровень (без учета сезонных сгонно-нагонных колебаний)
также не поднимался выше -25 м БС. Существуют сведения, что уровень Каспия
изменялся от -30 м БС в XI-XII вв. до -24 м БС в XVIII в. (согласно картам князя
А.Б. Черкасского, материалам Ф.И. Саймонова, А. Колодкина, Л. Берга и др.) [2].
А.А. Вознесенский указывал, что с 1556-1694 гг. уровень моря слабо понижался, за¬
тем до 1742 г. повышался на 4,1 м (саринская трансгрессия, по П.А. Православлеву), а
с этого времени вновь понижался [3]. О более высоком стоянии уровня моря в XVIII в.,
по крайней мере выше -24 + -23,5 м БС (абс. отметки по линии Астрахань - Красный
Яр), говорят и исторические документы. На гравюре голландского художника Корни-
лия де Бруина с панорамой Астрахани в 1703 г. волжские воды "плещутся у самых
кремлевских стен" [9, стр. 59]. Южную окраину города окружали в то время стоячие
воды ильменных и култучных озер, солончаков. Под кремлевскими стенами распо¬
лагалась Государева пристань, куда 19 июня 1722 г. прибыл Петр I с Императрицей
"... от Никольских ворот, к которым Император подъехал на шлюпке..." [9, стр. 58].
Поворотная Зюзинская веха была установлена на открытом взморье. Результаты
измерений Н.В. Аладиным [6] палеогалинности Северного Каспия по микроскульптуре
ископаемых раковин Ciprideis torosa, отобранных из донных осадков взморья и наносов
острова Жемчужный, свидетельствуют о максимальных ее значениях (12 г/л) для ус¬
ловий трансгрессии XVII - начала XIX вв. и подъеме уровня моря выше современного
(конец 1980-х гг.) на 5-6 м или до отметок -22^-21 м БС. В начале XIX в.
наивысшая отметка (-22,5 м БС) уровня Каспия наблюдалась на водомерном посту
19

Баку [10]. Последовавшая за ингрессией конца XVII - начала XIX вв. регрессия моря
была интенсивной [3]: в 1860 г. о-в Колки находился в 9 км от берега, а в 1904 г. он со¬
единился с материком. Нарастание берега составило в среднем 200 м/год. В 1930-е гг.
наблюдалось выдвижение берега близ рукавов р. Терек со скоростью до 96 м/год.
Корректность определения максимальных отметок заливания территории требует
учета уровней катастрофических ветровых нагонов воды. Повышение уровня моря
до -26 м Б С увеличит, по мнению Синенко [6], число случаев этих нагонов в нижней
части дельты в 10 раз и в 5 раз у Астрахани. Вероятность высоты нагонных уровней
составит соответственно 2,2 и 1,1 м, что подтверждается результатами инструмен¬
тальных наблюдений в ноябре 1877 г.: у Астрахани высота нагона достигала 163 см
при уровне моря - 25,5 м БС, т.е. кратковременному заливанию подверглись террито¬
рии до отметок -23,9 м БС. Нагон 12-15 марта 1995 г., даже при неэффективных для
нагонов восточных ветрах, вызвал повышение уровня воды в дельте на 0,3-0,4 м. С
учетом нагонов и отметки уровня в начале XIX в. [10] зона максимально возможных
заливаний дельты и связанных с ними абразионно-аккумулятивных процессов
расширяется до отметок -22 + -21 м.
Указанные кратковременные (сезонные и протяженностью до 10-20 лет) [2]
моменты и более длительные периоды повышения уровня отражены в изменениях
геохимического состава почв и морфологии склонов бугров. Подтверждение тому -
распределение в почвах SO42, С1~, В и Sr типоморфных для субаквальных ландшаф¬
тов аридной зоны. В качестве одного из многочисленных примеров такового взят
останец бугра в районе пос. Лиман. Селитебная зона поселка в настоящее время зани¬
мает поверхность, склоны бэровского бугра и межбугровые понижения, заполненные
по северной окраине села водами ильменя. Системой проток и ериков он соединяется с
главным дельтовым водотоком - р. Бахтемир. Рельеф местности существенно изменен
хозяйственной деятельностью. Осевая линия бугра очертаниями напоминает параболи¬
ческую дюну (рис. 2).
Распределение содержаний хлоридов, сульфатов и бора в почвах контролируется
ландшафтно-геохимическими и геоморфологическими особенностями территории. Свя¬
зей их ореолов с техногенными объектами не обнаружено. Закономерности в рас¬
пределении солей следующие: минимальные их количества приурочены к вершинам
бугров, засоленность почв возрастает вниз по склонам, в сторону межбугровых пони¬
жений и берегов ильменей, где концентрация ионов максимальна. В субаэральных
условиях химические соединения, связанные сульфат-ионом, более устойчивы, нежели
хлориды. Почвенными аномалиями сульфатов трассируются последствия таких
явлений, как обогащение литосубстрата SO42 при повышениях уровня засоленных
водоемов, концентрирование солей испарением и подтягиванием растворов к поверхно¬
сти песчано-глинистых осадков при падении уровня, импульверизация солей в условиях
подтопления.
Более надежным, чем водорастворимые ионы, по устойчивости к вымыванию,
литохимическим индикатором былых субаквальных условий представляется распре¬
деление в почвах стронция, входящего в состав ракушечного детрита (рис. 2). Его
аномалии фиксируют древние зоны затопления в результате ингрессий, заливания при
нагонах и паводках, разновозрастные эрозионные врезы и ложбины перелива на
пониженных участках поверхности бугров, генетически связанные с осцилляциями
уровня Каспия. Распределение в почвах Sr показано в коэффициентах концентрации
(Кс); Кс = С,Сф, где С, и Сф - содержания элемента в точке отбора пробы и на
почвенно-геохимическом фоне для вершинных поверхностей бугров, не заливавшихся
во время ингрессий, а также в аналогичных ландшафтах района пос. Сасыколи на
севере области. Совмещение геохимических данных с гипсометрией делает возможной
интерпретацию ориентировочного расположения границ ореолов в свете известных
отметок уровней ингрессий, позволяет уточнить отметки верхней границы (чуть выше
-22 м БС) зоны заливания. Лопастевидные и концентрические заливообразные
20

контуры аномалий химических веществ на вершинной поверхности древней парабо¬
лической дюны, по-видимому, фиксируют древние эрозионные врезы - последствия
перелива нагонных вод и формирования кратковременных пересыхающих озер во
время ингрессий. Распределение индикаторов субаквальных условий иллюстрирует,
кроме указанных явлений, также и тенденции развития процессов перестройки
морфологии бугров.
Полученные геохимические материалы свидетельствуют о том, что активные
морфологические изменения, периодически возобновлявшиеся в зонах затопления
и заливания рельефа при ингрессиях и нагонах, могли достигать отметок -22
+ -21 м БС. Изменениям подвергались, главным образом, склоны гряд. Представлен¬
ная карта указывает на возможность перелива нагонных вод через вершинную по¬
верхность параболической дюны. Повторение этого явления может привести к расчле¬
нению дюны на разноориентированные останцы. Однако последнее происходило, по-
видимому, сравнительно редко, ввиду повышенной в целом устойчивости этих обра¬
зований к размыву. Эта устойчивость обусловлена особенностью строения верхней
части разреза дюн: повышенная глинистость песков в сочетании с расположенным
близко (~ 0,5 м) к дневной поверхности плотно сцементированным карбонатно-гипсо¬
вым горизонтом. Данная особенность способствовала, по всей видимости, своеобразной
консервации морфологии бугров, даже при полном их затоплении на современном
мелководье.
Предлагается следующая модель специфического механизма перестройки рельефа
приморских дюн Северного Прикаспия с учетом приблизительной оценки периода
консервации гряд бронирующим горизонтом.
Ввиду многофакторности воздействия, модель имеет ряд ограничений: 1) образова¬
ние плотно сцементированного карбонатного горизонта произошло уже после оформле¬
ния дюнных гряд за счет промыва атмосферными осадками преимущественно в теплый
период года верхнего (мощностью в среднем 0,5 м) слоя суглинисто-супесчаных
наносов; 2) среднегодовое количество осадков в жидкой фазе (с апреля по октябрь) без
учета испаряемости и транспирации растениями аналогично современному - 132 л/м2 в
год (по данным ГМО "Астрахань”); 3) на 1 м2 поверхности бугра масса 0,5 м3 легких
суглинков составляет 800 кг (при объемной плотности 1600 кг/м3); 4) первоначальный
запас Са+2 и S042 в данной массе наносов, судя по установленным их концентрациям в
соответствующих горизонтах - соответственно 1600 и 5600 г; 5) абсолютная
растворимость солей Са+2 при t° = 20°С: СаСОэ = 0,015 г/л и CaS04 = 2,4 г/л.
При данных допущениях весьма приближенная продолжительность формирования
горизонтов получается частным от деления первоначального запаса анализируемых
веществ в верхней толще наносов дюн на произведение среднегодового количества
осадков и абсолютной растворимости солей и составит для CaS04 18 и СаС03 -
808 лет. Процесс концентрирования водорастворимых сульфатов, по-видимому, сопро¬
вождал рост аккумулятивных форм и способствовал изначальной их устойчивости к
деструкции. Об этом косвенно свидетельствует повышенное (до 0,5-0,6%) и доста¬
точно однородное распределение в разрезе сульфатов ниже горизонта гипса (рис. 1),
Последний очевидно формировался также и за счет подтягивания растворов снизу в
условиях выпотного режима почв в теплый период года. Полная консервация рельефа
бугров (за исключением относительно рыхлой 0,5-1-метровой верхней толщи отложе¬
ний) плотно сцементированным, устойчивым к дефляции карбонатным горизонтом
длилась порядка 800 лет и произошла задолго до начала следующей после хвалынской,
новокаспийской трансгрессии. В периоды повышений уровня моря склоны бугров пе¬
рестраивались под воздействием волнового и флювиального факторов. Поперечный и
продольный профили дюн, в силу указанных свойств разреза, приобретали непри¬
вычные для данных образований очертания (рис. 3 и 4).
Теоретические и расчетные выкладки по обоснованию модели подтверждаются
конкретными примерами. Так, в результате расчленения гряд руслом р. Подстепок в
пос. Кряжевое-Оранжереи сформировались крутые наветренные восточные склоны
21

Рис. 3. Механизм перестройки морфологии бэровского бугра (приморской дюны)
I - дюнная гряда, сформированная на берегу позднехвалынского моря, II - перестройка поперечного профиля
дюны под воздействием эолового фактора с проявлением противодефляционного эффекта плотно
сцементированного карбонатно-гипсового горизонта (штрихпунктиром показан первоначальный поперечный
профиль поверхности дюны), III - стадия формирования параболической дюны, IV - размыв "замка"
параболической дюны при затоплении территории последующими трансгрессиями, V - современное
расположение разноориентированных останцов параболической дюны, VI - роза ветров, ст. "Лиман", %.
1 - пылеватые супеси, 2 - шоколадные глины, 3 - первоначальное расположение дюны, 4 - карбонатно¬
гипсовый горизонт в толще наносов бугра, 5 - акватории. Стрелками показана среднемноголетняя
результирующая направления ветра
ряда бугров. Характерна в этом плане и перестройка облика параболической дюны в
д. Зюзино (рис. 4), неоднократное затопление которой при господствовавшем в
береговой зоне ЮВ переносе вещества и энергии привело к размыву и увеличению
крутизны наветренных склонов ее ЮВ и СВ отрогов, а также переотложению шлейфа
существенно перемытых песков и супесей к 3 и СЗ от вершины абразионного останца
дюны. Ветроволновая препарировка плотного карбонатно-гипсового горизонта
наветренного склона обусловила более значительную крутизну последнего по
сравнению с подветренным и повышенные содержания здесь в почвах бугра S04 до
уровня -22 м Б С. Фоновые концентрации Sr в почвах вершины бугра указывают на
отсутствие ее заливаний выше отметок -22 -s—21 м Б С. Несколько повышенные его
концентрации в почвах полосы -24	-22 м Б С говорят о кратковременности
затоплений данной зоны. Перевевание песков и формирование более рыхлых толщ на
подветренных склонах могло привести к разрушению выположенных и менее
устойчивых к размыву отложений "замков" параболических дюн. Размыв последних в
периоды ингрессий приводил к формированию двух разно-, в том числе и субмери¬
дионально ориентированных останцов (рис. 3). Признаки тенденции эрозионного
расчленения "замка" параболической дюны по тальвегу древней лопастевидной
22

Рис. 4. Преобразование морфологии приморской дюны под воздействием дефляционно- и абразионно¬
аккумулятивных процессов в послехвалынское время (дер. Зюзино)
А - перестройка рельефа гряды в параболическую дюну на берегу позднехвалынского моря: 1 - море;
2 - береговая линия; 3 - первоначальный контур гряды; 4 - параболическая дюна; среднемноголетние ре¬
зультирующие; 5 - прибрежного потока волновой энергии, 6 - ветра. Б - преобразование рельефа древней
параболической дюны при последующих затоплениях и заливаниях территории до отметок -22 + -21 м БС
(начало XIX в.): 1 - контуры параболической дюны: 2 - незаливавшийся останец (в виде острова) вершины
дюны; зоны развития абразии (а) и аккумуляции (б): 3 - по берегам острова-останца, 4 - на подводном
береговом склоне; 5 - область аккумуляции наносов на подводном склоне в результате размыва затопленной
части дюны; 6 - потоки наносов. Цифрами обозначены глубины (Н, м) над заливавшейся территорией при
максимальных отметках уровня ингрессий. В - современная морфология останца древней дюны (бэровского
бугра) и распределение в почвах концентраций (Кс) Sr - индикатора былых субаквальных условий:
1 - изогипсы (через 1 м); 2 - осевая линия древней параболической дюны; значения Кс, фиксирующие зоны
затопления и заливания территории; 3 - Кс < 1, незаливавшийся останец вершины бугра, 4 - Кс = 1-1,5,
зона кратковременных заливаний территории до отметок -22 + -21 м БС; зоны затопления при стоянии
уровня моря на отметках -24 + -25 м БС; 5 - Кс = 1,5-2, 6 - Кс = 2-10; 7 - границы ореолов Sr
23

ложбины, трассированной почвенной аномалией Sr, и предпосылка к формированию
субмеридионально ориентированного останца бугра наблюдаются на территории
пос. Лиман (рис. 2).
Таким образом, в областях континентального засоления аридной зоны с повышенной
суглинистостью наносов древних приморских дюн существенная перестройка морфоло¬
гии гряд, подобно классической в гумидном климате (как например, на берегах Север¬
ного, Балтийского и других морей), затруднена. Плотно сцементированные карбо¬
натно-гипсовые горизонты верхней части дюн бронируют их, защищая от размыва и
дефляции наносов. Для полной консервации бугра требуется порядка 800 лет. След¬
ствие такой консервации - специфические черты механизма перестройки рельефа буг¬
ров и формирование, в отдельных случаях, более крутых наветренных, чем под¬
ветренных склонов. Возможно также образование разноориентированных относи¬
тельно древней береговой линии останцов размыва параболических дюн и достаточно
хорошая сохранность гряд на современном шельфе.
Для уточнения границ затопления в результате ингрессий и сезонного заливания
реликтового рельефа бэровских бугров в дельте Волги могут служить, в комплексе с
другими методами палеореконструкций, данные о площадном распределении в почвах
литохимических индикаторов субаквальных условий осадконакопления - сульфат-иона
и стронция. Эти данные свидетельствуют о том, что в период трансгрессии Каспия
XVII - начала XIX вв. уровни кратковременных заливаний территории достигали
отметок -22 -ь -21 м Б С.
Механизм перестройки рельефа бэровских бугров предложен в качестве рабочей
гипотезы для объяснения образования их останцов и требует дальнейших уточнений.
Он в определенной степени объединяет в себе основные предоставления ранее выд¬
винутых гипотез их генезиса. Многообразие и причудливость облика сформированных
таким образом останцов создают в одних случаях впечатление, что это эрозионные
образования, а в других - эоловые (продольные гряды). В данном контексте эти
представления характеризуют частные случаи единого, во многом специфического,
процесса развития рельефа приморских дюн Северного Прикаспия.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Богданов Н.А., Морозова Л.Н. Прогноз риска проживания в дельте Волги при подъеме уровня Каспия //
Экология и промышленность России. 1996 (пилотн. номер). С. 16-19.
2.	Полонский В.Ф.,Лупачев Ю.В., Скриптунов Н.А. Гидролого-морфологические процессы в устьях рек
(прогноз). СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. 380 с.
3.	Гладцин И.Н. Геоморфология СССР. Ч. 1. Геоморфология Европейской части СССР и Кавказа. Л.:
Государственное учебно-педагогич. изд-во Наркомпроса РСФСР, 1939. С. 233-243.
4 .Леонтьев О.К., Никифоров Л.Г., Сафьянов Г А. Геоморфология морских берегов. М.: Изд-во МГУ,
1975. 230 с.
5.	Морская геоморфология. Терминологический справочник. Береговая зона: процессы, понятия,
определения / Научн. ред. В.П. Зенкович и Б.А. Попов. М.: Мысль, 1980. 280 с.
6.	Каспий - настоящее и будущее (тез. докл. международн. конф.) / Под общ. ред. Чуйкова Ю.С.
Астрахань: Интерпресс, 1995. 317 с.
7.	Ульст В.Г. Морфология и история развития в области морской аккумуляции в вершине Рижского
залива. Рига: Изд-во АН Латв. ССР, 1957. 179 с.
8.	Якубов Т.Ф. Песчаные пустыни и полупустыни Северного Прикаспия. М.: Географгиз, 1955. 532 с.
9.	Марков А.С. Петр I и Астрахань: Форзац, 1994. 192 с.
10.	Добровольский АД., Залогин Б.С. Моря СССР. М.: Изд-во МГУ, 1982. 192 с.
НПП "Эколого-Аналитический Центр",	Поступила в редакцию
Москва	08.02.99
24

SOME PECULIARITIES OF BAER’S MOUNDS REFORMATION UNDER CASPIAN SEA
LEVEL CHANGES
N.A. BOGDANOV
Sum m a г у
Baer’s mounds - the remnants of ancient littoral dunes in Northern Pricaspian - changed their morphology
significantly, often taking up freakish shape. It took place due to specific natural conditions and composite rocks such
as argillaceous ground and carbonate-gypsum layers, protecting remnants from destruction during multiple
transgressions of Caspian Sea.
УДК 551.4.01:551.435.1
© 2000 г. А.И. СКОМОРОХОВ
О ВЗАИМОСВЯЗИ ОВРАГ-БАЛКА-ДОЛИНА
Состояние вопроса
Рельеф в упрощенном и обобщенном варианте можно представить в виде сложного
сочетания наклонных поверхностей различной морфологии, морфометрии, возраста и
генезиса. Особое значение имеют поверхности, своим происхождением связанные
с деятельностью водотоков. Они выполняют роль своеобразного каркаса, определяю¬
щего все основные особенности рельефа и представлены линейными отрицательными
формами самых различных размеров - речными долинами различных порядков и без-
русловыми формами рельефа, которые они образуют. Изучение этих элементов
рельефа является одной из главных задач геоморфологии. Именно с первыми пред¬
ставлениями о закономерностях их развития связано само становление геоморфологии.
Но, несмотря на особую роль этих элементов рельефа, многие важные вопросы их
развития до сего времени решаются на уровне предположений, без анализа разно¬
образных данных на основе системного подхода к их оценке.
Представляется, что многие нерешенные вопросы как в фокусе сосредоточены в
проблеме взаимосвязи и взаимообусловленности оврагов, балок и речных долин, чему и
посвящена предлагаемая статья. Поводом для нее стала публикация Голосовым [1]
результатов анализа наблюдений за последствиями аккумуляции в балках Русской
равнины. Проведенные исследования не ставили задачу проверки соответствия
существующих схем эволюции отрицательных линейных форм реальному ходу
развития флювиального рельефа. Наоборот, исследования сами нуждались в опоре на
представления о развитии этих форм для обоснования корректности в постановке
решаемых вопросов и получаемых выводов. С этой целью перечислены некоторые
известные точки зрения, хотя остается не совсем ясным, как представления о развитии
той или иной балки определяют методику опробования и полученные результаты, но в
данном случае не это главное. Важно то, что работа выполнена в лаборатории МГУ -
ведущего научного коллектива в изучении флювиальных процессов. Поэтому точка
зрения, принятая в этом коллективе, служит эталоном для тех, кто так или иначе
соприкасается с данной проблемой.
В.Н. Голосов приводит три варианта образования линейных форм, авторами
которых являются В.В. Докучаев, А.С. Козменко и Н.И. Маккавеев. Наибольшим
доверием пользуется схема В.В. Докучаева, которая воспринимается как азбучная
истина, не требующая особых доказательств. Она повторяется во всех учебниках,
научных и научно-популярных публикациях. Все остальные точки зрения признаются
как возможные частные случаи.
25

Что касается точки зрения А. С. Козменко о развитии по схеме ложбина - лощина -
балка, то тут какое-то недоразумение. Во всех своих работах он неустанно повторял,
что балочные системы возникли под воздействием огромных масс воды тающих
ледников. В межледниковье балки заиливались, а затем "откапывались" вновь. Лож¬
бину, лощину и балку он рассматривал не как стадии развития суходола, а как звенья
последних, и считал, что их морфологические особенности определяются величиной
соответствующих им водосборов. В своей последней работе [2] Козменко попытался
внести уточнение в схему, но принципиальных изменений не произошло. Основные
усилия были направлены на то, чтобы найти источники большого объема водных масс.
В связи с этим необходимо привести замечательное высказывание Леваковского [3],
предупреждавшего от таких простых решений. Суть его в том, что поверхностные
водотоки, даже в объемах больше современных, ни первоначальным стоком, ни в виде
рек впоследствии не могли прямо и непосредственно произвести балки и речные
долины, в том числе и в тех размерах, в каких они ныне находятся.
Схема Н.И. Маккавеева (долина - балка - овраг) самостоятельного значения не
имеет и может рассматриваться как частный случай, потому что отправным состоя¬
нием для такой трансформации должна быть долина, на происхождение которой схема
не дает никаких намеков. Кроме того, трудно представить аргументы в пользу
возможности превращения долины в овраг, так как по всем параметрам это совер¬
шенно несопоставимые формы. Возможность перехода долины в балку в результате
простого заиливания также вызывает большие сомнения. Постоянные водотоки
являются дренами для разгрузки грунтовых вод. В связи с этим на линии водотока
уровень грунтовых вод совпадает с зеркалом реки или несколько выше его. Разрыв в
уровнях может достигать 2-3 м. С удалением от водотока постепенный подъем уровня
достигает 10—12 м/км. Всякие изменения природной обстановки, вызывающие затруд¬
нения в разгрузке грунтовых вод, влекут за собой немедленный подъем их уровня.
Анализ гидрогеологических карт показывает, что потенциальные возможности для
подъема уровня могут достигать 20 м и более, что в большинстве случаев соизмеримо
с глубиной вреза гидросети. А это значит, что заиливание долины до такой отметки не
избавит ее от водотока. В любом случае вся толща накопленных осадков будет
обводнена, а поверхность как минимум заболочена. Очевидно, что причина перехода
долин в балки (если это возможно) значительно сложнее, чем простое их заиливание,
как это принято считать. Заслуживает внимания мнение Дедкова [4] со ссылкой на
Вальтера, что проблема перехода долины в балку в значительной мере, если не
полностью, определяется тем, что долина и река тесно связаны между собой. Поэтому
делается вывод, что если реки нет, то значит, она была в прошлом. В любом случае,
вывод о переходе долин в балки без анализа гидрогеологических особенностей не
может приниматься всерьез.
Как отмечалось выше, наибольшим доверием пользуется представление об эволю¬
ции отрицательных линейных форм по схеме овраг - балка - речная долина (ОБР).
Отдельные, нередко острые публикации [5, 6] положения не меняют. Мы также имели
возможность критически оценить суть схемы [7], ее несоответствие реальной действи¬
тельности. Наше отношение к схеме не осталось незамеченным. Непосредственно к
статье было приложено три отзыва ведущих специалистов: Р.С. Чалова, А.И. Спири¬
донова и Д.А. Тимофеева. Высказанные ими мнения конкретизировали проблему, но
тем не менее полной ясности не достигнуто. Однако дискуссия больше не возоб¬
новлялась, и практических выводов из нее сделано не было, что и подтвердил Голосов
в своей публикации [1].
Абстрактное восприятие схемы ОБР никаких недоумений не вызывает, и схема как
бы начинает работать сама на себя. Однако ее приложение к реальной действитель¬
ности показывает очевидную некорректность и ограниченность [8]. Например, в каж¬
дую элементарную речную долину могут впадать десятки балок, а в каждую балку -
десятки оврагов и промоин. Какая из этих форм может превратиться в речную
долину? Очевидно, никакая, так как речная долина - это прежде всего соответ¬
26

ствующий ей водосбор, какого ни одна промоина (овраг) не имеют, а свободных
площадей для увеличения водосбора нет. Если какая-либо промоина из многих тысяч
под влиянием тектоники или иных причин получит возможность превратиться в более
крупную форму, то, во-первых, это будет не результатом саморазвития промоины,
подразумеваемого схемой ОБР, а следствием более или менее резких изменений
внешних условий; во-вторых, такая перестройка неизбежно приведет к полному
исчезновению многих тысяч промоин и оврагов. Этот несомненный аргумент для
схемы как будто не существует.
Наиболее категоричным из принявших участие в дискуссии был Р.С. Чалов. Он
упрекнул автора в незнании трудов классиков и в подтверждение привел цитату из них
о том, что "ни этот овраг, и ни эта балка не суть еще реки и в большинстве случаев
никогда не будут таковыми", и таким образом дал понять, что дискутировать не о чем.
Р.С. Чалов делает акцент на развитие речной долины, тогда как в нашей постановке
вопроса основное внимание направлено на отношение овраг - балка. Как будет
показано далее, нет никаких оснований считать, что в этом плане все вопросы
решены, и продолжение дискуссии не имеет смысла. Значительно более взвешенным
было мнение А.И. Спиридонова, отметившего, что совершенно необязательно каждый
овраг непременно должен превратиться в балку, затем в речную долину, но общий
тренд именно таков. Подобную же точку зрения высказал Д.А. Тимофеев и добавил,
что в целом дискуссия была полезной.
Представляется, что польза дискуссии в том, что она обнажила истину, суть
которой в известной недосказанности, неоднозначности и неопределенности схемы
ОБР, что выражается, прежде всего, в шаткой обоснованности фактическими дан¬
ными. Поэтому по сути нечего возразить прямо противоположному мнению о том, что
ни один овраг не образовал балку [5], также как балка никогда не была оврагом, о чем
сообщает Бутаков со ссылкой на Литвина [9]. А.И. Спиридонов одним из аргументом в
пользу схемы считает большое разнообразие эрозионных форм, которые со времен
В.В. Докучаева воспринимаются переходными разновидностями между оврагом и бал¬
кой. Однако для того, чтобы такой вывод не воспринимался умозрительным, необхо¬
димы знания механизма процесса, создающего наблюдаемое разнообразие, но пред¬
ставление о нем не менее умозрительно. Как справедливо отметили Торнес и Брунсден
[10], нам лучше известны процессы продолжительностью 1-25 лет и процессы в масш¬
табе геологического времени. Процессы средней продолжительности нам неизвестны.
Применительно к рассматриваемому случаю это означает, что нам известно, как
развиваются овраг и балка. События, разделяющие эти формы, нам неизвестны.
Другим аргументом А.И. Спиридонов считает схему В.М. Девиса о том, что рельеф
развивается от стадии юности к стадиям зрелости и дряхлости, а в обсуждаемом
случае - от овражной стадии к стадии долинно-балочного рельефа. Это замечание
А.И. Спиридонова еще больше укрепляет уверенность в умозрительности схемы.
Неоднозначность и противоречивость схемы в том, что, по общему мнению участ¬
ников дискуссии, она отражает общую тенденцию, тогда как большинство оврагов та¬
кой схеме не следует. Противоречивость этого положения в том, что схема опирается
заведомо на исключения (или на меньшую часть случаев), а не на правило [8], которое
для схемы как будто не существует. Но в природе ничего не бывает лишним, не
имеющим последствий. Кроме того, если положение о двух путях развития оврагов
считать несомненным, то возникает ряд сложных проблем, на которые не только нет
ответов, но и их решение не поставлено в "повестку дня". Первая проблема заклю¬
чается в том, что меньшинство оврагов развивается по схеме ОБР. Каков путь раз¬
вития другой, большей части оврагов, науке не только не известно, но эта проблема
пока еще и не возникала. Вторая проблема в том, что если возможны два пути разви¬
тия оврагов, то, очевидно, должны быть критерии для отнесения оврагов к двум раз¬
личным группам, которые не только различно развиваются, но и не сопоставимы по
той роли, какую они играют в общей эволюции рельефа, на что указывал Герен-
чук [8].
27

Участники дискуссии не определили свое отношение к утверждению С.С. Соболева
о том, что на четвертой стадии развития овраг вырабатывает профиль равновесия и
переходит в балку. Можно лишь полагать, что, соглашаясь с В.В. Докучаевым в том,
что лишь отдельные овраги имеют возможность перехода в балку и далее в речную
долину, точку зрения С.С. Соболева следует признать некорректной. Однако С.С. Со¬
болев продемонстрировал факт буквального и прямолинейного восприятия схемы ОБР.
Во всех учебниках прямо или косвенно признается, что на определенной стадии
развития овраг переходит в балку [11, 12]. Такую точку зрения разделяют все, кто
занимается различными видами моделирования, так как в противном случае оно
теряет всякий смысл. Таким образом, схема ОБР приобрела двусмысленное значение,
что нужно признать прямо и решительно, чтобы избежать заблуждений, граничащих с
самообманом. Трактовка схемы ОБР в соответствии с представлением С.С. Соболева
определяется априорным допущением того, что у оврага нет иного пути, кроме
превращения в балку. Анализ многочисленных других данных на основе системного
подхода, противоречащий такому допущению (что было отмечено выше), отступает
на задний план и в учет не принимается.
Балки и формы ускоренной эрозии - две стороны единого процесса
Тимофеев в своем отзыве [7] отметил, что альтернативы схеме ОБР не предло¬
жено. К тому времени альтернативная точка зрения еще не была опубликована в пол¬
ном виде, однако уже был брошен первый пробный шар в виде понятия "возвратно-
поступательное развитие" (ВПР), и он был замечен. Д.А. Тимофеев и А.И. Спири¬
донов высказали пожелание более солидного обоснования и разъяснения. В развитие
этой точки зрения был опубликован ряд статей [13-17], но ни актуальность проблемы,
ни оригинальность предлагаемого решения не стали поводом для серьезного обстоя¬
тельного обсуждения. На краткую часто формальную критическую заметку Спири¬
донова [18] мы уже отвечали [19]. Она касалась процессов в речной долине. Здесь
необходимо кратко изложить дополнительные данные по развитию оврагов и балок в
свете поставленной темы.
Чалов в своем кратком отзыве [7] пишет, что "понижение водоразделов... за счет
смыва и денудации приводит к снижению количества поступающих в реку наносов.
Вследствие этого реки врезаются, увеличивается глубина эрозионного расчленения.
Это снова приводит к усилению смыва и т.д. практически бесконечно". Одним широ¬
ким мазком смоделирована объемная панорама, отражающая суть ВПР и охватываю¬
щая все уровни процесса. Голосов [1], подтвердивший вслед за многими предшест¬
венниками равноправное положение эрозии и аккумуляции в флювиальном процессе,
следующим шагом должен был признать, что "земная твердь колышется" как по¬
верхность моря. Волнообразные изменения поверхности установлены Часовниковой
[20] в результате полевых экспериментальных исследований, что фактически под¬
тверждается данными Голосова [21]. Клюкин [22], констатирующий заиливание
эрозионных форм (включая и склоны) на протяжении 200-500 м, показал конкретные
примеры реализации принципа ВПР в колоссальных объемах. Косов с соавторами [23],
наблюдавшие непрекращающиеся инверсии эрозионно-аккумулятивных комплексов
при моделировании оврагов на лотках, установили постоянные и бесконечные
взаимные переходы причины и следствия, отражающие основную суть диалектики
процесса. Этими примерами не исчерпываются все замечательные находки, которые
до сего времени не востребованы теорией флювиальной геоморфологии, продол¬
жающей опираться на упрощенные схемы. Фактические данные "кричат" сами за себя,
но специалисты почему-то не хотят их видеть. Ярким примером лишь формального
признания аккумуляции является то, что при моделировании процесса на лотках
аккумуляции до последнего времени преднамеренно исключалась из опыта установкой
специальных приемников для выносимого из модели материала [23].
28

Предложенная точка зрения позволяет по-иному трактовать известные факти¬
ческие данные и схему ОБР. Основная суть принципа ВПР в том, что многолетние
изменения рельефа складываются как алгебраическая сумма элементарных процессов
эрозии и аккумуляции, которые многообразны по формам проявления и результатам и
происходят на разных уровнях [13-17].
Овраг отличается от балки по очень многим показателям. Наиболее очевидные из
них заключаются в том, что овраг имеет резко выраженную форму, крутые, обна¬
женные склоны, резко секущие плоскости наслоения отложений различного возраста,
включая голоценовые, в которые он врезается. Балка отличается от оврага не только
пологими склонами с плавными очертаниями, размах которых как минимум на порядок
превышает поперечник оврага, но, что особенно важно, склоны балки перекрыты
различными горизонтами четвертичных отложений, что было убедительно показано
еще Козменко [2]. Это означает, что на формирование балок природа тратила как
минимум несколько десятков тысячелетий. Поэтому утверждение, что овраг, развитие
которого укладывается в десятки (или первые сотни) лет, на какой-то стадии
переходит в балку, неоправданно смелое, а математические модели такого перехода
чисто умозрительны. А.П. Дедков и В.И. Мозжерин имели все основания утверждать,
что их можно принимать только в качестве концептуальных, а не расчетных.
Увлечение ими создает опасность превращения исследований в математические
упражнения на геоморфологические темы [24], создающие, по выражению Волко¬
ва [25], "информационный шум". В свою очередь непреклонное и неистребимое
стремление получить универсальную формулу, адекватно отражающую трансформа¬
цию оврага в балку, является одним из убедительных показателей того, что упро¬
щенное и прямолинейное восприятие схемы ОБР стало правилом.
Сторонники непосредственного перехода оврага в балку обходят вопрос о том,
каким образом из оврага шириной 20-30 м формируется балка, ширина которой как
минимум на порядок превышает эту величину. Выполаживание склонов может
осуществляться только с помощью форм ускоренной эрозии - борозд, промоин,
оврагов. Очевидно, что от форм, которые начинали выполаживание склонов на
первых стадиях, не останется никаких следов, потому что на этом геологическом
уровне, пользуясь выражением поэта, "гуляет лишь Эол". Вот то искомое звено в эво¬
люционной цепи рельефа, которое не сохраняется в геологической летописи, о чем
писали Торнес и Брунсден [10]. А если и сохраняется, то в виде отдельных, разроз¬
ненных фрагментов, объяснение которых с общепринятых позиций затруднительно или
вообще невозможно. Однако фрагменты геологических документов прежних событий,
дополненные наблюдениями за развитием оврагов в наши дни, делают возможным
внести принципиальные уточнения в представления о развитии овражно-балочного
рельефа.
Овражная эрозия определяется разнообразными факторами, но овраг не возникает,
если вся предшествующая многовековая история развития участка не подготовила для
этого условия. Непременными из них при прочих равных факторах являются водосбор
и концентрированный сток. В силу дискретности развития процесса, концентрация по¬
тока происходит на коротких отрезках. Согласно гидродинамическим формулам, раз¬
мывающая и транспортирующая сила потока на таких отрезках может возрастать на
несколько порядков. Рождение оврага становится неизбежностью, что еще больше
усиливает разрушительную деятельность потока. Ниже устья оврага таких благо¬
приятных условий для потока нет и разгрузка потока, перегруженного взвешенными
наносами в овраге, становится неизбежностью. Поэтому конусы выноса - обяза¬
тельный спутник оврагов [13, 22]. Его признаки устанавливаются даже в подводной
части русла рек, а нередко конус выноса вынуждает реку покидать прежнее русло
[26].
Конус выноса по форме и по сути - полная противоположность оврагу. Если в
овраге поток сосредоточивается со всеми вытекающими последствиями, то на конусе
выноса все происходит наоборот [13]. Овраг и конус выноса в известном смысле
29

составляют антисимметричное соотношение [27]. Вряд ли какой-либо из внешних
факторов может по силе воздействия на процесс близко приближаться к описанному
внутреннему противоречию, действующему в потоке с неизбежной предопределен¬
ностью. Без учета этого явления (что фактически и происходит в настоящее время) в
принципе невозможно понять и отразить значение флювиального процесса как
основного фактора рельефообразования. Эффект такой трансформации размывающей
и транспортирующей способности потока, судя по наклону поверхностей, возникающих
как следствие совершаемой работы, равносилен изменению водосбора (расхода
потока) как минимум на порядок [13]. Именно это обеспечивает постоянный рост
конуса выноса по площади и в высоту. Рост вершины конуса выноса в высоту может
достигать десятков см/год и как исключение-2 м [26], что, несомненно, ослабляет
эрозионный процесс в овраге и вызывает там аккумуляцию.
Многочисленные наблюдения показывают, что широкое дно оврага возникает в
результате аккумуляции. Мощность осадков в таком случае составляет около поло¬
вины ширины плоского дна. На Среднерусской возвышенности береговые овраги
теряют активность и задерновываются, если зона аккумуляции охватывает 2/з от их
длины. Однако прекращение эрозии в овраге не останавливает поступление в него
осадков, так как эрозионные процессы по возбужденным им промоинам продолжаются
неопределенно долго.
Все эти данные вынуждают и позволяют по-иному рассматривать динамику
овражных форм. Но наиболее важным является то, что такой режим работы потока
превращается в четко выраженную и стойкую тенденцию, потому что на конусе
выноса нет условий для изменения тенденции рассеивания потока на его концен¬
трацию. Обследованием многих тысяч оврагов исключений не установлено. Резкое
изменение характера деятельности потока в овраге и на конусе выноса - один из
ярких примеров проявления закона факторной относительности.
Установившуюся тенденцию может нарушить только следующий овраг, попятно
приближающийся к основанию конуса выноса. Очевидно, что судьба наблюдаемого
оврага зависит от того, как скоро он получит "подкрепление" в виде разрушения его
конуса выноса. Запоздание может привести к полному заиливанию оврага, примеры
чего встречаются повсеместно. Кравченко [28], проверяя этот вывод, установил, что
под плоской поверхностью конуса выноса без всяких признаков былых разрушений
устанавливается продолжение оврага, заполненное наносами. Сычева, много усилий
посвятившая изучению заиленных малых форм, пришла к выводу о том, что процесс
их захоронения в основном был длительным и прерывался более мелкими размывами
[29].
Из сказанного видно, что из оврага непосредственно может в лучшем случае
сформироваться логовина, более или менее заиленная, и не являются исключением
случаи, когда от оврага на поверхности не остается никаких следов. Однако диа¬
лектика процесса такова, что не исключает, а, напротив, создает условия для повто¬
рения подобных же событий в будущем. Именно под этим углом зрения рассматривал
развитие оврагов Масальский [30] еще в прошлом столетии, однако он не уделил
должного внимания вопросу о том, как это определяет эволюцию рельефа, очевидно
потому что тогда этот вопрос не стоял так остро, как сейчас. В результате в после¬
дующем симпатии были отданы схеме В.В. Докучаева, задача которой была отразить
лишь общее направление развития эрозионных форм. Однако горячие сторонники
упростили понимание схемы до абсурда, утверждая, что все четыре стадии можно
наблюдать одновременно в одном овраге.
При большом желании можно подобрать пример более или менее полного подобия
непосредственного перехода оврага в балку, и тем не менее эти формы совершенно
несопоставимы по масштабу и по их функциональным особенностям в общей эволюции
рельефа. Формы ускоренной эрозии (овраги в том числе) развиваются под
воздействием свойственных только им процессов. Балки собственных процессов не
имеют. Их эволюция, как и изменение всех других наклонных поверхностей, есть
30

результат бесконечных усилий бесконечного числа форм ускоренной эрозии, беско¬
нечно сменяющихся во времени и в пространстве. Наклонные поверхности в опре¬
деленном смысле можно сопоставить с морфоструктурой, которая своим сущест¬
вованием определяет эрозионные процессы, обеспечивающие их бесконечные изме¬
нения, тогда как сами формы ускоренной эрозии как бы мимолетны [13, 16, 17], как
волны на поверхности моря, потому что возникающие в результате их усилий
элементы скульптуры несопоставимы с ними ни по форме, ни по существу. Эти
понятия в эволюционном плане разноуровенные, как, например, обезьяна и произо¬
шедший от нее за многие тысячелетия человек. Продолжая аналогию, можно сказать,
что формы ускоренной эрозии - это инструмент "в руках природы", с помощью кото¬
рого создается все разнообразие рельефа. В материальном производстве стоимость
инструмента переносится на производимый продукт. Также и работа, выполняемая
формами ускоренной эрозии, в многолетнем плане материализуется в формы макро¬
рельефа. Другим неизбежным результатом деятельности форм ускоренной эрозии
являются коррелятные отложения, перекрывающие огромные территории, пример
чего приводят Клюкин [22] и мн. др. [26, 31-33]. Дотошный оппонент обязательно
отыщет признаки непоследовательности, отклонения от каких-то принципов и т.п.
Сложность в том, что диалектика ни в чем не признает четких границ. Они всегда
более или менее условны [34] и устанавливаются на базе системного подхода к ана¬
лизу сложной реальной действительности.
Выход на практику
Все изложенное выше имеет прямой выход на практику научных исследований и
решения прикладных задач. Так, один из основных методов изучения оврагов и
поисков путей борьбы с ними - многолетние наблюдения за динамикой их развития.
Основным исходным положением для такого рода исследований служит представление
о том, что овраг вырабатывает профиль равновесия, после чего наступает
стабилизация. Именно поэтому одним из способов уменьшения ущерба предлагалось
ускорение такой трансформации оврагов, и это воспринимается с пониманием. Однако
Масальский [30] и мн. др. утверждали, что теоретически, также как и с помощью
анализа природной действительности, невозможно представить такой рельеф, который
исключал бы эрозию. Из сказанного следует, что схема ОБР обычно воспринимается
прямолинейно и направляет исследования, если даже о ней нет упоминаний.
Многочисленными наблюдениями установлено, что скорость изменения всех
параметров оврагов колеблется в очень больших пределах [35]. В результате задача
имеет массу неизвестных и в настоящее время не решаема с точки зрения получения
универсальной формулы перехода оврага в качественно иную форму - балку. Поэтому
Дедков и Мозжерин [24] имели все основания для вывода о том, что предлагаемые
формулы отражают лишь концепцию (т.е. схему ОБР) и непригодны для расчета.
Самым верным путем выхода из подобных ситуаций является тщательный анализ
противоречий и тех неоспоримых фактических данных, которые принятой концепцией
не учитываются. С этой точки зрения, в первую очередь, обращает на себя внимание
многократно повторенная истина о том, что роли эрозии и аккумуляции равнозначны, а
рельефообразующие процессы не просто эрозионные, а эрозионно-аккумулятивные [1].
Эта истина произносится как заклинание, и при этом, за редким исключением [32],
стыдливо умалчивается, что аккумуляция в принципе может осуществляться только по
путям стока, т.е. там, где происходит пресловутая эрозия.
Отметим еще одно противоречие, на которое указывал Тимофеев [32]. Исследо¬
вателям удобно представлять, что они находятся у начала процесса, полагая, что
раньше ничего подобного не было, так как не было антропогенной нагрузки. А если
балки - овраги прошлого (исходя из концепции, которой они руководствуются), тогда
современные овраги - ничто, в сравнении с разрушениями прошлого.
31

Все сказанное еще раз свидетельствует о том, что буквальное и упрощенное
восприятие схемы ОБР приводит к неразрешимым противоречиям, не замечать
которые можно лишь при очень большом на это желании. Аккумуляция как минимум
никогда не позволяет эрозии использовать все потенциальные возможности каждого
конкретного участка рельефа и как максимум полностью ликвидирует произведенные
эрозионные разрушения. Временная остановка, принимаемая за стабилизацию, это
"тайм-аут", в которой природа как бы решает, начинать ли ей разрушения на со¬
пряженных участках, или продолжить здесь же с новой силой. По наблюдениям в
Курской области 13% оврагов относится к категории активизировавшихся [36].
Многочисленные отчеты по наблюдениям на стационарах от таких данных свободны,
тогда как аккумуляция - этот тот общий знаменатель, который пригоден на любой
случай. Без учета этой принципиальной особенности флювиального процесса
невозможно адекватно отразить динамику рельефа, также как и разработать рацио¬
нальную систему мероприятий для защиты почв от эрозии, но это уже другая
специальная тема для обсуждения.
Причины, затрудняющие обсуждение проблемы
Представление о ВПР опирается на широко известные фактические данные и
следующие из них выводы. Поэтому немногочисленные оппоненты не пытаются его
опровергать, исходя из фактов. Обычными аргументами являются ссылки на авто¬
ритеты, общепризнанные положения и парадигмы. В связи с этим проблема переходит
из чисто геоморфологической в плоскость теории познания, психологии и социологии
науки [25].
Представляется, что с этих позиций выделяется несколько причин.
1.	Безотчетное доверие и переоценка действительной значимости представления о
профиле равновесия и схемы ОБР, играющих роль главных парадигм. В результате
любые отклонения реальных процессов от этих схем заведомо принимаются слу¬
чайными и несущественными.
2.	Явная недооценка значения системного подхода (являющегося первой производ¬
ной от диалектического метода или всего лишь его модификацией) к анализу сложной
природной действительности, что определяет, образно говоря, "конгломератное"
состояние теории динамики флювиального рельефа с преобладанием метафизических
схем развития элементарных процессов. По этим вопросам мы уже неоднократно
высказывали свое мнение [16, 19], но есть еще один весьма существенный фактор.
3.	Инерционность мышления, непреодолимая преданность детищу, которому отда¬
ны многие годы упорного труда. Ярким примером может служить совещание,
посвященное развитию оврагов и балок, организованное соответствующей лабора¬
торией МГУ [9]. Судя по опубликованным материалам, предложенная нами и много¬
кратно опубликованная система взглядов там даже не упоминалась, как будто ее нет
совсем. И это происходит в тот момент, когда все ведущие геоморфологи говорят о
кризисе геоморфологии, что обязывает каждую свежую, конструктивную мысль
строго изучить под "микроскопом", ибо всесторонне выверенная гипотеза подобна
четкому указателю у скоростной магистрали. Стремление к замалчиванию нередко
переходит рамки, принятые при обмене научной информацией. Например, В.Н. Го¬
лосов после выполнения обязанностей официального оппонента диссертации Кравченко
[28], использовавшего и развивавшего положения предложенной точки зрения,
публикует статью [1], в которой нет упоминания фамилии диссертанта, дающего иную
интерпретацию тем же процессам и явлениям.
Игнорирование предложенной системы взглядов на динамику флювиального
рельефа можно расценивать как отсутствие веских аргументов, а поэтому предпочти¬
тельней воздерживаться от дискуссии, чем ее начинать. Представляется, что есть все
основания ожидать, что доступ предложенной системы взглядов в научные лабора¬
тории повысит отдачу от проводимых исследований и будет способствовать пре-
32

дупреждению "информационного шума". В то же время есть основание ожидать, что
все сказанное выше многие не воспримут альтернативой принятым представлениям,
потому что производит впечатление чего-то зыбкого, неоднозначного, без четкого
начала и конца. У природы нет начала, нет и конца. Она бесконечно переделывает и
меняет то, что было сделано "вчера" и что точно выражено фразой: "В одну реку
невозможно войти дважды".
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Голосов В.Н. Аккумуляция в балках Русской равнины // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 11.
Изд-во МГУ, 1998. С. 97-110.
2.	Козменко А.С. Борьба с эрозией почв на сельскохозяйственных угодьях. М.: Колос, 1963. 250 с.
3.	Леваковский И.Ф. Способ и время образования долин на юге России. Изд-во Харьк. ун-та, 1869. 55 с.
4.	Дедков А.П. Эрозия в аридных зонах // Геоморфология. 1998. Mb 4. С. 12-22.
Ъ.Доскан А.Г., Кесь А.С. О книге С.С. Соболева "Развитие эрозионных процессов на территории
Европейской части СССР и борьба с ними" // Изв. АН СССР. Сер. геогр. и геофизич. Т. XIV. Mb 2.
С.181-186.
6.	Гереннук КМ. Тектонические закономерности в орографии речной сети Русской равнины. Львов: Изд-во
Львов, ун-та, 1960. 240 с.
7.	Скоморохов А.И. О некоторых положениях теории эрозионного рельефообразования (с отзывами
Р.С. Чалова, А.И. Спиридонова, Д.А. Тимофеева) // Геоморфология. 1985. Mb 2. С. 34-45.
8.	Гереннук КМ. К вопросу об условиях перехода оврагов и балок в речные долины // Науч. докл. высшей
школы геолого-географической науки. М., 1958. Mb 1. С. 65-68.
9.	Бутаков Г.П. Овражная эрозия: формы первичной гидрографической сети // Геоморфология. 1996. Mb 4.
С. 109.
10.	Горнее Д.Б., Брунсден Д. Геоморфология и время. М.: Недра, 1981. 223 с.
11.	Щукин И.С. Общая геоморфология. Т. 1. М.: Изд-во МГУ, 1960. 613 с.
12.	Панов Д.Г. Общая геоморфология. М.: Высш. шк., 1966. 426 с.
13.	Скоморохов AM. О возвратно-поступательном развитии флювиального рельефа // Геоморфология. 1990.
Mb 2. С. 12-19.
14.	Скоморохов AM. Уровни упорядочения земной поверхности // Геоморфология. 1993. Mb 3. С. 28-36.
15.	Скоморохов AM. О некоторых особенностях развития речных долин // Геоморфология. 1995. Mb 1.
С. 23-29.
16.	Скоморохов AM. О некоторых реалиях, определяющих состояние геоморфологии // Вести. ВГУ. Сер.
геологич. 1997. Mb 3. С. 47-49.
17.	Скоморохов AM. Дополнительные данные к представлению об уровнях упорядочения земной поверх¬
ности // Вести. ВГУ. Сер. геологич. 1998. Mb 5.
18.	Спиридонов AM. К вопросу о возвратно-поступательном развитии флювиального рельефа // Геомор¬
фология. 1996. Mb 3. С. 24-26.
19.	Скоморохов AM. В защиту представления о возвратно-поступательном развитии флювиального
рельефа // Геоморфология. 1999 (в печати).
20.	Часовникова Э.А. Полевые экспериментальные исследования плоскостного смыва и его закономерностей
в лесостепном Заволжье (на примере Ульяновской обл.) // Геоморфология. 1985. Mb 2. С. 95-99.
21.	Голосов В.Н. Эрозионно-аккумулятивные процессы на склонах в южной части Нечерноземной зоны //
Геоморфология. 1988. Mb 1. С. 51-57.
22.	Клюкин А.А. Баланс наносов в бассейне р. Ворон (Крымские горы) // Геоморфология. 1996. Mb 3.
С. 88-95.
23.	Косов Б.Ф., Никольская ИМ., Зорина Е.Ф. Экспериментальное исследование оврагообразования //
Экспериментальная геоморфология. Вып. 3. Изд-во МГУ, 1978. С. 113-140.
24.	Дедков А.П., Мозжерин ВМ. Некоторые соображения об использовании математических методов для
анализа эволюции рельефа // Геоморфология. 1998. Mb 4. С. 38-39.
25.	Волков Г.Н. Качественные и количественные методы изучения науки // М.: Знание, 1980. С. 238-250.
26.	Холупяк КЛ. Зависимость овражной эрозии от горизонтального перемещения русла реки // Труды по
агро-лесо-мелиорации (науч. отчет за 1948 г.). Госиздат, сельхоз. лит., Киев - Харьков, 1950. С. 114-
126.
27.	Казанский Б.А. Роль принципов симметрии в геоморфологии // Геоморфология. 1998. Mb 2. С. 23-28.
28.	Кравченко Р.А. Оценка и учет эрозионно-аккумулятивных процессов при создании почвозащитных
агроландшафтов (на примере Курской области): Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии
РАН, 1997. 18 с.
2 Геоморфология, Mb 3
33

29.	Сычева С.А. Эволюционный анализ плейстоценовых погребенных малых эрозионных форм // Геомор¬
фология. 1996. № 3. С. 31-38.
30.	Масальский К.В. Овраги черноземной полосы России, их распространение, развитие и деятельность.
СПб.: Тип. Киршбауна, 1897. 102 с.
31.	Джерард АД. Проблемы гипергенной геоморфологии. Изд-во ЛГУ, 1986. 276 с.
32.	Тимофеев ДА. Геоморфологические и палеогеографические аспекты проблемы эрозии почв // Геомор¬
фология. 1988. № 2. С. 14-28.
33.	Литвин Л.Ф. Эрозионно-аккумулятивные процессы в микроруслах на склонах // Геоморфология. 1981.
№ 2. С. 63-68.
34.	Арманд ДЛ. Объективное и субъективное в природном районировании // Изв. АН СССР. Сер. геогр.
1970. № 4. С. 27-35.
35.	Рысин И.И. О современном тренде овражной эрозии в Удмуртии // Геоморфология. 1998. № 3.
С. 92-101.
36.	Скоморохов А.И. Скорость роста оврагов // Геоморфология. 1981. № 1. С. 97-103.
Пос. Геологов, Курская обл.	Поступила в редакцию
25.04.99
ABOUT THE INTERRELATIONS BETWEEN GULLY, BALKA, AND VALLEY
A.I. SKOMOROKHOV
Summary
Balka and rapid erosion forms are the concepts of different level. Erosion forms constantly change balkas as well as
all other slopes, replacing each other in space and time. The formation of correlative deposits is another sequence of
rapid erosion forms development.
34

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
2000
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.43 : 551.435.36(470.21)
© 2000 г. И.Г. АВЕНАРИУС, С.Н. БЕЛОЗЕРОВ
МОРФОСТРУКТУРНЫЙ ПЛАН И ДРЕВНИЕ БЕРЕГОВЫЕ ЛИНИИ
ДАЛЬНЕЗЕЛЕНЕЦКОГО РАЙОНА МУРМАНСКОГО ПОБЕРЕЖЬЯ
Дальнезеленецкий район охватывает участок побережья от губы Ярнышная на западе до
губы Порчниха на востоке и прилегающий шельф до глубины -160 м. На юге он ограничен
узким линейным Зеленецко-Порчнихинским понижением, на дне которого расположено
Зеленецкое озеро и цепочка озер, имеющих сток на восток в губу Порчниха. Береговая
линия осложнена серией заливов: это бухты Дальнезеленецкая, Плохие, Большие и Каме¬
нистые Чевры, Западная и Восточная Шельпинские, Медвежья, Первая, Вторая и Третья
Безымянные. На суше они переходят в одноименные небольшие понижения, поперечные
Зеленецко-Порчнихинскому, и рассекают весь район на изометричные блоки - водоразде¬
лы. Изучение морфоструктурного плана района велось по топографическим и батиметри¬
ческим картам, по которым рисовались морфоизогипсы, морфоизобаты и линеаменты,
активные в новейшее время. Для линеаментного анализа и выявления палеосейсмодисло¬
каций и древних береговых линий (ДБЛ) использовались также аэрофотоснимки и резуль¬
таты полевых наблюдений 1990-1992 гг.
Дальнезеленецкий район полностью попадает в пределы Мурманского мегаблока, яв¬
ляющегося в рамках данного исследования надранговой морфоструктурой. Он сложен
верхнеархейскими-нижнепротерозойскими плагиогнейсами. На полуостровах, разделяющих
бухты, выходят диабазы раннепротерозойского возраста. По данным геологической съемки
шельфа под воду уходят те же самые отложения. Весь район разбит многочисленными раз¬
ломами и трещинами, которые великолепно дешифрируются. Рыхлые отложения развиты
в основном в Зеленецко-Порчнихинском понижении и представлены верхневалдайскими
ледниковыми, сильно перемытыми отложениями, больше похожими на флювиогляциаль-
ные. Мощность их незначительна, и местами среди них поднимаются небольшие дену¬
дационные останцы. Пятнами эти отложения встречаются и в поперечных понижениях.
В вершинах практически всех бухт отмечаются морские отложения голоценового возра¬
ста, особенно широко развитые в Дальнезеленецкой бухте. Представлены они песками и
галечно-валунными образованиями и встречаются до отметок +67 м, образуя серии бере¬
говых валов, маркирующих ДБЛ. Их голоценовый возраст подтвержден радиоуглеродными
датировками [1] от 9,4 тыс. л. до 1620 + 40 л. (ГИН-7281, определение Л.Д. Сулержицкого по
нашей находке в бухте Большие Чевры в валунных отложениях 8-метровой террасы кости
кита, покрытой мхами и лишайниками).
В морфоструктурном и геоморфологическом отношениях Дальнезеленецкий район пред¬
ставляет собой на суше одноименный обособленный макроблок возвышенной денудацион¬
ной равнины, сложенной коренными породами (рис. 1а). Западной и восточной границами
макроблока служат меридионально ориентированные губа Ярнышная и пролив Большой
Олений, имеющие фьордообразный облик с переуглубленными днищами (глубина до 80 м)
и типичными порогами в устьевых частях. Макроблок характеризуется северо-западной
ориентировкой, которая, как и у всех крупных морфоструктурных единиц Кольского полу¬
острова, унаследована еще от докембрийского этапа развития. Другая черта макроблока -
2*
35

36

асимметричное строение. Причем максимальные высоты приурочены к его юго-западной
границе с грабенообразным Зеленецко-Порчнихинским понижением. Эта граница выражена
в рельефе уступом высотой 40-60 м и крутизной до 25°. На северо-востоке четкий уступ
высотой до 100 м отделяет Дальнезеленецкий макроблок от Прибрежного макроблока
шельфа. По сути, пограничная зона между Дальнезеленецким и Прибрежным макро¬
блоками является в новейшее время наиболее четким морфологическим выражением
известной "линии Карпинского". В пределах района в ряде пунктов вблизи "линии Кар¬
пинского" на суше были зафиксированы локальные участки резкого усиления процессов
обрушения. Практически все они приурочены не к открытым побережьям, где идет абразия,
а к кутовым и хорошо защищенным от волн частям бухт. Локальность и, в то же время,
приуроченность к "линии Карпинского", позволяют предполагать их палеосейсмогенную
природу. И по морфологическому облику они весьма напоминают аналогичные
образования в Хибинских тундрах, где палеосейсмогенная природа дислокаций не вызывает
сомнения [2]. Некоторые из участков предполагаемых палеосейсмодислокаций имеют
облик развала гигантских скал, образующих своеобразный "скалистый хаос", возникший от
удара снизу, который как бы разворотил эти глыбы и опрокинул их. В понижениях между
скалами на абс. отметках до +5 м встречается обработанный морем галечно-валунный
материал позднеголоценового возраста, что свидетельствует о молодом возрасте этих
образований. Наличие современной сейсмичности на ряде отрезков "линии Карпинского"
делает предположение о палеосейсмогенной природе данных образований весьма реаль¬
ным.
Прибрежный макроблок расположен на абсолютных отметках от -40 до -80 м и пред¬
ставляет собою подводную террасовидную равнину с достаточно сложно устроенным
рельефом. На западе это структурно-грядовая равнина с северо-западной ориентировкой
гряд и превышениями до 10 м. На востоке террасовидная равнина характеризуется большим
уклоном и наличием поперечных грабенообразных субмеридиональных понижений при
полном отсутствии гряд. На северо-востоке Прибрежный макроблок ограничен грабено¬
образным понижением, аналогичным Зеленецко-Порчнихинскому и характеризующимся
глубинами от -130 до -160 м. Таким образом, линейные грабенообразные понижения,
ограничивающие со всех сторон Дальнезеленецкий и Прибрежный макроблоки, это -
пограничные шовные образования, что характерно для морфоструктурного плана как Мур¬
манского мегаблока на суше, так и крупных морфоструктур смежного Баренцевоморского
шельфа.
В центре Дальнезеленецкого макроблока по восточной окраине Шельпинской бухты
проходит субмеридиональная линеаментная зона, разделяющая этот макроблок на Запад¬
ный и Восточный мезоблоки. Эта линеаментная зона продолжается на шельфе, где делит и
Прибрежный макроблок на Западный и Восточный мезоблоки, и прослеживается дальше
к северу, вплоть до Южно-Баренцевской впадины. Западные мезоблоки характеризуются
большими абс. отметками, относительными превышениями и общей раздробленностью. Это
свидетельствует о том, что в новейшее время они испытали более значительное подня¬
тие, чем восточные мезоблоки. Западный и Восточный мезоблоки Дальнезеленецко¬
го макроблока системой уже упоминавшихся поперечных грабенообразных понижений,
Рис. /. Морфоструктурная схема Дальнезеленецкого района (а) и система развитых в нем древних бере¬
говых линий(б)
1.а. Границы блоковых морфоструктур: 1 - мега блоков (А - Зеленецко-Порчнихинского, Б - Дальне¬
зеленецкого, В - Прибрежного), 2 - мезоблоков (At, Б4, Bt - западных; А2, Б2, В2 - восточных), 3 - линеа-
менты, разделяющие мезоблоки на блоки более низких порядков; 4 - направления новейших сдвигов, вы¬
явленные по данным морфоструктурного анализа; 5 - ориентировка направлений новейших сжатия и
растяжения (по Авенариус и др. [3] с дополнениями); 6 - места развития предполагаемых палеосейсмо¬
дислокаций; 7 - морфоизогипсы и морфоизобаты, проведенные через 40 м; 8 - номера поперечных грабено¬
образных понижений (1 - Западное Дальнезеленецкое, 2 - Дальнепляжное, 3 - Плохие Чевры, 4 - Большие
Чевры, 5 - Западные Каменистые Чевры, 6 - Восточные Каменистые Чевры, 7 - Шельпинское, 8 - Мед-
вежинское, 9 - Первое Безымянное, 10 - Второе Безымянное, 11 - Третье Безымянное).
1.6. / - номера поперечных грабенообразных понижений (название см. в условном обозначении 8 к рис. 1 а);
древние береговые линии, фиксируемые: 2 - уступами, 3 - галечниково-валунными валами, 4 - песчаными
валами; места находок фауны: 5 - малакофауны, 6 - костей кита; 7 - места взятия образцов, для которых
был определен абс. возраст (С14); 8 - геоморфологический тип понижений: А — аккумулятивный, ДА -
денудационно-аккумулятивный, АД — аккумулятивно-денудационный, Д - денудационный
37

ориентировка которых меняется с субмеридиональной на западе до северо-восточной на
востоке, делится на ряд небольших относительно изометричных блоков. Эти блоки четко
выражены в рельефе в виде водоразделов, практически лишенных покрова рыхлых отло¬
жений. На них лишь локально развиты хорошо окатанные валуны и галька пород разного
петрографического состава. В новейшее время блоки испытали дифференцированные под¬
нятия, амплитуда которых была максимальной в центральной части района (абс. отм. до
100-110 м) и снижалась на запад (абс. отм. 70-80 м) и на восток (абс. отм. 50-60 м).
Таким образом, детальный анализ позволил выявить сложный морфоструктурный план
района, который подчинен общей системе морфоструктур Кольского полуострова и приле¬
гающего шельфа с их преимущественно северо-западной продольной ориентировкой. Среди
поперечных линейных морфоструктур на новейшем этапе важную роль играли субмеридио¬
нальные [3], причем эта закономерность сохраняется и на Кольском шельфе Барен¬
цева моря. Основные черты морфоструктурного плана Дальнезеленецкого района были
обусловлены дифференцированными вертикальными движениями, но, наряду с вертикаль¬
ными, определенную роль сыграли и горизонтальные новейшие движения. Анализ плано¬
вых соотношений мезоблоков и собственно блоков позволяет сделать предварительный
вывод о наличии в районе в новейшее время сдвиговых деформаций: по зоне губы Ярныш-
ная - левосторонней, а по проливу Большой Олений - правосторонней. На "линии Кар¬
пинского" сдвиговая природа неотчетлива и, скорее всего, на протяжении новейшего вре¬
мени направление сдвига менялось. Неслучайной является и асимметрия Дальнезеленец¬
кого макроблока, которая, скорее всего, обусловлена общим горизонтальным сжатием
с северо-востока. О наличии в этом районе именно таких направлений сжатия свидетель¬
ствуют данные анализа поля новейшего напряжения Кольского региона [3] и решение
механизма очага весьма близкого Харловского землетрясения 1981 г., расположенного
в аналогичных морфоструктурных условиях [4]. В свете этих данных упоминавшаяся выше
система поперечных грабенообразных понижений, рассекающих Дальнезеленецкий макро¬
блок, фиксирует направление новейшего растяжения. Все это показывает возможность
изучения геоморфологическими методами новейших горизонтальных движений не только
в горных районах, но и на платформенных равнинах.
Как показали полевые работы и дешифрирование аэрофотоснимков, расположение ДБЛ
в Дальнезеленецком районе оказалось напрямую подчинено его морфоструктурному плану
(рис. 16). Впервые ДБЛ недалеко от Дальних Зеленцов в губе Подпаха были отмечены
в работе В. Рамзая. Позднее ДБЛ окрестностей Дальних Зеленцов (губа Ярнышная, бухты
Дальнезеленецкая и Шельпинская) были подробно изучены Кошечкиным с коллегами [5].
Наиболее детально ими были исследованы ДБЛ Дальнезеленецкой бухты и подробно опи¬
сан (с результатами спорово-пыльцового и диатомового анализов) разрез 12-метровой тер¬
расы, обрывающейся к обширной осушке в вершине бухты, называемой Дальним Пляжем.
Нижнюю глинистую часть разреза они датировали, опираясь на спорово-пыльцевые данные,
аллередом. В верхней песчаной части были выделены все горизонты от позднедриасового
до субатлантического. Авторы отметили, что между результатами спорово-пыльцевого и
диатомового анализов есть сходимость, однако приведенные в статье данные этого не
подтверждают. Более верным кажется заключение Лавровой [6], что глинистая часть
разреза датируется атлантическим временем (спорово-пыльцевые данные этому не
противоречат), а песчаная часть - суббореалом. Эту точку зрения поддерживали Гуревич
и Хасанкаев [7], детально изучившие отмель Дальнего Пляжа. Ниже мы приводим свою
интерпретацию результатов анализов этого разреза, которая учитывает весь комплекс
геоморфологических данных по окрестностям Дальних Зеленцов.
В ходе наших полевых работ также наиболее детально был исследован район Дальне¬
пляжного понижения (восточная часть более крупного Дальнезеленецкого понижения)
между Дальним Пляжем и озером Зеленецким и выделены ДБЛ. В морфоструктурном
отношении Дальнепляжное понижение - типичное поперечное субмеридиональное грабено¬
образное понижение, днище которого относительно опущено (до абс. отм. -15 -г +40 м) по
сравнению со смежными блоками-горстами (абс. отм. водоразделов на западе до 80 м, а на
востоке 100 м). Меридиональным нарушением, выраженным в рельефе четким уступом, это
грабенообразное понижение делится на западную и восточную части, отличающиеся по
ширине полосы развития морских голоценовых террас и их морфологии. В западной части
на террасах гораздо чаще встречаются мелкие денудационные останцы, террасы здесь
сложены галечно-валунными, а иногда и крупновалунными отложениями. Именно здесь
в еще более мелких грабенообразных понижениях ДБЛ встречены на абс. отметках до 60 м,
где они выражены системой из двух-трех галечно-валунных береговых валов. В восточной
38

части картина совершенно иная: галечно-валунные береговые валы отмечаются только
в восточной прибортовой части понижения, а в центре валы песчано-галечные или пес¬
чаные. Денудационные останцы отмечены только на седловине - узком микрогорсте вблизи
озера Зеленецкого. По сумме этих признаков можно считать, что западная часть Дальне¬
пляжного понижения отставала в относительном погружении от восточной, хотя на фоне
смежных водоразделов обе части понижения испытали относительное дифференцированное
прогибание. Ниже седловины песчано-галечные и песчаные валы образуют серию ДБЛ.
Пологим уступом (абс. отм. подножия 35-37 м) седловина отделена от расположенной к се¬
веру террасы, представляющей собой систему очень невысоких уплощенных песчаных
валов и межваловых понижений. Они великолепно дешифрируются на аэрофотоснимках по
светло-серому фототону и крупнополосчатому рисунку. В прибортовых частях понижения
эта терраса резко сужается и песчаный материал сменяется валунно-галечным на востоке,
а в западной части - даже крупновалунным. Следующая генерация древних береговых валов
располагается на абс. отметках 20-25 м. Здесь в прибортовых частях понижения валы
преимущественно валунно-галечные, а в осевой части - песчаные и песчано-галечные. На
этом уровне Кошечкин и др. [5] отмечают дефляционные котловины и находки раковин
Cyprina islandica L., Astarte borealis Chemn., а также крупной пемзовой гальки преимущест¬
венно коричневых оттенков. Все это позволяет уверенно датировать данную генерацию
валов временем трансгрессии тапес (средний голоцен), а расположенную выше генерацию
(абс. отм. 35-37 м) отнести ко времени трансгрессии фолас (ранний голоцен). На аэро¬
фотоснимках в пределах среднеголоценовой генерации валов выделяется три четких груп¬
пы, что, возможно, отражает три пика трансгрессии тапес, отвечающих трем пикам потеп¬
ления в среднем голоцене [8]. Логично предположить, что мористее прибрежные песчаные
отложения сменялись глинистыми алевропелитами, которые и выходят в основании бере¬
гового откоса более низкой 12-метровой террасы и характеризуются теплыми спорово¬
пыльцевыми спектрами (березово-сосновые леса с примесью ели). При этом уклоны дна
составляли 0,03, т.е. близки к современным на береговом склоне в данном районе. Так как в
кровле алевропелитов отмечается горизонт валунного материала, можно предположить,
что трансгрессия тапес сменилась регрессией, после чего уровень моря несколько повы¬
сился, но уже не так значительно. Этому времени отвечает генерация валунно-галечных
валов 15-метровой террасы. Время ее формирования мы датируем примерно серединой
третьего тысячелетия, когда потепление было менее значительным, чем среднеголоцено¬
вое (ель в спорово-пыльцевых спектрах не отмечается). Затем опять наступает регрессия,
которой в разрезе 12-метровой террасы отвечает еще один прослой галечно-валунно¬
го материала, над которым уже накапливалась толща песков с более теплыми спорово¬
пыльцевыми спектрами в верхней и нижней частях и более холодными - в средней части.
Именно в этой толще песков встречаются многочисленные находки пемзовой гальки,
а также фиксируется стоянка человека, отнесенная Гуриной к эпохе раннего металла и
имеющая возраст 1720 ±170 лет [5]. Исходный первоначальный рельеф 10-12-метровой
террасы сильно изменен, так как на ней расположен большой заброшенный песчаный
карьер. Спорово-пыльцевые данные и состав диатомовых позволяют говорить, что эта
терраса сформировалась во время трансгрессии остреа. Как и предыдущие террасы, она
в прибортовых частях сложена валунно-галечным материалом. Низкая терраса высотой
3,5 м развита локально - только в устьевой части Зеленецкого ручья. Изучение ДБЛ
Дальнепляжного понижения убедительно показывает, что морфология отдельных террас и
характер морских голоценовых отложений во многом контролировался особенностями
морфоструктурного плана и дифференцированностью тектонических движений в пределах
данного понижения.
Детально изученные террасы и ДБЛ Дальнепляжного понижения послужили известным
эталоном для временной привязки голоценовых террас в других понижениях на востоке
Мурманского побережья. Рисунок 16 дает представление о распространении ДБЛ в Дальне-
зеленецком районе; их морфологическую и литологическую характеристику, а также
имеющиеся в нашем распоряжении абс. датировки. В подавляющем большинстве случаев
ДБЛ маркируются тремя-четырьмя (до шести) береговыми валами, сложенными, чаще все¬
го, валунно-галечным материалом с валунами до 0,7 м по длинной оси. Иногда это песчаные
валы или уступы; их высотные, отметки определялись по топографическим картам
(с сечением изогипс 5 м), на которые валы и уступы наносились по данным полевого
дешифрирования одномасштабных аэрофотоснимков. Обращает на себя внимание тот факт,
что практически все системы ДБЛ приурочены к поперечным грабенообразным
понижениям, открывающимся в заливы, и редко встречаются на склонах или водоразделах.
39

Рис. 2. График голоценового изменения уровня моря в Дальнезеленецком районе в сопоставлении с не¬
которыми палеогеографическими событиями Арктического региона.
Современное положение голоценовых уровней моря: 1 - в Дальнезеленецком районе (по данным авторов),
2 - то же по Кошечкину [12], 3 - в районе Земли Франца Иосифа по Глазовскому [11], 4 - в районе залива
Креста, по Авенариус и др. [10]; 5 - абс. отметки уровня моря, датированные по С14; 6 - эпохи оледенения
на Шпицбергене - А (по [9]); в Северном Верхоянье - Б (по В.В. Колпакову), в районе залива Креста - В
(по Авенариус и др. [10])
Такая морфоструктурная приуроченность голоценовой морской аккумуляции к относи¬
тельно опущенным блокам вполне логична. На приподнятых водораздельных блоках пре¬
обладала абразия, как это отмечается и в настоящее время. В то же время в самом харак¬
тере аккумуляции отмечаются определенные особенности. В частности, песчаные бере¬
говые валы встречаются в единичных, наиболее опущенных понижениях, где практически
отсутствуют денудационные останцы, более характерные для понижений с валунно-галеч¬
ными валами. Есть и такие понижения, в которых голоценовая морская аккумуляция прак¬
тически не проходила. Исследования показали, что каждое понижение характеризует¬
ся индивидуальной системой ДБЛ, различной их морфологией и характером материала,
слагающего валы. По комплексу морфологических признаков ДБЛ и данных о характере
голоценовой морской аккумуляции все поперечные понижения района были разделены на
четыре типа: преимущественно денудационные, аккумулятивно-денудационные, денуда¬
ционно-аккумулятивные и аккумулятивные. Различия в числе террас в разных понижениях
и в высотных отметках вполне объяснимы: каждое понижение могло испытывать локаль¬
ные движения, одновременно подчиняясь общим закономерностям региона. Поэтому мож¬
но считать, что каждое понижение в течение голоцена характеризовалось собственным
режимом тектонических движений.
Исходя из концепции, что Кольский полуостров в голоцене испытал общее тектони¬
ческое и изостатическое поднятие (возможно прерывистое), в результате чего более древ¬
ние линии расположены выше, чем молодые, мы попробовали представить картину раз¬
вития Дальнезеленецкого района в голоцене. Опираясь на результаты изучения ДБЛ
в окрестностях Дальнего Пляжа, на имеющиеся абсолютные датировки в данном районе,
а также на данные о палеогеографии голоцена Кольского полуострова, мы построили
40

график изменения уровня моря на востоке Мурманского побережья (рис. 2). При этом мы
исходили из того, что между отдельными этапами трансгрессий и террасообразования
в голоцене существовали и регрессии. Наряду со сведениями о морских событиях голоцено¬
вого возраста, были также использованы материалы по истории позднеплейстоцен-голо-
ценовых оледенений на Шпицбергене [9] и наши материалы по изменению в голоцене
уровня моря в районе залива Креста Берингова моря [10]. И хотя абс. отметки голоценовых
морских террас Кольского и Чукотского полуостровов совершенно разные из-за различия
в типе последнего оледенения, время их формирования было относительно синхронным,
так как оба региона должны были, хотя и по-разному, но одновременно, реагировать на
глобальные изменения уровня Мирового океана. Полученные результаты несколько уточ¬
няют картину, нарисованную Кошечкиным [12].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Авенариус И.Г., Алексеев В.В., Мысливец В.И., Сулержицкий ЛД. Экологогеоморфологические ис¬
следования Мурманского побережья в районе Дальних Зеленцов // Экологические аспекты теорети¬
ческой и прикладной геоморфологии. М-лы Межд. конф. "III Щукинские чтения". М.: Изд-во МГУ, 1995.
С. 207-208.
2.	Николаев Н.И. Поздний этап неотектонических движений Скандинавии, Карелии, Кольского полу¬
острова. ДАН СССР, 1966. Т. 167. № 6. С. 1358-1361.
3.	Авенариус И.Г., Ильин В.А. Некоторые аспекты новейшей геодинамики Кольского полуострова и смеж¬
ных акваторий // Геология четвертичных отложений и новейшая тектоника ледниковых областей Вос¬
точной Европы. Апатиты: КНЦ РАН, 1992. С. 31.
4.	Ассиновская Б.А. Механизмы очагов землетрясений северо-восточной части Балтийского щита // Изв.
АН СССР. Физика Земли. 1986. № 1. С. 101-106.
5.	Кошечкин Б.И., Кудлаева АЛ., Первунинская Н.А., Самсонова Л.Я. Древнебереговые образования се¬
верного и северо-восточного побережья Кольского полуострова // Вопросы формирования рельефа и
рыхлого покрова Кольского полуострова. Л.: Наука, 1971. С. 17-85.
6.	Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. Л.: Наука, 1960. 233 с.
7.	Гуревич В.И., Хасанкаев В.Б. Литологические параметры биогеоценозов литоральной отмели Дальнего
Пляжа // Экологические исследования песчаной литорали. Апатиты: Кольский филиал АН СССР, 1976.
С. 3-25.
8.	Никифоров Л.Г. Постледниковое эвстатическое повышение уровня океана и его значение для развития
морских побережий // Колебания уровня Мирового океана и вопросы морской геоморфологии. М.: Наука,
1975. С. 12-40.
9.	Оледенение Шпицбергена (Свальбарда). М.: Наука, 1975. 276 с.
10.	Авенариус И.Г., Трещов А.А., Лопатин Б.Г., Дегтяренко Ю.П. Морфоструктурный план и некоторые
вопросы палеогеографии позднего плейстоцена-голоцена шельфа Залива Креста (Берингово море) //
Проблемы четвертичной истории шельфа. М.: Наука, 1982. С. 86-98.
11.	Glazovskiy A., Naslund J.-O., Zale R. Deglaciation and Shoreline Displacement on Alexandra Land, Franz Josef
Land // Geografiska Ann., 74A. 1992. 4. P. 283-293.
12.	Кошечкин Б.И. Голоценовая тектоника восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1979. С. 158.
НПП "Аэрогеология"	Поступила в редакцию
26.06.98
MORPHOSTRUCTURAL PLAN AND ANCIENT SHORELINES
OF DALNEZELENETSKY REGION,
MURMANSK SHORE
I.G. AVENARIUS, S.N. BELOUSSOV
Sum m a г у
Geomorphologic investigations of large scale and distance data deciphering helped to distinguish the system of
Holocene coastlines in the region. It was shown by comparison of their pattern and genetic types with morphostructural
features that they coincide with the series of graben-like depressions. These depressions are transversal to the seashore
and were formed by N-Q stress-field on the North of Kola peninsular and adjacent shelf.
41

УДК 551.4.03:(528.067.4(679))
© 2000 г. И.В. БОНДЫРЕВ
ОПЫТ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО КАРТОГРАФИРОВАНИЯ
И РАЙОНИРОВАНИЯ МОЗАМБИКА
В конце 1983 г. в издательстве "Esselte Map Servise" (Стокгольм, Швеция) вышла в свет
первая геоморфологическая карта Мозамбика, опубликованная в двух м-бах 1 : 1000 000 и
1 : 2000 000 [1-3]. Карта была составлена автором в период работы в Национальной
Дирекции геологии и шахт Мозамбика (1979-1982 гг.).
Территория Мозамбика расположена между зоной глобальных рифтовых разломов Юго-
Восточной Африки и аккумулятивным побережьем Индийского океана. Здесь выходят на
поверхность породы широкого возрастного диапазона - от докембрия (гранитоиды и
кристаллические сланцы) до голоцена. Равнинную часть территории страны довольно четко
можно разделить на два литологически различных района: южный, сложенный породами
осадочного комплекса палеоген-четвертичного возраста, и северный - представляющий
собой область выхода кристаллических пород фундамента. Согласно Афонсо [4], основная
часть территории страны, около 534 тыс. км2 занята докембрием.
Особенности геологического строения обусловили и характер рельефа Мозамбика.
Север страны (до р. Замбези) представляет собой четко выраженный структурный блок
кристаллической платформы, разбитый сетью мощных разломов на пеструю мозаику
разнообразных морфоструктур. Рельеф имеет общий пологоступенчатый характер и посте¬
пенно снижается от вздыбленных тектонических и тектоно-магматогенных массивов Домуэ
(г. Домуэ, 2095 м), Ангоше (г. М'ваи, 1893 м), Мандимба (г. Ливиаре, 1729 м), Ньяса
(г. Тшисонго, 1848 м) и др. к побережью Индийского океана (рис. 1). Почти в центре
региона возвышается сводовое поднятие Намули (2419 м), долгое время считавшееся
высшей точкой Мозамбика. В междуречье Замбези и Шире, а также на прилегающих
территориях, фиксируются многочисленные выходы разновозрастных (от юры до палео¬
гена), эффузивов, сложенные эффузивами возвышенности отмечаются и на побережье.
К югу от р. Замбези, вдоль западной границы государства расположены высоко- и сред¬
негорные складчатые хребты и массивы: Шиманимани (г. Бинге, 2436 м), Маника
(г. Маника, 1684 м), Шимойю (г. Барукуа, 1844 м), интрузивные массивы Иньянго
(г. Ильямитамбое, 1519 м), сменяющиеся в югу моноклинальным риолитовым хребтом Ли-
бомбос (г. Пандуине, 801 м), протянувшимся на 500 км на юг до границы с ЮАР. Рас¬
положенная к востоку от них часть страны представляет собой плоскую, большей частью
заболоченную равнину (болота Шангани, долина р. Лимпопо), переходящую в дюнные гря¬
ды, лагуны и мангры побережья. Единственное исключение составляет расположенный на
севере этого региона овальный габбро-гранитоидный массив Горонгоза (г. Миранда-Гогого,
1863 м).
В общей сложности, низменности и равнины (диапазон высот от 0 до 200 м) занимают
большую часть территории страны - 364,8 тыс. км2, или 41,9% всей площади. По мере уда¬
ления от побережья, низменности сменяются холмистыми возвышенностями, занимающими
примерно 227 тыс. км2 ( 29% территории). От 500 до 1000 м - таков диапазон абсолютных
высот предгорий и низкогорий, площадь которых достигает 192,5 тыс. км2. Плоскогорья с
высотами 1000-1500 м над у.м. составляют 3,7% территории Мозамбика, а расположенные
выше горные системы - всего 0,2%, или 1,8 тыс. км2 [5].
Топографические карты м-ба 1 : 40 000 - 1 : 50 000 имеются лишь на % территории
страны. Эти карты составлены на основе фотографической обработки аэрофотоснимков и
небольшого числа собственно топографических работ. Комплект кондиционных карт дан¬
ного масштаба существует лишь для южной части страны.
Для анализа геоморфологической ситуации и характера тектоники Юго-Восточной
Африки использовались аэрофотоснимки м-бов 1 : 40 000 - 1 : 5000, а также - космические
снимки ("Ландсат"), выполненные в различные годы и в различных диапазонах спектра.
Перекрытие поверхности страны космофотоснимками неравномерное. Снимки м-ба
1 : 1000 000 перекрывают 25% территории, м-ба 1 : 100 000 - 5,4% и 1 : 250 000 и 100% (хотя
из-за сильной облачности 7% из них не пригодны для дешифрирования). Данные дешиф¬
рирования наносились на топоосновы, а затем проверялись в поле. Для получения допол-
42

Рис. 1. Блок-диаграмма территории Мозамбика
1 - гранитоиды, 2 - осадочные породы, 3 - базальты
нительной информации использовались геологические карты (к сожалению, последние
имелись лишь на 38,8% территории). Геоморфологическая карта Мозамбика выполнена в
псевдоцилиндрической проекции, как и опубликованные ранее геологическая и текто¬
ническая карты Мозамбика того же масштаба [6, 7].
На камеральном этапе осуществлялся морфометрический анализ ряда параметров от¬
дельных форм рельефа, а также статистический и системный анализ рельефа Мозамбика в
целом. На заключительном этапе проводился синтез всей накопленной информации и
перенос ее на выбранную основу с применением оптического пантографа. Эти этапы сос¬
тавления геоморфологических карт вписываются в общую методику структурно-геомор¬
фологических исследований.
43

Рис. 2. Схема геоморфологического районирования Мозамбика
А - Зона рифтовой системы Ньяса-Шире и окружающих горных сооружений. I - область грабена Ньяса-
Шире, занятая котловиной озера Ньяса, II - область плоскогорий, средневысотных складчато-блоковых
хребтов и интрузивных массивов Ангонья: а - интрузивные массивы Казула, b - сильно эродированные
гранитогнейсовые слабоскладчатые массивы Тсанго, с - выровненные поверхности и плато Мепаи, сло¬
женные породами гнейсо-мигматитового комплекса, d - высокогорные чарнокитовые плато и сиенитовые
массивы Домуэ-Шенека, е - грабены Алто-Наманза (1) и Шаомба (2),/- интрузивные хребты и массивы
Тсангано. III - область вулканических массивов и межгорных депрессий Замбези: а - наклонная акку¬
мулятивная равнина долины р. Замбези, b - плутонические массивы и лавовые покровы Лупата-Горонгоза
(1 - эффузивный массив Лупата, 2 - базальтовые покровы Каншише, 3 - интрузивный массив Горонгоза),
с - горстовая возвышенность Шерингома. IV - область блоково-складчатых горных сооружений Ньяса:
а - гранитогнейсовые горные массивы Ньяса, Ъ - гнейсовые горные хребты и массивы Санга, с - межгорная
грабен-синклинальная депрессия Мессинжи, сложенная песчаниками Карру, d - вулканическое плато
Лишинга, е - антиклинальный гранитогнейсовый хребет Тшисонго. V - область гранитогнейсовых блоковых
44

горных сооружений Мандимба: а - блоковые массивы Мандимба-Музембише, b - тектогенная межгорная
депрессия Шируэ с мощным чехлом аллювиально-пролювиальных и озерных отложений, с - сиенитовые
массивы Муазо-Миланже, d - сиенитовые массивы Чонде, е - граносиенитовый массив Моррумбала. VI -
область интрузивно-блоковых массивов среднего течения р. Рувума: а - сложноблоковые гранитогнейсовые
и чарнокитовые массивы Муэпа-Мамба, Ъ - гнейсовые хребты Матакенья, с - среднегорные блоковые мас¬
сивы Шиконону, сложенные гранитогнейсами и кристаллическими сланцами, d - тектогенные межгорные
впадины Лушеринго. В - Зона возрожденного орогена на контакте Ньясского рифта и Мозамбикского пояса
со сводовыми поднятиями и сложно-блоковым рельефом. VII - область сводовых поднятий Шире-Намули:
а - сводово-интрузивные массивы Гуруэ-Намули, Ъ -денудированные гранитогнейсовые блоковые массивы
Лигонья, с - интрузивные массивы Шипероне-Дерре с многочисленными проявлениями четвертичного вул¬
канизма, d - сводовая возвышенность Такуане. VIII - область интрузивно-блокового рельефа бассейна
р. Луженда: а - базальтовые массивы и покровы Накапатале, b - холмистые гранитоидные возвышенности
и гнейсовые инзельберги Луженды, с - сиенитовые массивы Мекула. IX - область блоковых воз¬
вышенностей и пегматитовых массивов Маррупа: а - структурно-блоковый низкогорный рельеф Маррупа с
многочисленными возвышенностями, сложенными пегматитами, Ъ - межгорные тектонические депрессии
истоков р. Лурио. С - Зона развития тектогенных, денудационных и аккумулятивных равнин африканской
платформы. Са - Подзона выступа платформы Северного и Центрального Мозамбика. X - область побе¬
режий с аллювиально-морской аккумуляцией: а - дельта р. Замбези с интенсивным развитием процессов
аккумуляции, b - аккумулятивные и тектоно-аккумулятивные равнины Северного Мозамбика, с - дельта
р. Рувума с интенсивным развитием процессов аккумуляции, d - песчаные пляжи и дюнные гряды, е - ба¬
зальтовые покровы Моссури-Ангоше,/- тектогенная депрессия Бейры. XI - область выровненных по¬
верхностей, пенепленов и интрузивно-блоковых массивов Нампулы: а - холмистые возвышенности и пег¬
матитовые массивы Мокуба-Лигонья, b - сложноблоковые возвышенности и кольцевые морфоструктуры
Монапо, сложенные мигматитами, гранитоидами и биотитовыми сланцами, с - гранитогнейсовые ин¬
зельберги Нампулы, d - частичные пенеплены Мембы, е - холмистые возвышенности и выровненные
поверхности Эрего, сложенные кристаллическими сланцами и гранитоидами,/- руиноформные останцы Ри-
бауэ-Мекубури, i - останцово-блоковые холмистые возвышенности Муррупула. XII - область слож¬
ноблокового регионального погружения (зарождающийся рифт) Лурио с интенсивной аккумуляцией
аллювиально-пролювиального материала. XIII - область возрожденных сводовых поднятий Кабо-Делгаду:
а - сложенное песчаниками низкое плоскогорье Маконде, Ъ - денудированные гранитогнейсовые массивы
Монтепуэз, с - сводовое поднятие Муэда. С6 - Подзона погруженной платформы Южного Мозамбика.
XIV - область аккумулятивных равнин бассейна р. Саве: а - пологие равнины Моссуризе, b - долина
р. Саве, с - базальтовые покровы Шибабайа, d - болотистые равнины Домбе. XV - область заболоченных
низин Шангани. XVI - область высоких равнин Иньямбане: а - плоские возвышенности Панда, сложенные
четвертичными отложениями, b - выровненные поверхности Форне, сложенные неогеновыми песчаниками и
известняками, с проявлениями карста. XVII - область аккумулятивных равнин бассейнов рек Лимпопо и
Мапуто: а - заболоченные аккумулятивные равнины Лимпопо, b - холмистые гряды Массанджири, сло¬
женные меловыми песчаниками и конгломератами, с - аккумулятивные равнины Мапуто, d - устье
р. Лимпопо, с интенсивной площадной аккумуляцией, е - дюнные гряды тектогенной возвышенности
Киссико,/- мангровые побережья Виланкулос. D - Зона тектоно-петрогенного рельефа рифтовой системы
Средней Замбези. XVIII - область среднегорных интрузивных хребтов и складчато-блоковых массивов, а
также купольных возвышенностей Шимойю: а - кварцитовые массивы Иньянга, b - гранитогнейсовые
складчато-блоковые и купольные поднятия Мунгари, с - холмистые предгорья Катандика, сложенные гней¬
сами, кристаллическими сланцами и сиенитами. XIX - область тектогенных массивов и холмистых
возвышенностей, сложенных породами осадочного комплекса: а - известняковые куэсты и выровненные
поверхности Луэнья, b - грабен-синклинальная впадина Средней Замбези, занятая водохранилищем Кахора-
Басса, с - базальтовые массивы Луйа, d - плоскогорье Паньяма, сложенное песчаниками и конгломератами,
е - среднегорные массивы Сонго, сложенные песчаниками посткарру. XX - область среднегорных гра-
нитоидных массивов Тете: а - гранитогнейсовые массивы Фингоэ, Ъ - денудированные интрузивные массивы
Зумбо, с - сиенитовые покровы Малауэра. XXI - область высокогорных складчато-блоковых хребтов и мас¬
сивов Маника: а - высокогорные складчатые горные сооружения Шиманимани, сложенные кристал¬
лическими сланцами и кварцитами, Ь - складчато-блоковые хребты Маника-Руинджи, сложенные кристал¬
лическими сланцами и гнейсами, с - плоскогорье Мавита, сложенное сланцами, кварцитами и амфиболами
комплекса Баруэ, d - ступенчато-террасированная долина р. Лусите. Е - Зона вулканогенного
моноклинального хребта Либомбос рифтовой системы Либомбос. XXII - область трещинного вулканического
хребта Либомбос: а - риолитовые гряды хребта Либомбос, b - антропогенный рельеф водохранилища
Массинджири.
Границы: 1 - зон, 2 - областей, 3 - районов, 4 - государственные
45

Тектонические нарушения хорошо выражены на космофотоснимках и подчеркиваются
характером гидросети и резкой сменой типов и форм рельефа. Однако, в ряде случаев, хотя
они и читаются по всей совокупности ландшафтных характеристик, в рельефе выражены
слабо. Наиболее четко дешифрируются линии глобальных разломов зоны рифта, а также
кольцевые структуры различного ранга. Региональные кольцевые структуры, по-видимому,
представляют собой отдельные блоки, сформировавшиеся в результате дифференциации
вещества в земной коре. Они не только выражены в рельефе, но и сложены четко разли¬
чаемыми литологическими комплексами горных пород [8-10]. Локальные кольцевые струк¬
туры, в своем большинстве, соответствуют вулканическим аппаратам различного возраста
и состава.
Легенда геоморфологической карты Мозамбика отражает морфологию и генезис рель¬
ефа, литологию слагающих его горных пород и, по возможности, возраст. Выделено 55 ти¬
пов геоморфологических объектов, которые на основе общности морфологических и лито¬
логических характеристик и основных видов геодинамических процессов объединены в
отдельные группы. На карте выделены различные типы морфоструктур (43 в том числе
кольцевых - 12), морфоскульптурных комплексов (14), биогенных (3) и антропогенных (4)
форм рельефа, типы рельефа шельфовой зоны (4), речных долин (6), тектонических
нарушений и дислокаций (с определением их роли в рельефообразовании - 16), источников
подземных вод (3) и т.д. Всего легенда содержит 115 условных обозначений, что обес¬
печивает хорошую читаемость карты при достаточно высокой информативности.
Цветным фоном выделены отдельные группы морфоструктур или морфоскульптур¬
ных комплексов. Типы, составляющие эти группы, различаются оттенками цветовой гам¬
мы, присвоенной каждой группе. Особо выделены выровненные поверхности, имеющие
три градации по характеру субстрата и тектонических структур блоков земной коры,
на которых они развиты. Цифрами обозначены высотные уровни конкретных поверхнос¬
тей.
Отмечена приуроченность некоторых видов минерального сырья к определенным типам
морфоструктур. Так, скопления природного газа локализуются в районе сводовой воз¬
вышенности Темане; с грабен-синклинальными депрессиями в породах системы карру
(Мессинжи и Кахора-Басса) связаны месторождения углей, к кольцевым пегматитовым
массивам Луженды и Алто-Лигоньи приурочена редкоземельная и редкометалльная мине¬
рализация, к локальным кольцевым морфоструктурам Муамбе, Саламбидуа - карбонатиты,
а Дерре, Миланже, Моррумбала - сиениты и т.д.
Следует несколько подробнее остановиться на проблеме выровненных поверхностей
Африки. Кингом [И] было выделено пять разновозрастных поверхностей: гондванская
(юра), постгондванская (ранний и средний мел), африканская (поздний мел), поздне¬
кайнозойская и современная. На этой схеме строятся сегодня все концепции развития рель¬
ефа африканского континента. Однако на основании наших исследований, проведенных в
различных районах Мозамбика, было установлено 12 гипсометрических уровней, соот¬
ветствующих этапам развития рельефа Африки. Подчеркнем следующее: во-первых, выяв¬
лена довольно четкая корреляция между высотными отметками конкретных поверхностей
и их приуроченностью к определенным рифтовым зонам. Так, для вершинных поверхностей
в пределах рифтовой системы Средней Замбези характерен набор высотных отметок
250-300, 350-400, 450-500 м над у.м. К узлу пересечения рифтовых систем Средней Замбези
и Урема приурочены поверхности с отметками 50-100, а к системе Урема - 100-150 м
над у.м. С рифтом Ньяса-Шире связаны наиболее высокие поверхности: 700-750, 850-900,
1000-1150, 1250-1300, 1500 и 1900 м над у.м. Во-вторых, выровненные поверхности выра¬
ботаны в определенных литологических комплексах горных пород, причем каждой по¬
верхности соответствует только ей присущий набор литологических разностей [5, 12].
В-третьих, для всего пространства Северного Мозамбика характерен блоковый рельеф, что
и определяет сложную картину мозаики выровненных поверхностей. Учитывая, что начало
раздвижения рифта, сопровождавшееся значительными (до 1000 м) дифференцированными
вертикальными движениями отдельных блоков [13], приходится на юру-мел, то ясно, что
уже с этого времени в регионе Юго-Восточной и Восточной Африки отсутствует единая
поверхность и единый базис эрозии, а следовательно, и образование выровненных поверх¬
ностей в пределах конкретных блоков носит сравнительно независимый характер и не под¬
чиняется общей схеме.
Особое место на геоморфологической карте страны занимают древние береговые линии
региона. Изучение этой проблемы велось на основании комплекса палеогеографических,
археологических, геологических, палеонтологических, педологических и других методов
46

исследования. Удалось, хотя и фрагментарно, выявить характер трассирования древних
береговых линий юры, мела, эоцена, олигоцена, миоцена и плиоцена.
Был проведен большой объем работ по изучению террас различных речных бассейнов,
хотя собранный материал все же недостаточен для проведения их корреляции как с
выровненными поверхностями, так и с морскими террасами.
На основе изучения геоморфологии Мозамбика и составленной геоморфологической
карты была разработана схема геоморфологического районирования страны, которая пред¬
ставлена в настоящей работе (рис. 2). Эта схема увязана с общей схемой геомор¬
фологического районирования восточного суперблока африканского континента [5, 14] и
отражает характер пространственной локализации пяти геоморфологических зон (доме¬
нов), подразделяемых на 22 области и 76 районов.
Заключение
На основании анализа собранного литературного и фондового материала, данных де¬
шифрирования аэро- и космофотоснимков, а также большого объема полевых работ была
составлена первая в истории Мозамбика геоморфологическая карта, опубликованная в
м-бах 1 : 1000 000 и 1 : 2000 000. На карте отображены все основные крупные морфо-
структуры и морфоскульптурные комплексы Мозамбика, а также некоторые особенности
тектоники и элементы палеогеографических реконструкций. На основе изучения
конкретных районов впервые предложена схема геоморфологического районирования
Мозамбика. Как показал опыт работ, проведенных не только на территории Мозамбика, но
и в Сирии [8, 15], а также, многолетние структурно-геоморфологические исследования
Кавказа [16], геоморфологическое картографирование, особенно его морфоструктурное
направление, дает хорошую отдачу при проведении работ по поискам гидротермальных,
магматогенных и осадочных (переотложенных) месторождений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Bondyrev I.V. Carta g6omorfologica da Republica Popular de Mocambique (escala 1 : 1000 000). Estogolmo:
Esselte Map Service, 1983 (as 2 folias).
2.	Bondyrev I.V. Carta g6omorfologica da Republica Popular de Mocambique (escala 1 : 2000 000). Estogolmo:
Esselte Map Service, 1983.
3.	Bondyrev I.V. Geomorfologica de Mocambique (Noticia 6xplicativa geomorfologica da Republica Popular de
Mocambique). Maputo: Ed. Nac. Geol. Minas, 1985. 75 p.
4.	Afonso R.S. A g6ologia de Mocambique (Noticia 6xplicativa da carta g£ologica de Mocambique). Maputo: Impr.
Nac. Mocamb., 1976. 178 p.
5.	Бондырев И.В. Геоморфология Мозамбика. Автореф. дис. ... докт. геогр. наук. Тбилиси: Ин-т ГАН
Грузии, 1994. 44 с.
6.	Oberholzer W. Carta g6ologica de Mocambique (escala 1 : 2000 000). Lorenco Marqufcs. 1968.
7.	Oberholzer W., Afonso R.S. Carta tectonica de Mocambique (escala 1 : 2000 000). Maputo, 1977.
8.	Бондырев И.В. Аэрокосмические исследования и проблема кольцевых структур. Тбилиси: Техинформ,
1991.64 с.
9.	Bondyrev I.V. R6cherches g^omorphologiques en Georgia et en Mocambique en "Geographie en Georgia" (la
montagne, l'eau, la vie, les paysages). Paris: ORSTOM, 1997. P. 31-43.
10.	Бондырев И.В. Кольцевые структуры Мозамбика и вопросы их классификации // Геоморфологическое
строение и развитие зон перехода от континентов к океанам (Мат-лы XX пленума геоморфологической
комиссии АН СССР). Владивосток: Изд-во ДВО РАН, 1989. С. 109.
11.	Кинг Л. Лик Земли. М.: Прогресс, 1967. 345 с.
12.	Бондырев И.В. Проблема геохронологической корреляции выровненных поверхностей Юго-Восточной
Африки // Мат-лы докл. XVIII пленума геоморфологической комиссии АН СССР. Тбилиси: Мецниереба,
1986. С. 156.
13.	Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. М.: Недра, 280 с.
14.	Бондырев И.В., Гогатадзе З.Ш. Перспективы развития культуры чая и чайной промышленности
развивающихся стран Африки. Тбилиси: ГрузНИИНТИ, 1988.44 с.
47

15.	Астахов Н.Е., Бондырев И.В., Даев В.Н., Джанджгава Т.С. Опыт дистанционного изучения геолого¬
геоморфологических особенностей средиземноморского побережья Сирии с целью выявления подземных
вод // Гидрогеология и инж. геология. Труды ГПИ. Тбилиси: Изд-во ГПИ, 1986. № 11 (308). С. 47-52.
16.	Бондырев И.В., Бахтадзе Ю.К., Джавахидзе Д.Г. Современные методы поиска полезных ископаемых и
их эффективность в условиях Грузии. Тбилиси: ГрузНИИНТИ, 1989. 49 с.
ИГ АН Грузии	Поступила в редакцию
26.12.97
FIRST ATTEMPT OF GEOMORPHOLOGICAL MAPPING OF MOZAMBIQUE
I.V. BONDYREV
Sum m a г у
The first geomorphologie map of Mozambique has been compiled and published by author. The methodic of map
compilation is described; the scheme of geomorphologie zoning of Mozambique shows landforms' correlation with rock
composition, tectonics, and tendency of geodynamic processes.
УДК 551.435.5 -> 551.343.4(235.216)
© 2000 г.	А.П. ГОРБУНОВ, Э.В. СЕВЕРСКИЙ
КРУПНЕЙШИЙ В ТЯНЬ-ШАНЕ КОМПЛЕКСНЫЙ КАМЕННЫЙ ГЛЕТЧЕР
Каменные глетчеры в настоящее время все больше привлекают к себе внимание. Они
обычно рассматриваются в ряду крупнейших перигляциальных форм горных территорий.
Историю изучения этих феноменов можно разделить на три основных этапа.
Первый охватывает период с 1883 по 1959 г. Он начался попутным сбором некоторых
данных о каменных глетчерах при различных геологических исследованиях и строительных
работах (сооружение тоннелей, прокладка дорог, проходка штолен). В этот период проис¬
ходит формирование понятий и общепризнанных терминов. Принято считать, что впервые
на каменные глетчеры обратил внимание в Гренландии в конце XIX в. датский геолог
К. Стеенструп (Steenstrup). Он их называл "мертвыми ледниками" [1].
В начале XX в. в публикации У. Красса и У. Хоу [2] впервые был обнародован термин
"rock glacier" (каменный глетчер), который американские геологи использовали в своем уст¬
ном лексиконе еще в конце XIX в. Наряду с этим словосочетанием, в начале XX в. широко
распространились и другие термины [3, стр. 6]. Впервые обоснованное определение камен¬
ных глетчеров как особых образований было сформулировано в статье С. Кэппса [4] в
1910 г. В последующих публикациях именно этот термин получил преимущественное
распространение. Кеппс считал, что, хотя каменные глетчеры сходны по форме и характеру
движения с горными ледниками, но они - иное образование. Видимо, он допускал, что их
лед отличается от ледникового. Такое заключение Кэппс сделал на основе материалов
первого неглубокого бурения. Его современник Д. Тирель [5] считал каменный глетчер
перигляциальным образованием, полагая, что лед в нем формируется при замерзании ро¬
дниковых вод. Спустя полвека эти идеи получили широкое признание.
Первые сведения о внутреннем строении каменного глетчера были получены при
проходке тоннеля в Скалистых горах Колорадо (США) в 1925 г. В. Брауном [6]. Оказалось,
что большая часть каменного глетчера состоит из мерзлых льдистых обломочных толщ,
что подтвердило предположения Кэппса и Тиреля. В рассматриваемом периоде особо
следует выделить наблюдения за движением каменных глетчеров, которые, начиная с
1915 г., проводил в Швейцарских Альпах, а затем в Сьерра-Неваде (США) А. Шэ [2].
48

Наиболее интересными являются данные по каменному глетчеру долины Валь Сесса (Val
Sessa), который находится в Швейцарском (Энгадинском) национальном парке. Наблюдения
за его движением А. Шэ продолжал вплоть до 1942 г., затем его сменили другие исследо¬
ватели. В 1972 г. наблюдения закончились, т.к. каменный глетчер утратил подвижность,
видимо, перешел в неактивное состояние [2].
Все первичные данные о природе каменных глетчеров были обобщены в 1959 г. в осно¬
вополагающей публикации Т. Уорхэфтига и А. Кокса [7]. В ней и была обоснована идея их
неледникового генезиса и рассмотрен механизм движения. Этот труд является началом
второго этапа изучения каменных глетчеров. Для него характерен всесторонний подход к
объектам исследования, многообразие взглядов и суждений об их строении, механизме
движения, генезисе, эволюции, возрасте, гидрологическом значении, взаимовлиянии горных
ледников и каменных глетчеров. В течение второго этапа были разработаны различные
классификации этих образований, проведена их каталогизация в ряде горных систем,
обстоятельно изучена морфология и собран обширный материал об их распространении. К
середине 90-х годов XX в. общее число публикаций о каменных глетчерах приблизилось к
1000. Основная часть материалов по первому и второму этапам исследований обобщена в
монографии Д. Барша [2]. В ней автор предложил заменить словосочетание "rock glacier"
одним словом "rockglacier", но с русским аналогом этого термина такое преобразование
сделать не представляется возможным. Здесь уместно заметить, что в русскую научную
литературу этот термин ввел С.Н. Матвеев в 1938 г. [8]. Именно такая русско-немецкая
конструкция, а не "каменные ледники" и получила всеобщее признание и широкое
распространение.
Итак, труд Барша [2] следует считать завершением второго и началом третьего этапа
истории изучения каменных глетчеров, который будет характеризоваться глубоким про¬
никновением в теорию возникновения и развития этих перигляциальных форм. Это может
быть обеспечено получением оригинальных и уточненных данных при использовании
новейших технических достижений.
Тянь-Шань является одним из старейших регионов в отношении изучения этих обра¬
зований. Первая информация о здешних каменных глетчерах принадлежит М. Фридерихсену
(Friederichsen) - участнику экспедиции В.В. Сапожникова в Тянь-Шань в 1902 г.
В его книге находим сообщение о каменных глетчерах Внутреннего Тянь-Шаня, которые он
предложил именовать "щебеночными ледниками" (Schuttgletcher) [9].
Первые определенные данные по морфологии и движению каменного глетчера ледника
Городецкого (Заилийский Алатау) с 1923 по 1960 г. привел в своих публикациях
Н.Н. Пальгов [10-12]. Правда, он именовал его погребенным ледником. Особо следует
отметить серию наблюдений П.А. Черкасова [13, 14] на каменном глетчере Низко¬
моренном, что в Джунгарском Алатау. Они продолжили и существенно детализировали
исследования Н.Н. Пальгова. Впервые в Тянь-Шане П.А. Черкасову удалось определить не
только горизонтальные подвижки, но и вертикальное перемещение отдельных участков
поверхности каменного глетчера [15].
Заметный вклад в изучение каменных глетчеров Тянь-Шаня внесли исследования
Шульца [16, 17] и Ивероновой [18]. Например, М.И. Иверонова на основе фототеодолитной
съемки составила первые крупномасштабные карты нескольких каменных глетчеров ре¬
гиона. Однако она полагала, что все они неподвижны.
С 1970-х годов в Средней Азии были начаты систематические исследования каменных
глетчеров Казахстанской высокогорной геокриологической лабораторией Института
мерзлотоведения СО АН СССР. Была осуществлена первая инвентаризация этих форм в
Заилийском, Кунгей и Джунгарском Алатау, а также в Ак-Шыйраке [19-21]. В этих горах
выявлено около 1400 только активных каменных глетчеров. Кроме того, был собран об¬
ширный материал по их распространению и морфологии, получены данные по динамике и
внутреннему строению некоторых из них, предложены схемы их эволюции и генезиса,
выполнены пионерные исследования по фитоиндикации степени мобильности отдельных
участков активного каменного глетчера [22]. Получен уникальный, единственный в мире
столь продолжительный ряд наблюдений (с 1923 по 1999 г.) за движением каменного глет¬
чера ледника Городецкого, что в Заилийском Алатау. Многолетние исследования сотруд¬
ников лаборатории обобщены в монографии А.П. Горбунова и С.Н. Титкова, которая была
издана в 1989 г. [3]. Но в ней не рассмотрены комплексные каменные глетчеры.
В 1996 г. Д. Барш [2] обосновал выделение комплексных каменных глетчеров (complex
rock glaciers). В отличие от одиночных и относительно простых по композиции, комп¬
лексный каменный глетчер состоит из семейства форм, отличающихся друг от друга по
49

морфологии, возрасту, активности, генезису, источникам питания и по другим характе¬
ристикам. Это семейство форм образует единую систему, части которой взаимосвязаны.
Среди комплексных каменных глетчеров, по нашему мнению, следует различать полные и
неполные их разновидности. Первые включают все виды этих форм - активные, неак¬
тивные, древние, а также приледниковые и присклоновые, вторые - неполный их набор (от
двух до четырех).
Насколько нам известно, в русскоязычной литературе отсутствует описание комплекс¬
ных каменных глетчеров. Однако они заслуживают внимания.
Рассматриваемый нами комплексный каменный глетчер находится в Прямой Щели (бас¬
сейн реки Иссык, правильнее Есик) на северном макросклоне Заилийского Алатау (Се¬
верный Тянь-Шань). Его координаты - 43° 10' с.ш. и 77°30' в.д. Комплекс размещен в трех
долинах: назовем их Главная, Средняя и Восточная (рисунок). Первая простирается с юга на
север, в ее верховье находится долинный ледник 216, вторая и третья подходят к Главной с
юго-востока. В верховье Средней находятся два ледника - небольшой висячий 217 и долин¬
ный 218, в Восточной - один висячий долинный 219. Нумерация ледников приведена по
Каталогу ледников [23]. В Главной долине размещена основная часть комплекса, состоящая
из древнего (1), неактивного (2) и активного (3) каменных глетчеров. Они простираются на
500, 900 и 2900 м соответственно, а общая длина этого ряда, с учетом крутизны ложа
долины, оценивается в 4340 м. В Средней долине, по левому ее борту непосредственно пе¬
ред выходом в Главную фиксируется линейная форма, напоминающая по своей кон¬
фигурации каменный глетчер, но на ее поверхности отсутствуют дугообразные валы и
ложбины, столь свойственные этим образованиям. Не исключено, что это сглаженный
наступавшим ледником каменный глетчер (4). Предполагаем, что он полностью не утратил
подвижность, а поэтому может быть отнесен к активным образованиям. Он тянется в длину
на 400 м. В связи с тем, что его принадлежность к числу каменных глетчеров пробле¬
матична, он не включен в комплекс многочленного каменного глетчера Главной долины.
В Восточной долине находятся три каменных глетчера: у левого ее борта располагается
активный приледниковый (5), который, простираясь на 1500 м, на высоте 2850 м сливается
с основной частью комплекса Главной долины. Срединное пространство Восточной до¬
лины занимает активный каменный глетчер (6), его длина около 1300 м. У правого борта
Восточной долины находится присклоновый неактивный каменный глетчер (7) длиной
650 м.
Весь комплекс размещается в диапазоне абсолютных высот 2200 (подножье фрон¬
тального уступа древнего каменного глетчера 1) - 3320 м (контакт каменного глетчера 3 с
моренами 10 и 11).
В Главной и Восточной долинах находятся погребенные ледники (8 и 9) и морены
(10 и 12). В Средней долине погребенный ледник отсутствует, здесь представлены только
моренные отложения (11). Все они примыкают к ледникам 216, 218и219.
Рассматриваемый комплекс занимает площадь около 2 км2, максимальная его мощность
близка к 100 м, средняя - 40 м, его общий объем - порядка 0,008 км3, а объем льда в нем
оценивается в 0,003 км3 (без погребенных ледников). Для сравнения отметим, что общая
площадь здешних ледников в 1990 г. составляла 2,35 км2, а их объем - около 0,0727 км3
(устное сообщение Е.Н. Вилесова).
Комплексный каменный глетчер Прямой Щели соизмерим по многим своим параметрам
с таковым в долине Кольтора (бассейн реки Кегеты), что в Киргизском Ала-Too. По
описанию Е.В. Максимова и А.О. Осмонова [24], здесь находится забронированный глетчер,
который достигает в длину 5,2 км. Справа он принимает в качестве притоков еще два
забронированных ледника. Не исключено, что основной забронированный глетчер, беру¬
щий свое начало у ледника 394 [25], как и его притоки, которые продолжают ледники 395 и
396 [25], являются каменными глетчерами. Известно, что забронированные (погребенные)
ледники (debris-covered glaciers в англоязычных публикациях) часто смешивают с обычными
каменными глетчерами [2]. Если это так и в данном случае, то рассмотренное образование
следует отнести к категории комплексного каменного глетчера: он многочленный и имеет
различные источники питания. Скорее всего он принадлежит к неполной разновидности
этой категории, но по своим размерам, может быть, несколько превосходит комплекс
Прямой Щели. Однако из-за отсутствия целого ряда данных пока преждевременно делать
категоричное заключение на этот счет.
После такого краткого отступления обратимся к более детальному описанию отдельных
составляющих комплексного каменного глетчера Прямой Щели. Древний 1 (часто такие
образования именуют реликтовыми [10]) расположен в диапазоне абсолютных высот 2200-
50

Схема комплексного каменного глетчера Прямой Щели по аэрофотоснимкам залета 1969 г. (м-б 1 : 22000)
Пояснения в тексте
2390 м. Поверхность его слабо волнистая, уклон ее порядка 8-10°. Ширина мало изменяется
от места к месту и в среднем составляет 250 м. По бокам каменного глетчера про¬
тягиваются валы шириной 40-50 м, возвышающиеся над его поверхностью на 15-20 м.
Фронтальный уступ достигает местами в высоту 150 м при крутизне его откоса в 30°. Из-под
него выходит мощный водный поток - исток ручья Прямой Щели. Поверхность,
фронтальный откос и боковые валы древнего каменного глетчера сплошь задернованы:
куртины елового леса чередуются с разнотравно-кустарниковыми полянами. Высота де¬
ревьев достигает 25-30 м, а из возраст - 350 лет. Часто встречаются пни елей различной
сохранности и возраста. Это обстоятельство свидетельствует о неоднократных возрастных
сменах еловых древостоев и стабильности условий произрастаний по крайней мере на
протяжении последнего тысячелетия. Следовательно, каменный глетчер утратил подвиж¬
ность более 1 тыс. л. тому назад.
Сверху на древний надвинут неактивный каменный глетчер 2, который располагается в
диапазоне абсолютных высот 2390-2750 м. Он тянется на 900 м, а ширина снизу вверх
возрастает от 300 до 400 м. Высота фронтального уступа изменяется от 50 до 100 м, воз¬
растая от центральной части к правой, а крутизна откоса колеблется в пределах 30-40°.
51

Откос частично задернован: общее проективное покрытие травянистой и древесно-кустар¬
никовой растительностью составляет 40%. Возраст елей здесь достигает 150 лет.
Поверхность самого каменного глетчера осложнена продольными валами и ложбинами,
встречаются термокарстовые просадки до 15 м в диаметре и до 7 м глубиной. В нижней
части каменного глетчера его поверхность имеет уклон 8-10°, но к верхней части он
уменьшается и становится почти незаметным на высотах около 2650 м. Именно здесь и
несколько ниже находится крупная продольная ложбина длиной около 300 м и шириной до
90 м. Глубина ее в верхней части достигает 25 м. Поверхность неактивного каменного
глетчера несколько более, чем наполовину покрыта травянисто-кустарниковой расти¬
тельностью и относительно хорошо залесена. На высотах 2530-2600 м произрастают ели
высотой до 20 м, возраст которых достигает 200 лет, т.е. они примерно на 50 лет старше
елей нижней части этого же каменного глетчера. Характер древесной растительности поз¬
воляет предположить, что каменный глетчер 2 утратил свою подвижность более 200 лет
тому назад, возможно, это произошло еще до начала Малого ледникового периода.
Активный каменный глетчер 3 Главной долины располагается в интервале абсолютных
высот 2750-3320 м. Его общая длина около 2900 м, ширина варьирует в пределах 470-620 м.
Этот основной каменный глетчер двухступенчатый: нижняя ступень менее активна, нежели
верхняя. Отметим, что многие активные каменные глетчеры Тянь-Шаня ступенчаты: число
ступеней иногда достигает 4-5. Они образуются при наплыве верхних более подвижных
частей на нижние менее мобильные. Ускорение движения частей активного каменного
глетчера происходит по разным причинам, среди них отметим возрастание мощности
обломочных масс при обрушении на его поверхность обвалов и других массовых поступ¬
лений обломочного материала (селевые и снежнолавинные выносы). Не исключено, что
увеличение скорости движения вызывается и локальным возрастанием льдистости отло¬
жений за счет тех же снежных лавин. Возможно и уменьшение скорости движения нижней
ступени из-за выполаживания днища долины, что также может привести в конечном счете к
надвигу верхней ступени на нижнюю.
Высота фронтального уступа нижней ступени каменного глетчера 3 достигает 25 м,
а крутизна его откоса - 40°. Откос лишен почвенно-растительного прокрова. На поверх¬
ности каменного глетчера развиты дугообразные валы и ложбины - столь характерные для
активных образований такого рода. Здесь почвенно-растительный покров развит фраг¬
ментарно: проективное покрытие не превышает 30%.
Уступ верхней ступени не имеет резких границ: он фиксируется на абсоютной высоте
около 2900 м увеличением уклона поверхности каменного глетчера до 15-17°. Здесь же
наблюдается микроступенчатость: чередование относительно крутых (до 30°) участков с
почти горизонтальными. Высота этих микроступеней от 5 до 10 м.
Поверхность каменного глетчера гофрирована дугообразными валами и ложбинами.
Особенно хорошо они выражены в его краевых частях. К верхней части рассматриваемого
каменного глетчера примыкают конечные морены (10 и 11) ледников 216 и 218, пред¬
полагаемый каменный глетчер 4 Средней долины, деформированный и сглаженный
наступавшим в прошлом ледником 218 и погребенный ледник 8 верховий Главной долины.
Рассмотренный активный глетчер 3 образован обломочным материалом, который поступал
и поступает в основном из Средней и в меньшей степени из верховий Главной долины.
А в формировании неактивного (2) и, возможно, древнего каменного глетчера (1) принимал
участие обломочный материал, выносимый каменными глетчерами из Восточной долины.
Краткие сведения об этих каменных глетчерах под номерами 5, 6 и 7 приведены выше.
Здесь лишь отметим, что 5-ый расположен в диапазоне абсолютных высот 3350-2850 м,
6-ой - 3300-2750 м, а 7-ой - 3250-2900 м.
Известно, что условия формирования каменных глетчеров определяются рядом фак¬
торов. Среди них основными являются: климатический (отрицательные средние годовые
температуры воздуха, умеренное или малое количество атмосферных осадков), благо¬
приятствующий многолетнему промерзанию обломочных отложений, глубокое расчленение
рельефа, состав и сложение коренных пород склонов, умеренное оледенение. Отметим, что
большая часть комплекса, исключая древний каменный глетчер, располагается выше
нулевой изотермы средней годовой температуры воздуха, т.е. там, где возможно много¬
летнее промерзание грубообломочных отложений. Глубина расчленения рельефа в местах
формирования каменных глетчеров колеблется от 300 до 500 м, крутизна скальных склонов
здесь порядка 30-35°. Самым значительным по размеру ледниковым цирком обладает
Средняя долина: максимальный его поперечник достигает 2 км, а суммарная площадь
склонов в нем составляет 5,1 км2. В случае исчезновения здесь ледников эта площадь
52

возрастает до 6,8 км2. Ледниковый цирк Восточной долины имеет поперечник 1,8 км,
площадь его склонов 4,5 км2, а без ледника - 5,4 км2. Поперечник ледникового цирка
Главной долины достигает 1,3 км, площадь склонов - 1,3 км2, без ледника - 1,7 км2. Судя по
этим характеристикам, наиболее благоприятные условия для накопления обломочных от¬
ложений и формирования каменных глетчеров, особенно при исчезновении здесь ледников,
существуют в первом и во втором цирках. Анализ аэрофотоснимков свидетельствует, что
большая часть комплекса сформирована за счет обломочного материала, который выно¬
сился именно из этих цирков.
Бассейн Прямой Щели разделен установленным тектоническим разломом на две части:
к югу от него, где происходит в основном формирование каменных глетчеров, развита фор¬
мация крупно- и среднезернистых гранитов карбона; к северу от разлома находится фор¬
мация кварцевых порфиров. Граниты первой формации характеризуются средней тре¬
щиноватостью, что благоприятствует морозному выветриванию коренной основы и обра¬
зованию достаточно крупных обломков. Последнее обстоятельство способствует высокой
порозности отложений и накоплению в них значительных масс инфильтрационного льда.
Следовательно, геологическая среда зоны формирования каменных глетчеров в бассейне
Прямой Щели весьма для них благоприятна.
Характер оледенения бассейна Прямой Щели во многом способствует развитию здесь
каменных глетчеров. Анализ аэрофотоснимков залетов 1955, 1979 и 1990 гг. показал, что за
35 лет площадь оледенения здесь сократилась с 4,2 до 2,348 км2, т.е. на 44,1% (устное
сообщение Е.Н. Вилесова). За этот же период площадь оледенения всего Заилийского
Алатау уменьшилась только на 29,1% [26]. Из этого факта следует, что ледники бассейна
Прямой Щели весьма изменчивы во времени. Не исключено, что в периоды, небла¬
гоприятные для развития оледенения, они сокращались еще значительнее или даже
исчезали почти полностью. Это создавало благоприятные ситуации для формирования
каменных глетчеров, т.к. суммарная площадь открытых скальных склонов, подверженных
интенсивному выветриванию, значительно увеличивалась.
Таким образом, есть все основания предполагать, что бассейн Прямой Щели чрез¬
вычайно благоприятен во всех отношениях для формирования и развития каменных
глетчеров. С этим связаны и размеры комплекса, и многообразие его составляющих, и не¬
обычно низкое гипсометрическое положение древнего каменного глетчера (2200 м над
уровнем моря), что на 300-400 м ниже их обычного высотного положения в Тянь-Шане.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Humlum О. Rock glacier appearance level and rock glacier initiation line altitude: a methodological approach to the
study of rock glaciers // Arctic and Alpine Research. 1988. Vol. 20. № 2. P. 160-178.
2.	Barsch D. Rockglaciers. Berlin Heidelberg: Springer, 1996. 331 p.
3.	Горбунов Л.П., Титков С.И. Каменные глетчеры гор Средней Азии. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО
АН СССР, 1989. 164 с.
4.	Capps S.R. Rock glaciers in Alaska // J. Geol. 1910. Vol. 18. P. 359-375.
5.	Tyrell J.B. Rock glaciers or chrystocrenes // J. Geol. 1910. Vol. 18. P. 549-533.
6. Brown H.W. A probably fossil glacier // J. Geol. 1925. Vol. 33. P. 464-466.
7. Wahrhaftig K., Cox A. Rock glaciers in the Alaska Range // Geol. Soc. Amer. Bull. 1959. № 70. P. 383-
436.
8.	Матвеев C.H. Каменные потоки // Проблемы физической географии. М.: Изд-во АН СССР, 1938.
Вып. 6. С. 92-124.
9.	Friderichsen М. Fernsehungsreise in den Zentralen Tien-Schan und Dsungarischen Ala-Tau. Hamburg: 1904.
311 s.
10.	Пальгов Н.Н. Наблюдения и промеры, произведенные на Главном Большеалматинском леднике летом
1923 г. // Изв. РГО. 1926. Т. 58. Вып. 16. С. 135-150.
11.	Пальгов Н.Н. На Главном Большеалматинском леднике в 1926 г. // Изв. РГО. 1929. Т. 61. Вып. 2.
С. 265-284.
12.	Пальгов Н.Н. Большеалматинский узел оледенения в хр. Заилийский Алатау // Изв. АН КазССР. Сер.
геогр. 1948. Вып. 2. С. 39-71.
13.	Пальгов Н.Н. Наблюдения за движением одного из каменных глетчеров хр. Джунгарского Алатау //
Вопросы географии Казахстана. 1957. Вып. 2. С. 195-207.
14.	Пальгов Н.Н. Новые наблюдения над движением каменного глетчера Низкоморенного в Джунгарском
Алатау //Вопросы географии Казахстана. 1961. Вып. 8. С. 200-204.
53

15.	Черкасов П.А. Динамика каменного глетчера Низкоморенного в Джунгарском Алатау за 35 лет //
Ледники, снежный покров и лавины в горах Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1989. С. 180-216.
16.	Шульц С.С. О гравитационных (массовых) движениях в Тянь-Шане // Изв. Киргиз, филиала АН СССР.
1947. Вып. 6. С. 85-96.
17.	Шульц С.С. Поверхностные гравитационные перемещения и гравитационная тектоника // Геоморфо¬
логия и новейшая тектоника. Л.: Изд-во ЛГУ, 1961. С. 3-26.
18.	И веронова М.И. Каменные глетчеры Северного Тянь-Шаня // Тр. Ин-та географии АН СССР, 1950.
Т. 45. С. 69-80.
19.	Горбунов А.П. Каменные глетчеры Заилийского Алатау // Криогенные явления Казахстана и Средней
Азии. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО АН СССР, 1979. С. 5-34.
20.	Титков С.Н., Северский Э.В. Каменные глетчеры Кюнгей Ала-Too (Северный Тянь-Шань) // Гео¬
криологические исследования. Изд-во МГУ, 1987. С. 196-212.
21.	Титков С.Н. Каменные глетчеры массива Ак-Шыйрак // Региональные и инженерные геокриоло¬
гические исследования. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО АН СССР, 1985. С. 80-88.
22.	Северский Э.В. Ландшафты каменных глетчеров Северного Тянь-Шаня // Геокриологические иссле¬
дования в горах СССР. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО АН СССР, 1989. С. 109-117.
23.	Каталог ледников СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1967. Т. 13. Вып. 2. Часть 1. 78 с.
24.	Максимов Е.В., Осмонов А.О. Особенности современного оледенения и динамика ледников Киргизского
Ала-Too. Бишкек: Илим, 1995. 200 с.
25.	Каталог ледников СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1973. Т. 14. Вып. 2. Часть 2. 69 с.
26.	Вилесов Е.Н., Уваров В.Н. Колебание горных ледников как индикатор изменения климата // Гидро¬
метеорология и экология. Алматы: 1997. № 3. С. 165-175.
Казах. ВГЛ ин-та мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН	Поступила в редакцию
16.08.99
THE LARGEST INTEGRATED ROCK GLACIER IN THE TIEN-SHAN
A.P. GORBUNOV, E.V. SEVERSKY
Sum тагу
A short review of basic knowledge about rock glaciers and their investigation in the Tien-Shan is given. The largest
complex of aggregated rock glaciers is located in the valley Pryamaya Schel (Zailiysky Alatay ridge). The complex
consists of seven rock glaciers and two buried ice glaciers. The longest of the active rock glaciers is about 2 km in
length and 0.008 km3 in volume. The whole complex contains about 0,003 km3 of ice apart from the two buried
glaciers. The complex is one of the most informative high-mountain's object in respect to Late Holocene climate.
УДК 551.4.124(282.252.1)
© 2000 г. M.H. ГУСЕВ
РАЗВИТИЕ ОСТРОВОВ В РУСЛЕ ВЕРХНЕГО АМУРА
Речная сеть - естественная дренажная система. Ее основная функция состоит в пере¬
распределении вещества, участвующего в глобальном круговороте. Дренируя определенную
территорию, реки отражают особенности ее природных условий. Это находит выражение
как в структуре речных систем [1, 2], так и в динамике и строении русла и поймы [3-5], в
эволюции отдельных форм днища долины. Поэтому если рассматривать реки как базис
денудации дренируемой ими поверхности, то появляется возможность на качественном
уровне судить о характере эрозионно-аккумулятивного процесса во всем бассейне [3].
Одна из типичных форм речного русла - острова. Их образование связано с относи¬
тельным снижением транспортирующей способности потока, уменьшением уклона русла и
54

Рис. 1. Схема тектонического районирования Верхнего Приамурья
1 - выступы фундамента верхнего мезозоя (/3 - К{), 2 - вулканогенный комплекс нижнего мезозоя (./1-2), 3 -
Благовещенский структурный шов, 4 - тектонические нарушения, 5 - устья низкопорядковых водотоков:
/ - р. Ульмин, 2 - руч. Громотуха, 3 - руч. Мостовка, 4- р. Джепкоша, 5 - р. Симоновка
переходом части наносов из взвешенного состояния во влекомое. Размыв же их свиде¬
тельствует об увеличении транспортирующей способности потока. Острова, их развитие
отражают, таким образом, особенности процесса руслоформирования. С целью выявления
характера и тенденции руслоформирования в верхнем течении р. Амур нами был проведен
анализ динамики и эволюции речных островов. В основу анализа мы включили сравни¬
тельную характеристику островов по топокартам разных лет съемок за периоды с 1901—
1911 гг. и с 1970-1983 гг. Были рассмотрены все острова в верхнем течении р. Амур, при
этом учитывались их количество, площадь, морфографические характеристики и дина¬
мика.
В русле верхнего течения р. Амур на протяжении около 900 км насчитывается более
400 островов. Их распространение, как и морфология русла в целом, в определенной мере
предопределено общим структурным планом территории. От слияния Шилки и Аргуни и до
устья Гербелика долина Амура пересекает две крупные структуры - Амазарский и
Верхнеамурский прогибы (рис. 1). Ниже Амур сформировал долину на стыке сочленения
Амуро-Зейского прогиба с горными сооружениями Ильхури-Алиня и Малого Хингана [6]. В
пределах первых двух долина имеет субширотное простирание, а ниже устья р. Гербелик -
субмеридиональное. Для субширотного отрезка характерна относительно узкая долина
(ширина на уровне поймы не превышает 1-3 км при ширине русла 400-600 м) с отно¬
сительно высокими (до 130 м) и крутыми (часто лишенными террас) бортами. В пределах
субмеридионального отрезка долина шире - местами ширина днища достигает 10-12 км,
борта террасированы. Четковидное строение долины Амура на всем ее протяжении обус¬
ловлено дифференцированными блоковыми движениями отдельных структур. Наиболее
многочисленные и наиболее крупные острова характерны для расширенных отрезков
долины.
Развитие островов, будучи предопределено руслоформирующей деятельностью потока, в
свою очередь, также во многом обусловлено местными природными условиями, прежде
всего, особенностями геологического и геоморфологического строения территории [7].
Так, в пределах субширотного отрезка Амура (от слияния Шилки и Аргуни и до устья
р. Гербелик) днище долины относительно узкое, русло извилистое и относительно прямоли-
55

LA
ON
Рис. 2. Динамика количества (.Nq) и площади (50) островов в русле верхнего течения р. Амур в XX столетии. Ситуация на период: 1 - 1901-1911 гг., 2 - 1970-1983 гг.; 3 -
процентное изменение количества (7V0) и суммарной площади (50) островов; 4 - географическая привязка отрезков русла р. Амур и их номер

нейное (иногда разветвленное) в плане (по классификации МГУ [8]), в составе руслового
аллювия преобладает гравий и галька. Здесь отмечается общее сокращение количества
островов с одновременным увеличением их площади (рис. 2), при этом по простиранию
участка особенности развития островов неодинаковы. От слияния Шилки и Аргуни до устья
р. Бол. Невер, где условия врезанного русла выражены четче, сокращение количества
островов сопровождается уменьшением суммарной их площади. Ниже по реке, где днище
долины шире, русло преимущественно разветвленное, имеет место увеличение суммарной
площади островов при одновременном уменьшении их количества (рис. 2).
Изменение типа русла в пределах субширотного отрезка Амура нашло отражение в
эволюции островов. От слияния Шилки и Аргуни до устья р. Бол. Невер около 10% всех
островов в конечном итоге своего развития причленилось к берегам. Это и понятно, так
как острова здесь располагаются недалеко от берегов, отделяясь от них относительно
узкими протоками, что связано с особенностями их образования. Наоборот, для относи¬
тельно широкопойменных орезков русла, где острова наиболее многочисленны (устье
р. Бол. Невер - устье р. Гербелик), их развитие заключается, прежде всего, в слиянии друг с
другом, укрупнении и последующем причленении к береговым пойменным массивам.
Несколько иной характер эволюции островов в пределах субмеридионального отрезка
р. Амур, где она протекает в пределах Амуро-Зейской депрессии на границе с отрогами
горной системы хребтов Ильхури-Алиня (рис. 2). За исследуемый период, обеспеченный
картографическими материалами, на участке от устья р. Ульмин до устья р. Зея отмечается
увеличение как количества (на 27,2%) островов, так и суммарной их площади (на 21,8%).
Вместе с тем этот участок русла Амура характеризуется еще более неравномерным
изменением в распределении количества и площади островов за анализируемый период
времени, чем соседний с ним верхний участок реки. От устья р. Хумаэрхэ до устья
руч. Громотуха и от устья пади Мостовка до устья р. Джепкоша отмечается снижение и
количества, и суммарной площади островов. Русло Амура в этих пределах врезанное,
относительно прямолинейное или представлено врезанными макроизлучинами. Очень
высока (до 36,1-56,3%) доля берегов, сложенных скальными породами. Русловой аллювий
представлен относительно крупнообломочным материалом (валунами, галькой, гравием),
днище долины сравнительно узкое (редко превышает 1-2 км), нередко с односторонней
неширокой (не более первых сотен метров) поймой. Все это свидетельствует об
относительно высокой местной устойчивости русла.
На участке от устья пади Мостовка до устья р. Джепкоша острова располагаются обычно
поочередно вдоль противоположных берегов, преобладает процесс причленения островов к
пойме (до 34,6%).
Впадение самого крупного правобережного притока - р. Хумаэрхэ, увеличивает площадь
амурского водосбора на 6,6%. Уровенные режимы этих рек не совпадают по времени, что
усиливает местную (и без того высокую) неравномерность стока, блуждание динамической
оси потока и, следовательно, понижает устойчивость главного русла [9]. Многочисленные
острова, образовавшиеся при слиянии потоков, формируют дельту р. Хумаэрхэ. Протоки,
разделяющие острова, меандрируют, сочленяясь с основным руслом под углами, близкими к
прямым. Результаты анализа сложной картины переформирований островов свидетельству¬
ют о местном сокращении как суммарной площади островов, так и их количества.
Нижний 300-километровый участок верхнего течения р. Амур (рис. 2 X) характеризуется
наличием относительно обособленных отрезков реки, в пределах которых днище долины
резко расширяется до 10-15 км. В русле на таких отрезках долины отмечаются много¬
численные острова, а пойма, как правило, двухсторонняя. Русловые переформирования
осуществляются по типу русловой многорукавности, характерной особенностью которой
являются активные деформации берегов и островов, связанные с неустойчивым положе¬
нием динамической оси потока и относительно невысокой устойчивостью его ложа. По
данным наших наблюдений, в пределах таких отрезков реки отмечается большая доля
островов, которые имеют тенденцию к слиянию друг с другом с последующим причлене-
нием их к береговой пойме. Особенно отчетливо этот процесс протекает на участках
Нововоскресеновского и Сергеевского расширений днища долины (рис. 2 III, VII). Вместе с
тем, расширяющимся участкам днища долины свойственно резкое увеличение доли новых
молодых островов, которая местами достигает 90%, как, например, в пределах Буссевского
расширения (рис. 2 V).
Анализ развития островов позволил установить общерегиональные закономерности их
эволюции. Для субширотного отрезка реки характерно общее сокращение количества
островов с одновременным небольшим увеличением их суммарной площади. Подобное
57

возможно лишь при условии, что поток активно врезается, что естественно сопровождается
интенсивным транзитом обломочного материала. Вследствие этого происходит сравни¬
тельно быстрое отмирание наиболее мелких проток, причленение островов к берегам,
слияние их друг с другом и укрупнение.
В пределах субмеридионального отрезка Амура имеет место общее значительное
увеличение количества и суммарной площади островов. Это свидетельствует об относи¬
тельном снижении транспортирующей способности реки на данном участке по сравнению с
субширотным отрезком. Однако развитие островов происходит здесь на фоне более слож¬
ных русловых деформаций, что указывает на неоднородность руслоформирующих про¬
цессов, связанную с различной транспортирующей способностью реки в пределах отдель¬
ных ее отрезков. Так, где река прорезает относительно приподнятые структурные блоки,
отмечается некоторое снижение количества и суммарной площади островов, что обуслов¬
лено возрастанием интенсивности местного врезания потока, связанного с относительным
увеличением его транспортирующей способности. В пределах тех отрезков реки, которые
пересекают относительно опущенные блоки, картина иная. Здесь резко увеличивается
количество и суммарная площадь островов, что свидетельствует об относительном
замедлении врезания потока, связанного со снижением его транспортирующей способности.
Деятельность потока на таких отрезках реки направлена еще и на внутрирусловое
перераспределение обломочного материала в отличие от участков с активным врезанием,
где основная энергия потока расходуется, главным образом, на вынос аллювия. Это
происходит в результате широкоамплитудных миграций динамической оси потока в плане и
связанных с ними боковых деформаций русла, в связи с чем резко возрастает содержание
наносов в потоке. Одновременно происходит естественное снижение той доли энергии
потока, которая расходуется на продольный перенос аллювия. Результат - относительное
снижение интенсивности врезания потока и, как следствие, вынос обломочного материала
за пределы данного участка. Морфологическое выражение рассмотренных особенностей
местного перераспределения энергии потока - резкое увеличение количества и од¬
новременно суммарной площади островов.
Таким образом, выявлена взаимосвязь между направленностью флювиального процесса
и эволюцией островов. При интенсивном врезании потока наблюдается общее сокращение
количества островов (за счет причленения их к берегам и слиянии друг с другом) при
сохранении или даже сокращении их суммарной площади. В условиях относительного
замедления врезания потока характерно увеличение количества островов и их суммарной
площади.
Наряду с выявленной закономерностью эволюции островов обращает на себя внимание
факт значительного (аномального) увеличения количества (на 27,2%) и суммарной площади
(на 21,8%) островов за относительно короткий (70-80 лет) период времени на участке от
устья р. Ульмин до устья р. Зея. Столь резкие изменения в развитии островов по сравнению
с другими участками Амура отражают особенности изменений местных условий
руслоформирования. Каковы эти особенности выявить еще предстоит. Такой характер
эволюции островов может быть связан с изменением общей водности реки при уменьшении
влажности климата, либо с перестройкой руслового процесса, обусловленной изменением
геолого-структурного плана территории бассейна, либо с увеличением поступления
обломочного материала.
Изменения климатических характеристик, в том числе влажности, которые могли бы
существенным образом повлиять на руслоформирующую деятельность такой крупной реки,
как Амур, обычно происходят постепенно на протяжении тысяч лет. Период времени
анализа динамики островов в 70-80 лет слишком короток, чтобы изменение влажности
климата могло столь быстро найти отражение в особенности формирования русла, в том
числе в эволюции островов, полный цикл развития которых осуществляется, по крайней
мере, первые сотни лет. К тому же устойчивого тренда изменения влажности на про¬
тяжении последнего столетия для территории Дальнего Востока не обнаружено. Еще менее
вероятной кажется связь резкого изменения характера руслоформирования с перестройкой
геолого-структурного плана территории бассейна Амура. Но что тогда могло вызвать столь
существенную эволюцию островов? Не исключено, что в основе выявленной особенности
эволюции лежит хозяйственная деятельность на протяжении последнего столетия в
пределах бассейна реки, которая и обусловила повышенный сток наносов. Для подобных
предположений имеются все основания. Рассмотрим их подробнее.
Площадь Амурской области - 364000 тыс. га, из них площадь лесов - 21852 тыс. га [10],
т.е. в настоящее время леса произрастают лишь на 60% территории области. Они занимают
58

Динамика посевных площадей в Амурской области в XX в. (согласно Штарбергу [13])
Годы
Посевные площади,
тыс. га
Годы
Посевные площади,
тыс. га
1913
293,7
1955
937
1925
364
1970
1582
1940
611
1985
1675
в основном горные части области, окаймляя ее по периферии. Безлесные пространства (40%
территории области, или 14548 тыс. га) соответствуют центральной и южной ее частям, а в
физико-географическом отношении - территории Амуро-Зейской равнины, которая под¬
вергалась тотальному земледельческому освоению. Здесь сосредоточена треть всех
сельскохозяйственных земель и половина всей пашни Российского Дальнего Восто¬
ка [10].
В физико-географическом отношении Амуро-Зейская равнина расположена в преде¬
лах таежной и широколиственно-таежной зон [11]. По данным Короткого [12], равни¬
на была покрыта лесом, который в ходе освоения площадей был уничтожен пала¬
ми. Особенно интенсивно вовлекались земли равнины в сельскохозяйственное производство
в последнее столетие (таблица). На 1.01.1994 г. сельскохозяйственные земли составили
2738,3 тыс. га [13], или около 20% незанятых лесом площадей. Из них посевные площади на
1985 г. составляли 1675 тыс. га [13], или 16750 км2, что соизмеримо с территорией Бельгии
(30500 км2).
В структуре сельскохозяйственных культур наибольшие площади земель отводятся под
зерновые и сою. Для их выращивания требуется ежегодная распашка многих пологих
склонов междуречий. С 1913 по 1987 гг. площади под сою возросли более чем в 35 раз и
составили на 1987 г. 407 тыс. га [14]. За этот же период времени увеличились в несколько
раз и площади под другие культуры. Овощи и картофель традиционно выращивают в
основном в пределах речных пойм. В XX в. площади под них возросли более чем в 3 раза и
составили в 1987 г. около 40 тыс. га [14]. Такая интенсивность вовлечения новых земель в
сельскохозяйственное производство неизбежно обусловливает увеличение твердого
стока.
Интенсификации эрозионных процессов способствует активная вырубка лесов.
Натурные исследования, проведенные Батесом и Хенри [3], Крестовским [15], свидетельст¬
вуют о том, что сведение лесов однозначно приводит к увеличению степени неравномер¬
ности стока воды. Это провоцирует усиление эрозионной составляющей руслоформиро-
вания, особенно, согласно Маккавееву [3], в верховьях речных систем. Оно проявляется в
активизации размыва ложа потока и его берегов, сложенных рыхлыми породами, что,
несомненно, увеличивает сток наносов. Согласно исследованиям ДальНИИЛХ, на лесных
вырубках избыточная увлажненность почвы достигает в начале вегетационного периода
300% [10]. В условиях Дальнего Востока переувлажненность грунтов - типичное явление,
характерное для всей территории региона. Оно отмечается ежегодно в теплый период и
связано с интенсивным оттаиванием приповерхностных пород, а также с муссонными
дождями. Предельно высокая влажность грунтов, их песчано-суглинистый состав обеспе¬
чивают широкое развитие на территории Приамурья дефлюкционно-солифлюкционных,
солифлюкционных склонов, которые характеризуются высокой скоростью смещения
деятельного слоя почвы [11, 16, 17]. Вырубка лесов, распашка склонов активизируют эти
процессы.
В области выявлено 281 тыс. га эрозионно-опасных земель [10]. Установлено [18], что
почвы Амуро-Зейской равнины подвержены интенсивному плоскостному смыву (годовой
смыв достигает более 40 т/га), дефляции (с интенсивностью до 20 м3/га в сутки и более),
линейной эрозии (густота овражной сети местами достигает 0,5 км/км2). Площадь эро¬
дируемых земель в области составляет около 143 тыс. га [10]. Наибольшему эрозионному
воздействию подвержена территория в пределах междуречья Амура и Зеи. Доля эроди¬
руемых земель здесь достигает 21,3% от общей площади занятой в сельскохозяйственном
производстве [10], что обусловлено слабой противоэрозионной устойчивостью грунтов к
размыву и высокой интенсивностью выпадения дождей. Кроме того, в области практически
отсутствует агролесомелиоративная защита земель от эрозии. Показатель использования
лесных полос составляет всего 0,5% [10].
59

Ускорению эрозионных процессов и росту стока наносов способствует и добыча полез¬
ных ископаемых. Широкомасштабную добычу золота в области практикуют последние
100 лет. В настоящее время разрабатывается более 250 россыпей с использованием 31 дра¬
ги, а площадь под золотоносными узлами составляет 155 тыс км2 [19]. Согласно стационар¬
ным исследованиям Сокольского [20], на территории бассейна Амура доля антропогенной
составляющей эрозии, вызванной эксплуатацией экзогенных месторождений, во много раз
превышает долю естественной ее составляющей; интенсивность эрозии в районах место¬
рождений составляет в среднем 330 т/км2 за сезон, что в 2,5 раза больше, чем для Карпат
(133 т/км2 за сезон).
Возрастанию величины твердого стока в верхнем течении р. Амур за последние
десятилетия способствуют и карьерные разработки аллювиальных отложений в руслах рек.
Так, с целью обеспечения безопасного судоходства в пределах верхнего течения р. Амур и
добычи песчано-гравийной смеси только из ее русла в среднем ежегодно извлекается
150-200 тыс. м3 обломочного материала [21].
Таким образом, с одной стороны, широкомасштабные вырубки леса в пределах бассейна
Амура, а с другой - интенсивное вовлечение значительных площадей в хозяйственное
использование без простейших способов защиты земель от эрозии в условиях Дальнего
Востока прямо и косвенно способствуют усилению эрозионной составляющей руслофор-
мирования, а также приводят к резкому снижению устойчивости почв - размыву. Это,
несомненно, значительно увеличивает сток наносов в реках, что должно найти отражение в
строении и динамике форм земной поверхности и, прежде всего, в особенностях геомор¬
фологического строения днищ речных долин. Для форм малых порядков такая связь
установлена [22]. Для водотоков высоких порядков подобная связь в явном виде пока не
обнаружена. Вместе с тем, выявленные особенности развития островов в русле Амура
трудно поддаются объяснению без учета антропогенной составляющей рельефообразо-
вания. Предполагается, что интенсификация хозяйственной деятельности отражается и в
динамике высокопорядковых форм. Проблема установления связи воздействия хозяйст¬
венной деятельности на развитие днищ речных долин высоких порядков связана с от¬
сутствием продолжительных наблюдениий за развитием последних.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гарцман И.Н., Карасев М.С., Силукова СД. Информационный анализ геологической обусловлен¬
ности структуры гидрографической сети Ханка-Раздолинской равнины //Тр. ДВНИГМИ. 1976. Вып. 54.
С 48-61.
2.	Карасев М.С., Худяков Г.И. Речные системы на примере Дальнего Востока. М.: Наука, 1984. 136 с.
3.	Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346 с.
4.	Барышников Н.Б. Морфология и гидравлика пойм. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 280 с.
5.	Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
6.	Геология СССР. Т. 19. Хабаровский край и Амурская область. Ч. 1. М.: Недра, 1966. 736 с.
7.	Гусев М.Н. Условия формирования, распространение и морфология речных островов в верхнем течении
Амура // Геоморфология. 1993. № 1. С. 82-91.
8.	Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации речных русел //
Геоморфология. 1996. № 1. С. 26-36.
9.	Дмитриева Н.Г. Определение запасов воды в русле и расходы воды р. Амур // Тр. Центр. Ин-та
прогнозов. 1958. Вып. 68. С. 3-44.
10.	Чуб А.В. Ландшафтностабилизирующие и эколого-хозяйственные функции лесов Амурской области //
Проблемы экологии Верхнего Приамурья. Благовещенск, 1997. Вып. 3. С. 60-66.
11.	Геоморфология Амуро-Зейской равнины и низкогорий Малого Хингана. М.: Изд-во МГУ, 1973. Ч. 1.
275 с.
12.	Короткий М.Ф. Очерк растительности Зейско-Буреинского района Амурской области //Тр. Амурской
экспедиции. Вып. 16. Ботанические исслед. 1910 г. Т. 3. СПб. 1912. 146 с.
13.	Штарберг И.Г. Основные направления концепции развития сельского хозяйства. Благовещенск: Зея,
1996. 205 с.
14.	Амурская область за годы Советской власти Госкомстат РСФСР. Управление статистики Амурской
области. Благовещенск, 1988. 143 с.
15.	Крестовский О.И. Влияние вырубки и восстановления лесов на водность рек подзон южной и средней
тайги // Вод. ресурсы. 1984. № 5. С. 125-135.
60

16.	Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология. М: Изд-во МГУ, 1971. 229 с.
17.	Костомаха В.А. Строение и история формирования флювиального рельефа Амуро-Зейской равнины //
Гидрология и геоморфология речных систем. Иркутск, 1997. С. 120—121.
18.	Онищук В.С., Харина С.Г. Вопросы углубления диагностики и оценки экологического состояния
почвенного покрова Амурской области // Проблемы экологии Верхнего Приамурья. Благовещенск. 1997.
Вып. 3. С. 43-49.
19.	Коваль А.Т., Сидоров Ю.Ф., Нагорный В.А., Остапчук В.И. Техногенное загрязнение металлической
ртутью районов золотодобычи Амурской области и Хабаровского края // Добыча золота. Проблемы и
перспективы. Хабаровск. 1997. Т. 2. С. 347-352.
20.	Сокольский А.М. Антропогенная денудация в восточных районах БАМ // Вопросы географии. Сб. 111/
Геоморфология и строительство. М.: Мысль, 1979. С. 159-164.
21.	Антроповский В.И. Морфология и деформации русла верхнего Амура // Геоморфология. 1997. № 1.
С. 45-53.
22.	Ковальчук И.П., Штойко П.И. Изменения речных систем западного Подолья в XVIII-XX вв. //
Геоморфология. 1992. № 2. С. 55-79.
Ботанический сад Амурского НЦ ДВО РАН	Поступила в редакцию
11.12.98
THE DEVELOPMENT OF ISLANDS IN THE UPPER AMUR RIVER CHANNEL
M.N. GUSEV
Summary
The data on dynamic and evolution of islands in the Amur river channel are given. The character and trends of
channel-forming processes as well as natural condition changes are analyzed.
УДК 551.4.122(282.247.41)
© 2000 г. B.H. КОРОТАЕВ, А.В. ЧЕРНОВ
МОРФОЛОГИЯ И ДИНАМИКА ВОЛГО-АХТУБИНСКОЙ ПОЙМЫ1
По проблеме формирования долины р. Волги на Волго-Ахтубинском участке имеется
много работ [1-4], однако такие вопросы, как особенности строения долины и рельефа
поймы, изменение их под влиянием естественных и антропогенных процессов, освещены
недостаточно.
Нижняя Волга на участке от Волгограда до Астрахани претерпела в своем развитии
неоднократную смену морских и континентальных (аллювиальных) условий, связанных с
периодическими трансгрессиями и регрессиями Каспийского моря. Все этапы разви¬
тия территории отражены в строении толщ осадков, в которых выработана долина и
которые слагают ее днище, а самые последние этапы зафиксированы и в рельефе дна
долины [5-7].
Территория, в которой выработана долина Нижней Волги, отличается однообразной
равнинной поверхностью, незначительные неровности которой имеют тектонический,
эрозионный и эоловый генезис. Резко контрастирует с этой территорией долина Вол¬
ги, являясь, по выражению Е.В. Милановского [8], "...цветущим оазисом на фоне пусты¬
ни". Долина Волги образует почти симметричный ящикообразный врез с относительно
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64018).
61

крутыми бортами, глубина которого постепенно снижается с 25-28 м в верхней части
долины до 15 м и средней и 7-8 м в низовьях. Симметрию долины подчеркивает
расположение русла самой Волги под правым бортом долины, а Ахтубы (ее пойменного
ответвления) - под левым.
Поверхность почти всей прилегающей к долине Нижней Волги территории была
сформирована во время максимальных хвалынских трансгрессий Каспия в поздне¬
плейстоценовое время. Хвалынские отложения, представленные шоколадно-коричневыми
глинами, палевыми суглинками и песчаноалевролитовыми отложениями, имеют мощность
10-12 м и перекрывают хазарские осадки. Более древние морские отложения и русла Пра-
Волги погребены сейчас под молодыми морскими и аллювиальными осадками и вскры¬
ваются в бортах долины или на дне реки. Последующие (новокаспийские) трансгрессии
Каспийского моря не проникали севернее верхней границы дельты Волги, поэтому в
голоцене рельеф и отложения долины Нижней Волги были сформированы самой рекой;
после отступания хвалынского моря она начала вырабатывать современную долину сначала
в хвалынских, а затем, врезаясь - в более ранних ательских, хазарских, бакинских, апше-
ронских морских отложениях и в кривичских аллювиальных отложениях Пра-Волги.
Современная долина Нижней Волги унаследовала в плане отрицательные тектонические
структуры, активно развивающиеся здесь, по крайней мере, с начала четвертичного
периода. Собственно, истоки реки Ахтубы косвенно связаны с Ахтубинским сбросом; вся
Волго-Ахтубинская долина заложена по двум крупным структурным прогибам - сначала по
Азгирскому (до Каменного Яра), а затем по Нижневолжскому. Оба они совпадают с глубин¬
ным разломом, подвижки по которому проходили вплоть до голоцена [4]. Тектонические
прогибы осложняются положительными солянокупольными структурами, вызывающими
локальные отклонения долины от общего направления и отражающимися на геометрии
волжского русла.
Характерной чертой Нижней Волги и ее поймы является широко развитая пойменная
многорукавность, т.е. наличие на дне долины, кроме русла самой Волги и Ахтубы, еще мно¬
гих других проток, как пересыхающих в межень, так и функционирующих круглый год и
расчленяющих Волго-Ахтубинскую пойму на отдельные массивы. Всю гидросеть нижне¬
волжской долины можно разделить на несколько групп. К первой относится главное русло
Волги, расположенное в правой части долины и подмывающее ее коренной борт. Русло
имеет относительно прямолинейные очертания, разветвляясь иногда на два коротких
рукава одиночными островами, а в межень - еще и песчаными осередками. Во вторую
группу входят рукава современного русла Волги, находящиеся в стадии отшнуровывания от
основного русла и отмирания. Они расположены близко к главному руслу и имеют
пологоизвилистую форму (рукава Старая Волга, Герасимовка, Винокуриха, Енотаевка и
другие). Эти рукава сформировались в процессе эволюции русловых разветвлений:
элементарные (первичные) острова, образовавшись в основном русле или его главных
рукавах, могут соединяться и образовывать крупные островные массивы; при этом один из
рукавов сохраняет в себе основной расход воды, а другой (или другие) начинают постепенно
заиливаться и мелеть. Нередко одновременно могут функционировать несколько вто¬
ростепенных рукавов.
Подобное русло, когда все рукава образуют излучины, шпоры которых представлены
различными островами, по классификации Р.С. Чалова [9] называется разветвленно-
извилистым. В генетическом единстве основного русла и связанных с ним рукавов второй
группы заложена возможность перехода их из одной группы в другую в процессе русловых
деформаций.
В третью группу входят крупные пойменные ответвления - рукава, давно отделившиеся
от главного русла Волги и располагающиеся в основном в левой части пойменного массива.
Среди них особо выделяется Ахтуба - древний рукав Волги, образовавшийся в среднем
голоцене во время сокращения стока Волги и разделения ее ранее единого русла на
несколько рукавов [4]. Своим сохранением до наших дней она обязана мощным половодьям,
проходившим по Волге до ее зарегулирования. Ахтуба отличается извилистым руслом,
причем излучины, как правило, имеют петлеобразную форму. Иногда она разделяется на
два или более равнозначных рукава, которые сразу становятся меньших, чем еди¬
ная Ахтуба, размеров и теряются среди водотоков низшей группы. Между Ахтубой и
Волгой встречаются другие пойменные рукава, аналогичные по морфометрии и водности
Ахтубе.
В четвертую группу рукавов входят многочисленные мелкие пойменные протоки -
ерики, ширина которых колеблется от 30 до 50 м. Очень часто ерики представлены чередой
62

проточных озер. В районе г. Ленинска при поперечном пересечении поймы на расстоянии
30 км насчитывается около 26 ериков. Именно ерики и озера обусловливают высокую
обводненность Волго-Ахтубинской поймы.
Как в главном русле и его рукавах, так и в пойменных протоках и ериках активно
развиваются горизонтальные русловые деформации, создающие новые пойменные образо¬
вания и уничтожающие старые. Этому способствуют рыхлые, легко размываемые отло¬
жения Волго-Ахтубинской поймы, представленные песками русловой фации, супесями и
суглинками пойменной. Коренные берега, сложенные хвалынскими и хазарскими морскими
глинами, размываются гораздо медленнее; в местах выходов в береговых обрывах палео¬
геновых кремнистых глин и опок образуются мысы.
В главном русле Волги горизонтальные деформации и формирование поймы осу¬
ществляются по следующим схемам. Во-первых, на участках непосредственного контакта
русла с коренным правым бортом долины происходит медленное (0,1 -1,0 м в год) от¬
ступание его вправо; слева при этом вдоль поймы развиты косы и отмели в виде береговых
валов, превращающихся по мере их зарастания в элементы параллельно-гривистой поймы
(например, в районе пос. Цаган-Аман). Во-вторых, на разветвленных и разветвленно-
извилистых участках русла наблюдаются образование, частичный размыв и объединение
островов. Размыв пойменных островов, сложенных песком, супесями и суглинками,
происходит со скоростями 5-10 м/год; при этом наибольшему размыву подвержены участки,
где к островам в межень прижимается динамическая ось потока. При объединении островов
образуется ложбинно-островная пойма. В-третьих, в извилистом русле Волги происходит
размыв вогнутых пойменных берегов со скоростью 5-10 м/год и одновременное нара¬
щивание крупных пойменных грив при зарастании пригребневых частей побочней у
выпуклых берегов; последние при этом могут быть прорезаны небольшими протоками. В
результате здесь формируется сегментногривистая пойма (например, на излучинах возле
острова Закрутский и сел Коршевитое и Замьяны). Аналогично происходит образование
новых пойменных массивов на выпуклых берегах излучин Ахтубы и других крупных
пойменных рукавов, однако скорости размыва и площади прироста берегов значительно
меньше, чем в главном русле Волги. Иногда в меандрирующих пойменных рукавах у вы¬
пуклых берегов формируются новые изогнутые (параллельные руслу) осередки и элемен¬
тарные пойменные острова; в дальнейшем, они образуют сегментно-островную пойму.
Таковы островные и береговые пойменные массивы возле островов Царалев, Краснолытов,
Скрынников, Тренин, Шапошниковский и в других местах.
Весьма специфичны русловые деформации в ериках: на общем фоне их чрезвычайной
извилистости размыв вогнутых участков, как правило, незначителен. При втекании в
пойменные озера ерики оставляют большую часть стока наносов, которые при высыхании
образуют ровные заболоченные участки пойм.
Существование на Нижней Волге длительно функционирующей и эволюционно раз¬
вивающейся сложной системы рукавов обусловило разделение всей Волго-Ахтубинской
поймы на две крупные части, различающиеся по высоте, местоположению, рельефу и
возрасту. Здесь выделяются древняя тыловая пойма и современная волжская пойма, внутри
которых также наблюдаются собственные возрастные различия, отражающиеся в карти¬
ровании разновозрастных пойменных генераций второго порядка. Геоморфология и лито¬
логия их детально изучены на трех ключевых участках, расположенных в верхней, средней
и нижней частях Волго-Ахтубинской поймы (рис. 1-я, б, в).
Современная волжская пойма представлена сегментно-островными, ложбинно¬
островными, сегментно-гривистыми и параллельно-гривистыми пойменными массивами,
расположенными в различных частях долины в зависимости от морфодинамического типа
русла. В большинстве случаев ее массивы распространены в правой части долины,
вытягиваясь узкой, часто выклинивающейся полосой левого берега Волги (или река
прижата к правому коренному берегу), либо целиком составляя правобережную пойму
(если река отходит от него). В рельефе современной поймы довольно четко читаются следы
недавних горизонтальных деформаций основного русла Волги: гряды и гривы (бывшие
острова и побочни), ложбины (бывшие рукава). Размеры и кривизна гряд, грив и ложбин
соизмеримы с макроформами рельефа и самим современным руслом Волги. Так, радиусы
излучин Волги, грив и ложбин поймы составляют 3-4 км, шаг - 5-8 км.
Кроме элементов первичного рельефа, на современной пойме вблизи основного русла
Волги и ее рукавов часто встречаются элементы половодного рельефа - наложенные при¬
русловые валы (НПВ). Их высота на Нижней Волге составляет около 2 м над поверхностью
поймы. Нередко НПВ, а также высокие пойменные гривы, подвергаются дефляции или,
63

Рис. 1. Геоморфологические схемы ключевых участков Волго-Ахтубинской поймы: а - верхний (Капустин
Яр), б - средний (Цаган-Аман), в - нижний (Замьяны)
/ - современная пойма: а - молодая, б - зрелая; 2 - древняя "ериковая" пойма: а - переработанная Ахтубой,
б - переработанная второстепенными пойменными протоками; 3 - уступы на пойме; 4 - наложенные
прирусловые валы; 5 - пойменные гривы; 6 - пойменные берега: а - неразмываемые, б - размываемые; 7 -
террасовые коренные берега: а - размываемые, б - неразмываемые; 8 - линии поперечных профилей
наоборот, эоловой аккумуляции. В последнем случае их относительная высота увеличи¬
вается еще на 2-3 м. Сложена современная пойма позднеголоценовыми русловыми
разнозернистыми песками и подстилающими их суглинками.
Современную пойму по возрасту образования и характеру рельефа можно подразделить
на две генерации: молодую и зрелую поймы. К молодой пойме относятся участки, начавшие
образовываться не ранее 200-300 лет назад при зарастании побочней и осередков. Они
находятся у выпуклых берегов всех излучин как главного русла, так и рукавов. Участки
молодой поймы, как правило, покрыты ивняком, растущим на песке: почвенный покров
здесь развит слабо. Молодая пойма отчетливо просматривается на всех трех фрагментах
геоморфологической карты (рис. 1 - а, б, в).
Зрелая пойма, образовавшаяся на протяжении последних 4 тыс. лет, имеет поздне¬
голоценовый возраст и фиксирует положение русла Волги на различных этапах ее
развития. К зрелой пойме относятся все крупные волжские острова (Царалев, Краснолытов,
Скрынников, Тренин), прибрежные массивы (пос. Цаган-Аман) и шпоры излучин (рис. 1 - в).
Она покрыта зарослями ивы, тополя и дуба, перемежающимися с луговыми участками на
дерново-слоистых почвах.
Древняя тыловая пойма расположена исключительно слева от главного русла Волги.
Литологический состав, стратиграфия и раннеголоценовый возраст слагающих ее осадков
указывают на волжское происхождение этой части Волго-Ахтубинской поймы, а ее
положение относительно русла главной реки свидетельствует о направленном смещении
русла Волги вправо. За длительный период существования древней поймы в условиях
постоянно удаляющегося главного русла с его высокими половодьями первичный волжский
рельеф оказался полностью переработан в процессе деформации русел пойменных рукавов.
64

Древняя пойма также разделяется на две генерации: большая ее часть представлена так
называемой "ериковой" поймой, переработанной малыми пойменными протоками четвер¬
той группы. Рельеф этой поймы мелкогривистый, мелко мозаичный; поверхность сильно
заозерена и заболочена. Пойменные проточки имеют большую кривизну и малый шаг (0,2—
0,5 км). Возраст ериковой поймы в ее верхней части датируется ранним голоценом; вниз по
течению ее возраст уменьшается до среднеголоценового, так как она образовывалась по
мере заполнения Пра-Волго-Ахтубинского ингрессионного залива (рис. 1 - а, б, в). Вместе с
тем, следует отметить, что переработка древней поймы ериками происходила на протяже¬
нии всего голоцена, и возраст мелких грив и ложбин на ней может быть даже современным.
К другой генерации относится пойма Ахтубы и равноценных с ней пойменных рукавов.
Сегментно-гривастая пойма, которая образуется у выпуклых берегов излучин, отличается
более крупными массивами и элементами первичного рельефа на них. Радиусы кривизны
грив на ахтубинской пойме составляют 1,0—1,5 км, восстановленные шаги сформировавших
их излучин - 2-3 км. На представленных геоморфологических схемах крупногривистая
сегментно-гривистая ахтубинская пойма выделяется отдельными полосами среди лево-
бережной ериковой поймы. Наряду с гривами на берегах Ахтубы существуют наложенные
прирусловые валы с высотами не более 1,5 м.
Возраст поймы Ахтубы определяется неоднозначно: в тех местах, где размах гори¬
зонтальных русловых деформаций был достаточно большим, ее пойма имеет, по-видимому,
позднеголоценовый возраст, синхронный возрасту образования современной волжской
поймы. Там, где пойма Ахтубы узка и фрагментарна (например, по линиям Цаган-Аман -
бугор, Черный Яр - Батаевка) бурением верхнеголоценовые осадки не обнаружены: Ахтуба
здесь течет среди нижнеголоценовых отложений. Обращают на себя внимание большие
размеры сегментов и меньшая кривизна грив на пойме Ахтубы по сравнению с размерами
ее современных излучин. Любопытно также, что кривизна грив на пойме Ахтубы на нижнем
участке (Замьяны - Досанг) меньше по сравнению с вышележащими - здесь радиусы
кривизны излучин увеличиваются с 1,5 до 3,0 км и становятся равными аналогичным
параметрам современного русла. На нижнем участке Волго-Ахтубинской поймы (рис. 1-е)
отчетливо видно, что сегменты крупногривистой поймы занимают значительно большие
площади среди ериковой поймы, чем выше по течению.
По-видимому, во время формирования нижних участков древней Волго-Ахтубинской
поймы, в один из периодов стабилизации отступающего моря здесь находилась вершина
дельтового разветвления Волги, подобного современному отделению Бузана по собственно
Волги в 35 км ниже по течению. Левый дельтовый рукав - Пра-Бузан, образовывал крупные
излучины, которые сохранились в первичном пойменном рельефе в виде крупногривистых
сегментов, окруженных сильно измененной ериковой поймой.
Исследование морфологии Волго-Ахтубинской поймы показало весьма сильную
изменчивость высотного положения отдельных элементов рельефа. На рисунке 2 (а, б, в)
показаны поперечные профили поймы на трех ключевых участках, где хорошо видно, что
средняя высота современной поймы несколько выше, чем древней (таблица). Это, очевидно,
является следствием большей контрастности рельефа современной поймы за счет
наложенных прирусловых валов, окаймляющих русла Волги и второстепенных рукавов.
Нередко вся современная зрелая пойма представляет собой слившиеся в процессе
миграции русла наложенные прирусловые валы, что приводит к увеличению в целом
высоты поймы по сравнению со средними значениями в пределах этой пойменной
генерации. Так, на верхнем ключевом участке (Капустин Яр, рис. 2 - а) НПВ на пойме
левого берега Волги (о. Мудунный) достигают высоты 7,5 м над меженным руслом, а весь
правобережный массив зрелой поймы имеет высоты над урезом около 6,5 м. Высота
отдельных грив достигает 8,4 м.
На поперечных профилях среднего ключевого участка (Цаган-Аман, рис. 2-6, таблица)
видно, что все характерные высоты поймы (средние для молодой, зрелой и древней, а также
НПВ) здесь выше на 1,5-3,0 м, чем на выше- и нижележащих участках Волго-Ахтубинской
поймы. Объяснение этому следует искать в структурном сужении долины Волги с 24-28 до
13-14 км. Увеличение удельных расходов воды приводит здесь к местному увеличению
высоты половодий и, следовательно, к росту высоты всей поймы.
В пределах нижнего ключевого участка Волго-Ахтубинской поймы (Замьяны), где был
выполнен анализ серии поперечных профилей в более крупном масштабе, отчетливо видна
разница между контрастной гривистой поверхностью современной поймы Волги и Ахтубы и
выровненными древними массивами ериковой поймы (рис. 2 - в). Обширное понижение
3 Геоморфология, № 3
65

Рис. 2. Поперечные профили через Волго-Ахтубинскую пойму на ключевых участках: а - верхний (А - А1),
б - средний (Б - Б1), в - нижний (В - В1)
1 - наложенные прирусловые валы; 2 - al Q\ - индексы генезиса и возраста пород, слагающих пойму и
подстилающих ее; 3 - 4,5 - относительные высоты поймы (над меженным урезом Волги)
66

Средняя и максимальная высота различных частей Волга-Ахтубинской поймы
(относительно межени Волги)
Наименование
участка
Высота современной поймы, м
Средняя высота
древней поймы, м
средняя
максимальная
Капустин Яр
6,0
8,7
5,6
Цаган-Аман
7,5
11,7
6,7
Замьяны
4,9
10,5
4,1
возле русла Волги на современной пойме отражает, скорее всего, искусственную плани¬
ровку рельефа в польдере. В целом, средняя высота современной поймы выше, чем древней
за счет грив и НПВ. Превышение верхнего края шпоры на Замьянской излучине более чем
на 2 м отражает особенности осадконакопления на пойме, когда наиболее крупный
материал аккумулируется в местах выхода потока на пойму, а не в местах слива с нее.
Помимо анализа поперечных профилей Волго-Ахтубинской поймы, средняя высота
которой связана с возрастом пойменных массивов и их неодинаковым аллювиальным
режимом во время половодья, определенный интерес вызывают изменения высот поймы по
длине реки. На совмещенных продольных профилях русла Волги и ериковой поймы (рис. 3)
прослеживается локальная ступенчатость обоих профилей, связанная, очевидно, с прояв¬
лением солянокупольной тектоники и характером заложения тектонических разломов [10].
Ступени на пойме выражены более четко, так как их положение практически консер¬
вируется сразу после возникновения, тогда как в русле происходит постоянная перестройка
флювиального рельефа водным потоком. На обоих профилях ступени прослеживаются в
районе пос. Ступино, Падь, Черный Яр и Соленое Займище. В обоих случаях они обус¬
ловлены растущими соляными куполами, обнаруженными при помощи сейсмоакусти-
ческого профилирования русла сотрудниками кафедры сейсмометрии и геоакустики
геологического факультета МГУ. Эти купола играют роль своеобразных плотин-водо¬
сливов: ниже них в реке идут интенсивные процессы глубинной эрозии, что и служит
причиной образования ступеней [4]. Повышение поймы выше пос. Цаган-Аман и Замьяны
связано, скорее всего, с тектонически обусловленными сужениями речной долины.
На совмещенных профилях русла и поймы также довольно четко прослеживается
направленное и постепенное снижение высоты поймы относительно меженного горизонта
воды с 7 до 3 м от Енотаевки до вершины дельты, связанное с явлением приустьевого спада.
Последний отчетливо проявляется в распределении уровней половодья на Нижней Волге: до
зарегулирования стока среднемаксимальный подъем уровней воды в районе Волгограда
составлял 9,15 м, в Астрахани - 3,8 м, а в приморской зоне волжской дельты - всего 0,38 м.
Сопряженный анализ поперечных и продольных профилей через Волго-Ахтубинскую
пойму показал, что при относительном подъеме уровней выше 7 м (для дельтового района -
5 м) затапливалась почти вся пойменная поверхность, за исключением высоких грив и
Рис. 3. Совмещенные продольные профили поймы (7) и русла (2) Нижней Волги на участке от г. Ленинск до
п. Красный Яр
Цифрами на профиле показаны относительные высоты поймы (над меженным руслом р. Волги) на разных ее
участках
3*
67

НПВ [3]. Таким образом, до зарегулирования стока во время среднемаксимальных полово¬
дий по Волго-Ахтубинской пойме наблюдался транзитный поток воды глубиной около 2 м.
Руслоформирующие расходы воды проходили при затопленной пойме. При переливе на
пойменные массивы эти потоки формировали половодный рельеф - наложенные
прирусловые валы. После зарегулирования стока Волги среднемаксимальные уровни
половодий снизились на 1,5 м, что, безусловно, уменьшило длительность и глубину
затопления Волго-Ахтубинской поймы: сейчас даже в годы с высокими половодьями она
покрывается водой не более чем на 0,5 м. Однако из-за общего снижения стока взвешенных
наносов довольно активно стали проявляться во время экстремальных половодий русловые
переформирования (размывы пойменных берегов, образование новых пойменных массивов
и наложенных прирусловых валов, заиливание и заболачивание наиболее низких участков
ериковой поймы).
Выводы
1.	Нижняя Волга и сопредельные территории Прикаспийской низменности в плейстоцене
и голоцене были ареной действия многократных трансгрессий Каспийского моря, где
преобладали процессы приближенно-морского осадконакопления. Большая часть долины
Волги ниже Волгограда в раннебакинское, позднехазарское, позднехвалынское время и в
максимальную стадию новокаспийского моря представляла собой залив мелководного моря
с лиманно-дельтовым режимом [11, 12]. В регрессивные стадии Каспия волжский поток,
следуя за понижающимся уровнем моря и энергично перерабатывая древние отложения,
формировал чрезвычайно пеструю в литологофациальном отношении толщу погребенного
аллювия и дельто-лиманных песков [1].
2.	Волго-Ахтубинская пойма по данным бурения и геоморфологического картирования
[2, 4] представляет собой область длительной и устойчивой аккумуляции на довольно
значительном по протяженности участке долины Волги. В результате многолетнего
баланса наносов на этом участке долины Нижней Волги сформировалась констративная
толща и происходит направленное повышение отметок дна русла и долины. Это в свою
очередь накладывает существенный отпечаток на динамику русловых процессов и
формирование поймы. Современными признаками продолжающейся аккумуляции является
наличие наложенной поймы и регрессивный рост островов.
3.	Палеогеоморфологический анализ территории Волго-Ахтубинской поймы свиде¬
тельствует о направленном смещении русла Волги в сторону правого борта долины и
формировании на левобережье обширного пойменного массива. Значительные по площади
участки правобережной поймы были сформированы позднее, после перемещения главного
русла Волги под обрывы правого борта долины. Древняя (раннеголоценовая) пойма
впоследствии была сильно переработана Ахтубой и другими крупными пойменными
протоками и мелкими ериками. Сравнительный морфометрический анализ древних совре¬
менных русловых форм свидетельствует о большей водности Ахтубы на ранних стадиях
формирования русла.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Горецкий Г.И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. М.: Наука, 1966. 412 с.
2.	Природа и сельское хозяйство Волго-Ахтубинской долины и дельты Волги. М.: Изд-во МГУ, 1962.
449 с.
3.	Савельева Т.С., Усачев В.Ф. Дешифрирование затоплений Волго-Ахтубинской поймы по материалам
съемок с ИСЗ "Метеор" //Тр. ГГИ. Л.: 1985. Вып. 1. С. 81-92.
4.	Самборский Ю.П. К вопросу о генезисе рельефа Волго-Ахтубинской долины и его изменении под
воздействием антропогенного фактора // Природные условия и ресурсы Нижнего Поволжья. Волгоград:
1981. С. 15-25.
5.	Аристархова Л.Б. Современный рельеф и глубинное строение Прикаспийской впадины // Гео¬
морфология. 1971. № 4. С. 48-55.
6.	Кленова М.В. Геология дельты Волги //Труды ГОИН. Л.: ГИМИЗ, 1951. Вып. 18 (30). 394 с.
7.	Марков К.К., Лазу ков Г.И., Николаев В. А. Четвертичный период. М.: Изд-во МГУ, 1965. Т. II. 436 с.
8.	Милановский Е.В. Геологический очерк Поволжья. М.: Изд-во М. и С. Сабашниковых, 1927. 143 с.
9.	Чалое Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации русел //
Геоморфология. 1996. № 1. С. 26-36.
68

10.	Деболъский В.К., Долгополова Е.Н., Орлов Л.С., Сеземан В.И. Статистическое описание изменчивости
русла Нижней Волги // Гидрофизические процессы в реках и водохранилищах. М.: Наука, 1985. С. 181—
185.
И. Варущенко С.И., Варущенко А.Н., Клиге Р.К. Изменение режима Каспийского моря и бессточных
водоемов в палеовремени. М.: Наука, 1987. 240 с.
12. Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М.: Изд-во МГУ, 1997. 268 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	29.09.98
MORPHOLOGY AND DYNAMICS OF VOLGA-AKHTUBA FLOOD PLAIN
V.N. KOROTAYEV, A.V. CHERNOV
Sum шагу
The Volga-Akhtuba flood plain is the area of long-term constant accumulation. In the result of multiannual positive
balance of deposits the rise of the river bed takes place as well as growth of valley altitudes. The superimposed flood
plain and regressive growth of islands are the evidences of recent accumulation. Paleogeomorphological analysis leads
to conclusion that Volga channel is moving to the right flange of the valley. Comparison of ancient and recent channel
forms reveals the more water content of Akhtuba at early stages of chanel formation.
УДК 551.435.1(571.6)
© 2000 г. E.B. ЛЕБЕДЕВА
ВРЕМЯ И ПРИЧИНЫ ПЕРЕСТРОЕК РЕЧНОЙ СЕТИ ПРИМОРСКОЙ
ЧАСТИ ЗАПАДНОГО ПРИОХОТЬЯ В ПОЗДНЕМ КАЙНОЗОЕ
Речные системы как наиболее динамичный элемент геоморфологического ландшафта
весьма чутко реагируют на колебание любых параметров внешней среды - будь то темпы и
направленность тектонических движений, количество осадков, температурный режим и
многое другое. Изменения в развитии речных систем выражаются не только в чередовании
эпох углубления или выполнения долин, но и в переформировании плановой конфигурации
речной сети - ее перестройках.
В приморской части Западного Приохотья - достаточно активном в геоморфологичес¬
ком плане регионе, включающем серию относительно небольших речных бассейнов (реки
Мутэ, Немуй, Лантарь имеют шестой порядок), перестройки речной сети в позднем кайно¬
зое были весьма многочисленны. Что же послужило причинами этих перестроек, каковы
были особенности их временной и пространственной приуроченности, связь с этапами
развития рельефа в целом?
Хребет Джугджур является водоразделом Северного Ледовитого и Тихого океанов.
Поперечный профиль хребта асимметричный: северо-западный склон полого снижается к
плоскогорьям Сибирской платформы, а юго-восточный крутыми уступами спускается к
Охотскому морю. Реки северо-западного склона (бассейн р. Алдан) протяженные, имеют
слабые уклоны, их широкие корытообразные долины с обширными террасами, как правило,
преобразованы склоновыми процессами в пологие террасоувалы. Реки юго-восточного
склона (а именно их бассейны и будут нас интересовать) имеют горный и полугорный
характер, они короткие и порожистые. В верховьях их долины имеют вид ущелий (глубина
расчленения в пределах хребтов достигает 1000 м), у подножий и в депрессии они
становятся U-образными и трапециевидными.
Линия водораздела охотоморского и алданского бассейнов часто не совпадает с мак¬
симальными высотными отметками хр. Джугджур. Здесь прослеживаются следы многочис¬
ленных перехватов реками охотоморского бассейна верховьев рек алданского бассейна, в
результате которых произошло смещение линии водораздела к северо-западу (рис. 1).
Многочисленные следы перестроек и в пределах межгорной Лантаро-Немуйской депрессии,
отделенной от моря хребтом Прибрежным. Фрагменты древних долин сохранились здесь в
69

Рис. 1. Современная речная сеть и фрагменты древних долин Лантаро-Немуйской депрессии
1 - седловины с аллювиальными отложениями (фрагменты древних речных долин), 2 - комплексы речных
террас, 3 - участки перехватов речных долин в результате регрессивной эрозии, 4 - области аккумуляции
ледниковых и водно-ледниковых отложений, 5 - перехват реки морем в результате абразии 6 -
воздымающиеся купольные структуры (гранитные массивы), 7 - осевая часть хребта Джугджур, 8 - осевая
часть хребта Прибрежного, 9 - линии профилей и их номера
виде корытообразных седловин на сниженных междуречьях (нередко с остатками древних
аллювиальных толщ), их положение также реконструируется по аномальному рисунку
речной сети. В прибрежной части территории установлены участки перехватов рек морем.
Среди причин указанных перестроек могут быть названы дифференцированные неотекто-
нические движения, формирование и деградация оледенений, аккумуляция в долинах
аллювиальных, ледниковых и водно-ледниковых отложений, регрессивная эрозия, абразия,
а также совокупность нескольких факторов.
Восстановление истории развития рельефа региона и анализ особенностей формиро¬
вания рыхлых отложений (их состава, возраста и условий залегания) позволили установить
пространственные и временные закономерности распределения различных типов пере¬
строек речной ести исследуемой территории.
Наиболее древние фрагменты речной сети региона относятся к олигоцену. Согласно
имеющимся на настоящий момент материалам [1-3 и др], рельеф исследуемой территории в
этот период был близок равнинному с фрагментами низкогорного в осевых частях
хр. Джугджур. Речная сеть имела равнинный характер, водотоки были перегружены тонким
материалом, поступавшим с пологих склонов. Единичные фрагменты олигоценовой речной
сети с продатированными аллювиальными и аллювиально-пролювиальными отложениями
сохранились на современных водоразделах южной оконечности хребта Джугджур, а также в
пределах Учуро-Батомгского и Юдомо-Майского нагорий (в бассейнах рр. Кун-Маньё, У чур,
Кандык и др.), однако, это не позволяет провести детальную реконструкцию палеосети
исследуемой территории для этого временного интервала.
Приуроченность низкогорного рельефа в этот период к осевой части современного
хр. Джугджур дает возможность предполагать относительно близкое современному положе¬
70

ние линии водораздела между Тихим и Северным Ледовитым океанами. В то же время
протяженность и конфигурация долин восточного склона хр. Джугджур в значительной
степени отличалась от нынешней. По сути дела, в настоящее время сохранились лишь
верхние звенья речной сети бассейна Тихого океана - бывшей единой системы пра-Уды, так
как ее средние и нижние звенья располагались в пределах современного шельфа и оказа¬
лись затоплены из-за последовавшего позднее общего прогибания впадины Охотского моря
[1,4-6].
Восстановление этой речной сети в той или иной мере происходило во времена плейсто¬
ценовых регрессий морского бассейна в периоды оледенений, когда уровень моря опускался
до 100 и более метров ниже современного [7-9]. Изучение рельефа охотоморского шельфа
и опробование донных отложений позволили И.Г. Вейнбергсу [5, 6] провести частичную
реконструкцию затопленной речной палеосети. При повышении уровня моря в межлед¬
никовья среднего и позднего плейстоцена на шельфе шли активные абразионные процессы,
размыв и переотложение накопившихся ледниковых и флювиогляциальных осадков,
переформирование речных долин и при длительном стоянии уровня моря - образование
характерных береговых форм (валов, кос и др.).
В случае превышения морем современного уровня активная абразия шла и на побережье.
Правда, возможность такого превышения в плейстоцене отрицается такими иссле¬
дователями Охотского моря и Западного Приохотья как А.П. Кулаков [8] и Ю.Ф. Чемеков
[2, 10]. Однако материалы наших полевых работ [11, 12], а также данные А.М. Короткого и
Г.П. Скрыльника [13] по Приморью и результаты глобальных обобщений изменения уровня
Мирового океана в плейстоцене и голоцене, проведенных А.О. Селивановым [9], свиде¬
тельствуют о превышении современного уровня моря для Приохотья не только в голоцене
(до +4-6 м), но и в межледниковье начала позднего плейстоцена (Q\) - до +10-12 м, а также,
вероятно, и в первой половине среднего плейстоцена.
Таким образом, на протяжении позднего кайнозоя происходили значительные колебания
уровня морского бассейна, и хотя изучение динамики Охотского моря и не является целью
нашей работы, однако мы не могли не коснуться этого вопроса, так как положение
морского бассейна в кайнозое во многом определило характер и тенденции развития рек
восточного склона хребта Джугджур.
Вопрос о границах морского бассейна в неогене изучен пока слабо. Полагают, что
к миоцену западная граница моря располагалась еще близ внешней границы шельфа, а сам
"шельф" представлял собой, как и исследуемая территория в целом, единую поверхность
выравнивания [2]. Тектоническая активизация территории с воздыманием отдельных
крупных блоковых структур (в том числе хребтов Джугджур и Прибрежный) и оформле¬
нием Лантаро-Немуйской межгорной депрессии сопровождалась постепенным дальнейшим
прогибанием впадины Охотского моря и втягиванием в это прогибание окружающей ее с
запада и северо-запада суши с образованием шельфового мелководья, о чем свидетельст¬
вует наличие переслаивающихся морских и континентальных осадков миоценового воз¬
раста в Охотской и Мареканской впадинах [2, 6]. При этом происходило оживление
Джугджурского разлома и образование серии новых нарушений северо-восточного прости¬
рания, отграничивающих погружающиеся структуры охотоморского шельфа от поднимаю¬
щихся структур Джугджура.
Дифференцированность рельефа возрастала, увеличивалась площадь низкогорных
массивов. В долинах западного склона хребта врезание и размыв начала раннего миоцена
сменились аллювиальным, аллювиально-пролювиальным осадконакоплением в условиях
динамичных потоков равнинного и полугорного типа, возникали подпрудные аллювиально¬
озерные бассейны. У подножий воздымающихся структур формировались аллювиально¬
пролювиальные шлейфы [14]. На участках выходов карбонатных пород увеличилось
влияние карстовых процессов (углубление и усложнение карстовых полостей) на развитие
долинной сети.
В плиоцене граница морского бассейна также располагалась гораздо восточнее совре¬
менной: море занимало центральную часть современной акватории, морские осадки этого
времени обнаружены на возвышенности Академии наук (-943 м). Однако положение гра¬
ницы на протяжении плиоцена, по-видимому, очень менялось: на это указывают находки в
приустьевой части р. Уды на глубине около -20 м относительно современного уреза
отложений, содержащих морские плиоценовые диатомеи. А так как Удская депрессия,
согласно геологическим материалам, в мезо-кайнозое имела устойчивую тенденцию к
прогибанию, что подтверждается и современными данными повторного нивелирования [15],
71

Рис. 2. Строение долин СВ-ЮЗ простирания в пределах Лантаро-Немуйской депрессии
1 - рыхлые аллювиальные отложения, 2 - коренные породы, 3 - номер линии профиля (см. рис. 1)
то положение моря могло быть и выше отметки "-20 м" - например, уже близ современного
уреза.
К раннему плиоцену в пределах оформившейся Лантаро-Немуйской депрессии сущест¬
вовали водотоки равнинного типа, а в центральной ее части - полупроточные водоемы.
Здесь в условиях спокойного гидродинамического режима шло накопление тонкого
аллювиального, аллювиально-озерного и склонового материала.
Активная перестройка рельефа территории, в процессе которой он приобрел черты
близкого современному низко-среднегорья, произошла в среднем - начале позднего плио¬
цена [3]. Она сопровождалась также значительным переформированием долинной сети с
врезанием ее на отдельных участках на глубину до нескольких сот метров. Сформи¬
ровавшаяся в этот период речная сеть по своей конфигурации в целом была близка
современной, о чем свидетельствует положение аллювиальных осадков конца позднего
плиоцена - начала раннего плейстоцена, как правило, уже в пределах современных долин.
Последующее развитие территории характеризовалось затухающими дифференцирован¬
ными тектоническими движениями небольшой амплитуды и интенсивности. Шло возды-
мание осевых частей хребтов и их прогрессирующее расширение за счет депрессий, а в
пределах самой депрессии - разнонаправленные блоковые движения. Все это обусловило
неоднократную смену процессов врезания водотоков аккумуляцией рыхлых отложений в
долинах. Глубина расчленения территории на отдельных участках достигла 1000 м (при
максимальных абсолютных отметках едва превышающих 1900 м). Тектонические движения
происходили на фоне значительных колебаний климата с общим его похолоданием и
континентализацией [12], что также не могло не сказаться на развитии речных систем
территории и обусловило неоднократные их реорганизации.
В позднеплиоцен-раннеплейстоценовое время развитие речных долин характеризовалось
неоднократным чередованием эпох их углубления (до современного уровня) и выполнения
(до 40-60 и даже до 100-120 м), обусловленным как климатическими причинами (чере¬
дование сухих и влажных периодов), так и тектоникой: дифференцированными блоковыми
движениями в пределах депрессии и соседних хребтов (включая "всплывание" гранитных
массивов).
К этому времени относятся многочисленные как внутри-, так и межбассейновые
перестройки рек, принадлежащих бассейнам рек Мутэ и Немуй (см. рис. 1). Неравномерное
воздымание отдельных фрагментов хребтов, обрамляющих депрессию, друг относительно
друга или относительно блоков центральной части депрессии вызвало постепенное
72

смещение долин к одному из ее бортов, а также обусловило асимметричное строение долин
параллельных им рек (Улайкан, Авлаякан и др.) с формированием лестницы террас на
прилегающем к хребту склоне (рис. 2) [16]. С ростом купольных структур (например,
г. Мотон) связано центробежное строение речной сети на этих участках, а также
постепенное смещение обрамляющих их дугообразных фрагментов водотоков к периферии
поднятия с формированием асимметричных долин с аналогичной лестницей террас. Под¬
нятие отдельных блоков в центральной части депрессии, возникновение порогов стока при
опережающем росте хр. Прибрежного (по сравнению со скоростью врезания пересекающих
его рек), также приводило к межбассейновым перестройкам. Сохранились следы неодно¬
кратного перераспределения стока между реками Мутэ и Немуй, Мутэ и Лантарь с форми¬
рованием подпрудных озерно-аллювиальных водоемов.
Пока однозначно не установлено происхождение резкого сужения долины р. Мутэ ниже
впадения р. Орого: является ли этот участок антецедентным или же это место перехвата
бывшего притока р. Немуй одним из водотоков западного склона хр. Прибрежного в
результате регрессивной эрозии по тектонически ослабленной зоне на периферии ку¬
польного массива Мотон. Судя по характеру планового рисунка притоков р. Мутэ, по¬
следнее предположение кажется нам более вероятным, однако, время разделения бассейна
пра-Немуя на два самостоятельных - Мутэ и Немуя - однозначно определить пока не
представляется возможным. Данные петрографического анализа галечников из базального
горизонта террасового аллювия р. Мутэ у входа в это сужение свидетельствуют о том, что
по крайней мере ко второй половине среднего плейстоцена долина уже имела свою
нынешнюю конфигурацию и по ней осуществлялся вынос материала с Джугджурского
анортозитового массива. Не исключен и более древний возраст этой пачки галечников,
подстилающей осадки конца среднего плейстоцена, - об этом свидетельствует хорошая
окатанность материала (АГ0кат = 2,1) и наличие плотных омарганцованных и ожелезненных
глинистых корок на поверхности гальки, что характерно для отложений раннего и начала
среднего плейстоцена. Однако вследствие маломощности пачки и бедности ископаемой
палинофлоры более точная возрастная привязка горизонта невозможна.
В начале среднего плейстоцена в верхних звеньях речной сети шло интенсивное врезание
и размыв, приводившие к повсеместному уничтожению и переотложению рыхлых образо¬
ваний, еще сохранявшихся в приводораздельных частях хребтов: древних кор выветривания,
аллювиальных и ледниковых толщ. Накопление полигенетических осадков, образовавшихся
в результате перемыва и переотложения этих разнородных и разновозрастных отложений
происходило в нижних и средних звеньях речной сети, что обусловило дальнейшие пере¬
стройки речной сети на этих участках. Последовавшее за мощной аккумуляцией углубление
водотоков нередко пространственно не совпадало с положением древних врезов, благодаря
чему в прибортовых частях современных долин сохранились отдельные фрагменты более
древних, выполненных 40-70-метровыми толщами осадков начала среднего плейстоцена
(среднее течение р. Немуй, низовья р. Киран).
Следующий этап активного переформирования речной сети относится к концу средне¬
го - началу позднего плейстоцена. Он был связан с развитием и последующей деградацией
полупокровного алданского оледенения. Основными причинами перестроек были, во-пер¬
вых, выполнение долин мощными толщами ледниковых и водно-ледниковых отложений и
массовые накопления этих осадков у подножий хребтов, а во-вторых, перегораживание
речных долин ледниками. В зависимости от соотношения параметров водотока и ледника
происходило: а) отжимание водотока к противоположному борту и формирование харак¬
терного изгиба коренного борта долины (нижнее течение р. Немуй); б) перегораживание
долины с формированием подпрудных озер иногда весьма солидных размеров, что нередко
приводило к значительным перестройкам гидросети. Так, глубина подобного озера в
среднем течении р. Немуй достигала 200 м, а его площадь составляла не менее 400 км2.
Третьей причиной послужили особенности деградации оледенения на приморских и
внутриконтинентальных склонах хребта Джугджур, обусловленные экспозицией склонов,
характером атмосферной циркуляции и различием параметров рельефа (его расчленен¬
ности и уклонов) на западном и восточном склонах хребта. В силу особенностей экспозиции
и рельефа деградация ледников юго-восточного склона началась раньше и шла более ин¬
тенсивно благодаря большему притоку солнечной радиации, большим уклонам поверхности
и, следовательно, большей эрозионной активности водотоков, а также большему коли¬
честву осадков в жидкой фазе, концентрировавшихся тоже преимущественно на юго-
восточном склоне. Все это привело к постепенному смещению линии ледового водораздела
73

по сравнению с линией орографического водораздела к северо-западу, что в свою очередь
обусловило массовые перехваты верховьями рек охотоморского бассейна верховьев рек
алданского бассейна. Следы этих перехватов прослеживаются на всем протяжении хребта
Джугджур (рр. Етара-Магей, Мутэ-Тунум, Одора-Батомга и др.).
Многие исследователи Приохотья и сопредельных регионов Сибири и Дальнего Восто¬
ка - Г.И. Худяков с коллегами [17], С.С. Коржуев и Г.Ф. Уфимцев [18] связывают
формирование этих и других перехватов в приводораздельной части вершинного пояса гор
и в частности, Джугджура, с активной регрессивной эрозией рек охотоморского бассейна и
существованием поперечных тектонических нарушений, что, с одной стороны, ослабляет
прочность коренных пород, а с другой, - способствует дополнительному питанию верховьев
водотока подземными водами, что в совокупности и позволяет осуществить перехват. В
целом, с этими исследователями нельзя не согласиться, однако имеющиеся в нашем
распоряжении материалы полевых наблюдений, результаты анализа вещественного состава
отложений, выполняющих перехваченные долины, и данные палинологического анализа,
проведенного И.А. Каревской, свидетельствуют о непосредственной связи перехватов с
этапом деградации алданского оледенения (Q\ - Q\), что и позволяет нам предложить иную
модель осуществления перехватов в приводораздельной части хребта Джугджур.
Трансгрессия морского бассейна в наступившее затем межледниковье, достигавшая, по
нашим данным, не менее +10-12 м выше современного уреза, вызвала усиление абразии и
перехваты рек морем в прибрежной части территории. Наиболее ярким примером подоб¬
ного перехвата является долина р. Нигай (бывший приток Лантаря). В приустьевой части
современной долины р. Нигай вдоль берега моря прослеживается террасовидная поверх¬
ность, которая постепенно переходит в седловину, сложенную песчаными и галечно¬
валунными осадками. На аллювиальный генезис террасы указывал Г.Ф. Уфимцев [19], наши
детальные исследования седловины и террасы привели к заключению об идентичности
слагающих их толщ, литолого-минералогический состав которых позволяет однозначно
определить их как древний аллювий р. Нигай [3, 12].
Одна из наиболее крупномасштабных и впечатляющих перестроек долинной сети иссле¬
дуемой территории, приведшая к смещению водораздела между бассейнами рек Лантарь и
Уйка почти на 30 км к северо-востоку, произошла благодаря сочетанию ряда факторов.
Результаты проведенных исследований свидетельствуют о том, что 980 ± 200 тыс. лет назад
(здесь и далее ТЛ-датировки получены О.А. Куликовым [12]) самый крупный приток
Лантаря - р. Таймень принадлежал бассейну р. Уйка. Опробование разновозрастных аллю¬
виальных и водно-ледниковых отложений в нижнем течении современной долины р. Тай¬
мень (рис. 3) подтверждает значительные изменения области питания реки на протяжении
позднего кайнозоя. Так, в верхнеплиоценовом аллювии (возраст отложений 980 ± 200 тыс.
лет) доминировал (58%) материал, поступавший в результате размыва анортозитового
массива, слагающего центральную часть хребта Джугджур. Аналогичные по петрографи¬
ческому составу осадки были вскрыты и на седловине на междуречье правых притоков
Тайменя в его нижнем течении - руч. Анях и Светлый (см. таблицу). В современном же
аллювии р. Таймень существенно преобладают (60-87%) выходящие северо-восточнее
породы гранитного ряда (граниты, гранодиориты и др.), слагающие верховья нынешней
долины р. Таймень - отроги хребтов Прибрежного и Промежуточного. Осадки конца
среднего плейстоцена (140 ± 45 тыс. лет) по своему петрографическому составу занимают
промежуточное положение.
Петрографический состав галечного материала из разновозрастного аллювия
р. Таймень (нижнее течение)
Опробованные отложения, их возраст (ТЛ-датировки)
Петрографический сос¬
тав галечного материа¬
ла, %
анортозиты
гранитоиды
1. Современный аллювий
2-8
60-87
2а. Аллювий III террасы (140 ± 45 тыс. лет)
32
40
26. Аллювий в цоколе III террасы (980 ± 200 тыс. лет)
58
14
3. Древний аллювий на междуречье руч. Анях - Светлый
50-56
16
74

Рис. 3. Схема геоморфологического строения бассейнов рек Таймень и Уйка
Положение русел рек и направление их течения: 1 - современные, 2 - древние; 3 - фрагменты древней
долинной сети, сохранившиеся в виде террас и корытообразных седловин; 4 - аллювиальные отложения; 5 -
ледниковые и водно-ледниковые отложения (Q\ и (?з возраста); 6 - анортозиты; 7 - гранитоиды; 8 -
прочие породы; 9 - осевые части хребтов; 10 - фрагмент границы палеобассейна р. Лантарь; положение
водораздельной седловины между бассейнами Лантаря и Уйки: 11 - современное, 12 - древнее; 13 - возды¬
мающаяся купольная структура (массив г. Нядалы); 14 - точки опробования рыхлых отложений (указанные
номера соответствуют таковым в таблице)
Древний водораздел Лантаря и Уйки проходил к северо-востоку от устья современного
правого притока р. Таймень - р. Джагдажинды, который вместе с Анняхом и формировал
пра-Таймень, размывавший преимущественно поля развития анортозитов. В настоящее
время месту древнего водораздела соответствует резкое сужение долины р. Таймень,
обрамленное отрогами хр. Прибрежного (925 м) и Промежуточного (588 м), глубина самой
долины превышает здесь 400 м. Далее к северо-востоку (выше по течению) долина
р. Таймень вновь расширяется до 2-5 км, вдоль ее юго-восточного борта прослеживается
серия пологих корытообразных седловин, на которых вскрываются сильно выветрелые
отложения с преобладанием гальки и мелких валунов преимущественно гранитов и грано-
диоритов. Седловины нередко отделены от русла небольшими эрозионными останцами в
виде округловершинных сопок. Современный водораздел бассейнов Лантаря (Тайменя) и
Уйки представляет собой широкую седловину у подножья горы Унычья (или Нядалы) -
одного из высоких (1416 м) гранитных массивов в пределах хр. Прибрежного с прекрасно
сохранившимися формами экзарационного рельефа и мощными полями ледниковой
75

Рис. 4. Деформация продольного профиля пра-Уйки в результате роста массива г. Нядалы
Продольный профиль и направление течения рек: 1 - современные, 2 - древние; 3 - корытообразные
седловины - фрагменты древней долинной сети; 4 - ледниковые отложения; 5 - гранитный массив г. Ня¬
далы; 6 - воздымание гранитного массива
аккумуляции по периферии. Эти аккумулятивные образования спускаются в долины как
р. Таймень, так и Уйки, в значительной степени перекрывая их.
Механизм этой межбассейновой перестройки представляется нам следующим. В
результате "всплывания" гранитного массива г. Унынья (Нядалы) в позднеплиоцен-ранне-
плейстоценовое время происходила постепенная деформация продольного профиля долины
древней Уйки. В конце среднего плейстоцена во время максимального алданского оледе¬
нения ледники, спускавшиеся с этого массива, полностью перекрыли долину, а после их
отступания здесь сохранились толщи ледникового материала мощностью до 20-30 м. Это и
явилось той самой "последней каплей", которая привела к изменению направления стока в
верхней части долины пра-Уйки на противоположное, что и обусловило смещение водо¬
раздела между бассейнами Уйки и Лантаря почти на 30 км к северо-востоку. Оледенение в
данном случае, однако, лишь ускорило процесс перехвата, основной же причиной пере¬
стройки явилось "всплывание" гранитного массива, что привело к постепенному расчле¬
нению долины на два самостоятельных участка (рис. 4). Не исключен, однако, и такой
вариант, что перестройка произошла несколько ранее - еще до оледенения.
Величина деформации высотного положения фрагментов палеодолины р. Уйки, сохра¬
нившихся в виде корытообразных седловин с аллювием, с определенной долей условности
позволила рассчитать приблизительную скорость воздымания купольного массива Нядалы.
Высотные отметки седловин в верховьях древней Уйки (близ древнего водораздела) состав¬
ляют около 230 м над у.м., а высота современной водораздельной седловины Таймень-Уйка
близ купольного массива - 530 м. Очевидно, что высота этого участка в долине пра-Уйки не
могла превышать 230 м, а при "нормальном" продольном профиле реки она должна была
составлять около 80 м. Следовательно, к моменту расчленения долины на два самостоя¬
тельных фрагмента приблизительно 140 ± 45 тыс. лет назад (или несколько ранее) этот
участок долины (современная водораздельная седловина), располагавшийся на периферии
гранитного массива, должен был быть поднят по крайней мере до высоты 230 м, то есть на
150 м, на что потребовалось около 840 тыс. лет или более. Таким образом, скорость
воздымания за это период может быть приблизительно оценена как порядка ~ 0,18 мм/год.
За последующие 140 тыс. лет эта седловина поднялась еще на 300 м (до своего нынешнего
положения), то есть скорость ее поднятия составила около 2,14 мм/год. Эти величины мы
можем рассматривать как приблизительные оценки скорости всплывания гранитного
массива в позднем кайнозое (рис. 4).
По данным повторного нивелирования и уровнемерных наблюдений, результаты кото¬
рых описаны С.Б. Золотарской с соавторами [15], воздымание хребта Прибрежного в
районе массива г. Нядалы составляет в настоящее время около 5,3 мм/год, а хребта Джуг-
джур - 4,3 мм/год. Но нельзя забывать, что все эти движения носят сложный колебательный
характер и суммарная их величина за более длительный этап имеет гораздо меньшее
абсолютное значение, чем данные единичных кратковременных замеров.
Процесс переформирования долинной сети исследуемой территории продолжатся и в
настоящее время. В прибрежной части территории, например, намечаются перехваты
морем правых притоков р. Немуй в его нижнем течении, что со временем (при наличии
определенных благоприятных условий) может спровоцировать и более крупную перестрой¬
ку, например, отсечь современные низовья р. Немуй. Небольшой ручей, бывший приток
76

р. Авлаякан (бассейн Северного Ледовитого океана) в приводораздельной части
хр. Джугджур в настоящее время бифуркирует, и один из его рукавов впадает по-прежнему
в Авлаякан, а другой - уже в Киранкан (бассейн Охотского моря). Однако неизбежно, что
со временем рукав, впадающий в Киранкан, за счет регрессивной эрозии углубится сильнее,
сконцентрирует в себе весь сток и, следовательно, водораздел между Тихим и Северным
Ледовитым океанами сместится еще к северо-западу.
Выводы
1.	На протяжении миоцена и раннего плиоцена речная сеть региона претерпела сложные
преобразования, обусловленные, с одной стороны, горообразованием в северо-западной
части территории, а с другой - затоплением ее юго-восточной части в связи с прогибанием
впадины Охотского моря. В настоящее время сохранились лишь верхние звенья этой речной
сети, которая частично восстанавливалась в периоды ледниковых регрессий морского
бассейна.
2.	Для позднеплиоцен-плейстоценового этапа развития рельефа исследуемой территории
был характерен ряд эпох с активным переформированием речной сети. Мы можем выде¬
лить по крайней мере три таких эпохи. Позднеплиоцен-раннеплейстоценовая, обуслов¬
ленная главным образом тектоникой (активные блоковые движения в пределах депрессии и
по ее периферии) и колебаниями влажности климата; преобладали широкомасштабные
внутри- и межбассейновые перестройки. В начале среднего плейстоцена в верхних звеньях
речной сети доминировала активная эрозия, обусловленная воздыманием и, по-видимому,
возросшей влажностью климата. Происходило наращивание протяженности долин за счет
регрессивной эрозии, а в нижних звеньях речной сети перестройки были обусловлены
аккумуляцией. В конце среднего - начале позднего плиоцена переформирование речной
сети было связано с развитием мощного полупокровного оледенения, а также обусловлено
спецификой его деградации и трансгрессией морского бассейна в последующее за ним
межледниковье.
3.	Пространственно перестройки были приурочены преимущественно к Лантаро-Не-
муйской депрессии, где преобладали блоковые движения разного знака, а меньшая глубина
расчленения рельефа (редко превышавшая 100-120 м) позволяла водотокам, долины
которых оказывались заполнены рыхлыми отложениями, легко покидать их пределы и
"блуждать" по депрессии. В пределах хребтов, испытывавших устойчивое воздымание,
положение долин было более стабильным.
4.	Особый вклад в переформирование долинной сети внесло полупокровное алданское
оледенение конца среднего плейстоцена. Наличие мощных ледниковых покровов, а затем
полей и толщ ледниковых и водно-ледниковых отложений существенно изменило топогра¬
фию исходной поверхности, что обусловило и разномасштабные изменения речного стока.
5.	Перестройки в прибрежной части территории, обусловленные затоплением обширных
территорий и(или) активной абразией, были приурочены к периодам трансгрессий морского
бассейна, превышавших уровень моря, характерный для более ранних этапов формирования
речной сети. Подобные явления наиболее широко были распространены в миоцен-плио-
ценовое время, сохранились следы активизации абразии в начале позднего плейстоцена
(<2з), вполне вероятно, что она была характерна и для начала среднего плейстоцена (б!)*
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Скотаренко В.В. Новейшая тектоника Учуро-Майского района и некоторые вопросы анализа формы
склонов: Автореф. дне. ... канд. геогр. наук. М.: ИГ АН, 1968. 25 с.
2.	Чемеков Ю.Ф. Западное Приохотье. М.: Наука, 1975. 123 с.
3.	Лебедева Е.В. История развития рельефа и неоген-четвертичные отложения Западного Приохотья:
Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1991. 28 с.
4.	Линдберг Г.У. Четвертичный период в свете биогеографических данных. М. - Л.: Идз-во АН СССР,
1955. 335 с.
5.	Вейнбергс И.Г. Затопленные речные долины на шельфе и связь их образования с колебаниями уровня
Мирового океана (на примере шельфа Восточно-Сибирского моря и юго-западной части Охотского моря)
// Геоморфология и палеография шельфа: М-лы XII пленума Геоморфологической комиссии. М.: Наука,
1978. С. 37-42.
77

6.	Вейнбергс И.Г. Древние берега Советской Балтики и других морей СССР: Особенности распрост¬
ранения, генезиса и сохранности. Рига: Зинатне, 1986. 168 с.
7.	Марков К.К., Суетова И. А. Эвстатические колебания уровня океана // Современные проблемы
географии. М.: Наука, 1964. С. 149-156.
8.	Кулаков А.П. Четвертичные береговые линии Охотского и Японского морей. Новосибирск: Наука, 1973.
187 с.
9.	Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских бе¬
регов. М.: Ин-т водных проблем РАН, 1996. 268 с.
10.	Чемеков Ю.Ф. Четвертичные трансгрессии дальневосточных морей и северной части Тихого океана //
Морские берега. Таллин: Изд-во АН Эст. ССР, 1961. С. 155-174.
11 .Лебедев С.А., Фишкин О.Н., Лебедева Е.В., Косолапова М.В. Следы морских ингрессий в пределах
депрессионных морфоструктур юго-западного Приохотья // Прибрежная зона дальневосточных морей в
плейстоцене. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С. 36-52.
12.	Каревская И.А., Лебедева Е.В., Куликов О Л. Последовательность и условия накопления кайнозойских
отложений и тенденции морфолитогенеза в Западном Приохотье // Геоморфология. 1994. № 2. С. 115—
124.
13.	Короткий А.М., Скрыльник Г.П. Природные катастрофы и корреляции геоморфологических событий //
Проблемы геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 152-161.
14.	Васютина Л.Г. Структурно-геоморфологический анализ и золотоносность Станового нагорья: Автореф.
дис. ... канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1976. 30 с.
15.	Золотарская С.Б., Никитенко Ю.П., Уфимцев Г.Ф. Современные вертикальные движения земной коры:
Восточная Сибирь и Дальний Восток // Процессы формирования рельефа Сибири. Новосибирск: Наука,
1987. С. 116-121.
16.	Бредихин А.В., Лебедева Е.В., Фишкин О.Н. К вопросу об асимметрии долин областей неотектонической
активизации (на примере Западного Приохотья) // Геоморфология - наука и практика. М.: МГУ, 1986.
С. 6-12. Деп. в ВИНИТИ 06.02.86 № 871-В.
17.	Худяков ГМ., Кулаков А.П., Короткий А.М. Позднекайнозойские перестройки гидрографической сети в
Южной части Советского Дальнего Востока // Проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука,
1972. С. 419-430.
18.	Морфоструктурный анализ речной сети СССР. М.: Наука, 1979. 304 с.
19.	Уфимцев Г.Ф. Тектонический анализ рельефа на примере Востока СССР. Новосибирск: Наука, 1984.
184 с.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
20.11.98
THE TIME AND SOURCE OF LATE CENOZOIC DRAINAGE NETWORK ALTERATION
IN THE SEASIDE PART OF THE WEST PRIOKHOTYE
E.V. LEBEDEVA
Summary
During Late Cenozoic numerous alterations of the drainage network in the seaside part of the West Priokhotye took
place. Different types of alterations are revealed on the basis of loose sediment analysis and relief formation history. In
the Miocene and Early Pliocene alterations happened due to orogenic movements of land and Okhotsk Sea basin
deepening. In the Late Pliocene-Pleistocene epoch three stages of alteration took place: Late Pleiocene- Early
Plestocene, the beginning of Middle Pleistocene and Middle Late Pleistocene. The Aldan glaciation (Q\) and sea level
changes strongly affected this process. The alterations were situated by the most part in the Lantaro-Nemuyskaya basin,
where differential block movements prevailed.
78

УДК 551.4(084.3):528:942:002.6
© 2000 г. Д.В. ЛОПАТИН
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ ИНДИКАЦИЯ ГЛУБИННОГО
ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ПО ДАННЫМ ОРБИТАЛЬНЫХ
НАБЛЮДЕНИЙ НА ПРИМЕРАХ ВЕРХОЯНЬЯ И ЮГА
ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА
В практике землеведения было замечено, то с появлением орбитальной видеоионфор-
мации и геофизических измерений по мере увеличения генерализации изображения земной
поверхности начинают проявляться структурные неоднородности все более глубоких
горизонтов литосферы. Также оказалось, что все ббльшая плотность корреляционных
связей зрительных образов на космических снимках (КС) наблюдается не с геологическими
средами, а с геофизическими, характеризующими глубинно-геологические тела [1].
Космическое видение глубинно-геологического строения происходит через формы
отображения наиболее консервативной компоненты ландшафта - рельефа поверхности
[2, 3]. Формы рельефа, объединенные в морфоструктуры или криптоморфные образования,
создают зрительное восприятие горизонтального среза глубинно-геологических структур, в
то время как геофизические - характеризуют вертикальную структурную дифференциацию.
Таким образом, совместный анализ видеообразов и геофизического пространства, позво¬
ляет воссоздать объемность структуры земной коры, получить основу для моделирования
тектоносферы. Такой подход можно охарактеризовать как системный, позволяющий
сделать мощный технологический прорыв в землеведении. Возможно, он позволит прибли¬
зиться к разгадке механизма "просвечивания” глубинно-геологических структур на сним¬
ках [4]. С помощью орбитальных исследований оказалось возможным проводить изучение
природных объектов и явлений в лабораторных условиях, что заметно повышает произ¬
водительность труда специалистов и объективность научных обобщений.
Типы связей рельефа с глубинным геологическим строением
Связи рельефа с глубинным геологическим строением и процессами могут иметь не¬
сколько форм выражения на местности. Важнейшими из них являются: прямая, опосредо¬
ванная и криптоморфная.
Прямая связь реализуется наиболее часто и проявляется в виде прямых или обращенных
морфоструктур. Этой проблемой занимается новейшая тектоника, которая оперирует та¬
кими понятиями, как новейший орогенез, морфотектоника и др., где не подвергается сом¬
нению связь рельефа с глубинным строением [5].
Опосредованная связь с глубинными процессами устанавливается после проведения ме¬
тодических преобразований [6]. Она, как правило, реализуется в условиях малоподвижной
литосферы, когда реологические процессы не вызывают горообразования, а создают лишь
условия для автономного движения дискретных блоков земной коры с образованием
брахиформных морфоструктур. Последние часто выражаются на земной поверхности в виде
центрозональных структур [7, 8]. Этот механизм действует в отношении трубок взрыва,
перекрытых маломощным платформенным чехлом, "всплывающих" в горах гранитоидных
массивов [9]. Такое явление хорошо известно для Хибин, Казахстана, Средней Азии и
Забайкалья. Оно характерно для региона с постплатформенным орогенезом [1].
Криптоморфные структуры - это не морфоструктуры в обычном понимании, а скорее
следы, оставленные вялотекущими реологическими процессами, образованные хаосом дис¬
персно-рассеянных, но пространственно упорядоченных малых и средних форм рельефа.
Они, как правило, генетически мало связаны с морфоструктурой региона. Криптоморфные
образования по отношению к морфотектонике являются наложенными. Выявляются они
лучше всего в процессе фотогенерализации дисперсии малых форм на космических изобра¬
жениях в ближней инфракрасной зоне спектра. На щитах этот класс структур выражается в
виде форм препарировки "мертвых" структур субстрата. На платформах и в передовых
прогибах его формируют специфические "мерцающие" структуры. Их феномен мало
изучен. При наземных исследованиях они никак не проявляются. Обнаружение и изучение
их возможно только дистанционными методами, если съемка проведена в узком диапазоне
79

времени весенних месяцев во время цветения травянистой растительности (маков, тюльпа¬
нов и зонтичных). "Мерцающие" структуры ландшафтно тяготеют к зонам пустынь и сте¬
пей. Эффект "мерцания" характерен для открытых обводненных разломов и нефтегазо¬
носных структур в аридных зонах Предкавказского прогиба, в пустынях Средней Азии,
Южной Монголии и в прилегающих районах восточного Забайкалья (Агинская центро¬
зональная структура [8]). "Мерцающие" структуры также относятся к классу крипто-
морфных структур.
Типичные примеры криптоморфных образований - Амазонский линеамент, центро¬
зональные структуры Западно-Сибирской и Прикаспийской низменностей, впадины Конго
[7, 8], структуры, наложенные на линейные орогены активизированных областей. Механизм
их образования не всегда однозначен, так же как и для трансрегиональных линеаментов
ортогональной и диагональной динамопар. Последние часто пересекают даже зоны
коллизии литосферных плит (Памиро-Гималайская [8-10]). Одним из объяснений этого
могут быть ротационные силы, меняющие свое поле напряжений в зависимости от изме¬
нения скорости вращения Земли: суточной, сезонной, многолетней, вековой, галактической
и т.д. [И]. Трифонов и др. [1, 8] объясняют подобные наложения с позиции геодинамики
расслоенной литосферы. В то же время, А.Л. Яншин и Л.К. Зятькова видят в этом явлении
реальность влияния глубинных процессов на морфологию поверхности, природа которой
пока не познана, но в скрытой форме способна передавать информацию о глубинных
структурах [4].
Таким образом, если прямое или опосредованное воздействия на рельефообразование
ясны, или почти ясны, то криптоморфные проявления остаются до сих пор практически
неизученными. Именно по этой причине ниже мы сосредоточим внимание на этой части
проблематики.
Методика изучения связи форм рельефа с глубинными
геологическими процессами
Для того, чтобы скоррелировать казалось бы слабо сопоставимые с рельефом компо¬
ненты глубинного строения и попробовать объяснить механизм "просвечивания" [4], попы¬
таемся показать системную связь различных информационных слоев, отвечающих различ¬
ным географо-геологическим средам. К пониманию этого механизма мы пришли опытным
путем в процессе работы над серией тематических карт разных масштабов. Все они строи¬
лись на основе сопоставления дистанционных, геофизических, тектонических, геологи¬
ческих, и металлогенических данных. Причем, магматизм и металлогения выступали в ка¬
честве индикаторов вещественности глубинно-геологических моделей земной коры [2, 3,
12]. Образ "просвечивания" структур дает фотогенерализация закономерно упорядоченного
пространства, где хаос неупорядоченных структурных форм рельефа малых размеров ото¬
бражает зональность напряжений в коро-мантийном слое и характер передачи ее к поверх¬
ности. В пределах Западно-Сибирской и Прикаспийской низменностей, например, рисунок
линеаментов криптоморфной структуры хорошо коррелирует с тепловым полем, а площадь
локализации - с отрицательной гравимагнитной аномалией [13]. Причем, наложенные
геоморфологические аномалии слабо связаны со строением рельефа этих геоструктур.
Таким образом, основу методики изучения таких структур составляют анализ фотоизо¬
бражения местности, а для исследования их связи с глубинными процессами применяется
корреляционный анализ изображения с аномальными геофизическими полями. Система
изучения подобных структурных связей опубликована мною в Докладах Академии наук [14].
Ниже мы покажем лишь ключевые методы этой системы, специально разработанные для
анализа криптоморфных образований в задачах глубинно-геологического моделирования и
прогнозирования полезных ископаемых.
Методика строится на автоматизированной обработке текстурно-яркостных неоднород¬
ностей изображения местности и совмещения данных с визуально дешифрируемым
линеаментным полем на базе картографической или математической моделей рельефа.
Частотно-пространственная фильтрация линеаментного поля заключается в следующем.
Линеаментное поле, полученное путем цифровой обработки снимков и морфометри¬
ческими методами может быть представлено как аномально оптическое [15]. Это обстоя¬
тельство позволяет использовать те же принципы кодирования и представления резуль¬
татов, как и для изображения [3, 7]. В основу метода обработки заложен принцип частотной
фильтрации с осреднением значений поля изображения окном различных размеров.
80

Рис. 1. Разночастотные сепарации по КС
Сепарации: а - высокочастотная, б - среднечастотная, в - низкочастотная. 1 - контур пестрой очень кон¬
трастной текстуры изображения, совпадающий с Ханкайским срединным массивом фундамента; 2 - зоны
линеаментов, выраженные морфотектонически и хорошо заметные на КС; 3 - текстурные полосы, ассо¬
циирующиеся с линеаментами трансрегиональной регматической системы криптоморфных разломов; 4 - кон¬
трастно-тоновые линии в поле развития трансрегиональных регматических систем криптоморфных разломов;
5 - контур или его фрагменты в виде широкой полосы, ассоциирующиеся с очаговой магматогенной
структурой
Использование результатов разноуровенной фильтрации позволяет сепарировать из на¬
чального оптического или линеаментного поля высокочастотные и низкочастотные со¬
ставляющие, по которым можно оценивать морфотектонические структуры разных типов,
порядка и дискретные блоки земной коры, с которыми они связаны [3].
Неоднородность исходного материала, возникающая при изготовлении карт линеамен¬
тов и подготовке их к кодированию, требует дополнительной цифровой коррекции изо¬
бражений. В процессе предварительной обработки при использовании пороговой фильтра¬
ции устраняется неоднородность по уровню фона изображения. Неоднородность, связанная
с отрисовкой самих линеаментов, устраняется линейным контрастированием. Ослабить
влияние неоднородности, возникающей при субъективном отображении линеаментного
поля, позволяет процедура сепарации. Дополнение метода вычислением градиентных
характеристик значительно расширяет его возможности.
Метод пространственной медианной фильтрации [15] изображения местности применяет¬
ся также для выявления криптоморфных и слабо проявленных в рельефе морфоструктур и
их возбуждающих глубинно-геологических процессов. Схема анализа цифровой модели
изображения в целом соответствует схеме обработки линеаментных карт и в развернутой
характеристике вряд ли нуждается. Ниже мы на примерах Приханкайской низменности и
Верхоянья покажем взаимодействие этих методов.
Для иллюстрации возможностей предлагаемой методики изучения природы криптоморф¬
ных структур как отображения глубинно-геологических неоднородностей были проведены
разночастотные сепарации по исходному изображению Приханкайской низменности При-
81

Рмс. 2. Схема дешифрирования Ханкайской депрессии по данным визуального (аналогового) и цифрового
дешифрирования КС
1 - линеаменты, выделяемые по ландшафтным индикаторам; 2 - линеаменты, выделяемые по данным
цифровых обработок; 3 - надвиги, выделяемые по совпадению аналогового и цифрового дешифрирования;
4 - то же по цифровым данным: а - верхнекоровые, б - коровые; центрозональные структуры, выделяемые
по аналоговым и цифровым обработкам; 5 - купольные структуры по аналоговым данные, 6 - кальдерные
структуры по цифровым данным: а - отчетливо диагностирующиеся и б- фрагментарно; 7 - контур, дешиф¬
рируемый по обзорным снимкам системы "Метеор"; 8 - контуры "мерцающих" структур, выявляющихся по
снимкам весенних съемок; 9 - контуры глубинных частей центрозональных кальдерных структур, выде¬
ленные по данным среднечастотных обработок; 10 - то же по данным низкочастотных обработок; 11 - ли-
неаментные зоны, выделенные по данным обработки только цифровой модели рельефа; 12 - названия
центрозональных структур: Х-1 - Южно-Ханкайская, Х-2 - Среднеханкайская, Х-3 - Северо-Ханкайская,
Г - Гродековская, Б - Борисовская, С - Южно-Синегорская (последние три по М.С. Губенко)
82

морского края России. Снимок получен орбитальной системой "Ресурс-Ф1" с исходным
масштабом негатива порядка 1:1 000 000 в оптимальном для этих мест и для данной задачи
режима съемки (ближняя инфракрасная зона спектра, август-сентябрь, полдень, сухо, с
направлением орбитального движения 18° на северо-восток). Процесс визуального де¬
шифрирования оказался малоинформативен, поэтому было принято решение поработать с
текстурно-яркостными параметрами в цифровом режиме. Сам снимок и изображения
разночастотных сепараций мы не приводим ввиду имеющихся трудностей полиграфи¬
ческого их воспроизведения. Ограничимся схемами их дешифрирования (рис. 1).
Изображение, полученное при высокочастотной сепарации, соответствующее горизон¬
тальному срезу земной коры на глубине первых десятков метров, не содержит "шумов",
связанных с антропогенной деятельностью человека. На схеме дешифрирования (рис. 1, а)
достаточно четко отобразились три системы линеаментов: северо-восточная, контроли¬
рующая фас Синегорского хребта Сихотэ-Алиня, линеаменты с азимутом около 285°,
упирающиеся в зону Синегорских линеаментов, и субмеридиональные.
На рис. 1, б представлены результаты дешифрирования изображения среднечастотной
сепарации. Она отображает структурный срез на глубине 600 м. На схеме дешифрирования
отчетливо виден контур изометрично-овальной криптоморфной (слабопроявленной в
ландшафте) структуры и эшелонированная зона линеаментов фаса Синегорского хребта.
На рис. 1, в представлены результаты дешифрирования изображения низкочастотной се¬
парации. Отчетливо выделяется контур пятнистой текстуры, площадь которого совпадает с
площадью сильно раздробленного Ханкайского кристаллического массива - типичной
криптоморфной структуры. Таким образом, имея набор разночастотных сепараций, отра¬
жающих структурные срезы на соответствующих глубинах, можно построить объемную
модель земной коры. На рис. 2 отображена такая модель, в построении которой исполь¬
зованы все виды дешифрирования. Ее составляют разноглубинные элементы центрозональ¬
ных, ориентированных и неориентированных морфоструктур и криптоморфных структур.
Все вместе они создают рисунок проекции структурных неоднородностей земной коры на
земную поверхность.
Метод корреляции линеаментного поля с аномальными геофизическими полями спо¬
собствует установлению связи между морфотектоническими и глубинно-геологическими
структурами. Он заключается в следующем. Проводится цифровое кодирование линеаме¬
нтного поля, построенного морфометрически или по цифровым моделям рельефа; цифро¬
вое кодирование изображения; частотно-пространственный анализ данных с выявлением
степени соответствия каждого частотного диапазона тем или иным географо-геологи¬
ческим средам; корреляционный анализ геофизических полей; сопоставительный анализ с
морфотектоникой с вычислением глубины залегания структуровозбуждающей поверхности,
согласно ранее проведенным разработкам [2, 3, 7]. Весь тот перечень процедур представлен
на примере Верхоянья (рис. 3, 4). На рис. 3 показана схема деши-фрирования блокового
строения Верхоянья. Криптоморфные структуры, по-видимому, отображают некую глубин¬
ную составляющую тектонического строения региона. Для того, чтобы в этом убедиться
или опровергнуть данное предположение, был проведен комплексный анализ строения
земной коры вдоль трансекты (р = 65-67°. По профилям измерялись и вычислялись значения
аномальных геофизических полей: магнитного, измеренного из космоса с высоты порядка
500 км аппаратурой спутника "POGCT, гравитационного и теплового. Вычислялись также
коэффициенты корреляции между ними, строился разрез земной коры и измерялись частот¬
но-яркостные параметры оптического поля, снятого с космического снимка "Метеор-30"
(июль, полдень) в ближней инфракрасной зоне, оптимально отражающей максимальное
разнообразие контрастов ландшафта (рис. 3. II). Был проведен частотно-пространственный
анализ изображения по четырем частотным позициям: без осреднения, в высокочастотной,
среднечастотной и низкочастотной частях спектра (рис. 4. I), отражающих, как и в преды¬
дущем примере, разноглубинные срезы земной коры. Подтверждающие это расчеты
опубликованы нами ранее [2, 3]. При обработке изображения и корреляционном анализе
аномальных геофизических полей с яркостными характеристиками изображения исполь¬
зовалось программное обеспечение, разработанное В.П. Прониным совместно с авто¬
ром [7].
Корреляционный анализ показал, что самые высокочастотные характеристики спектра
(без осреднения) соответствуют ландшафтной дифференциации, обусловленной энергией
современного рельефа. Высокочастотные характеристики, полученные при минимальном
осреднении, соответствуют малым морфотектоническим образованиям, включая и опосре¬
дованные структуры низших рангов. Низкочастотная характеристика соответствует не-
83

84

однородностям геологического субстрата (тектоническим комплексам). Низкочастот¬
ная - характеризует глубинную геологическую природу основных морфотектонических
таксонов. Расчеты этих соотношений даны в специальных таблицах [2, 7].
На рис. 4. Показан результат корреляционного анализа каркасных элементов морфотек-
тоники, геофизических аномалий, данных автоматизированного и визуального дешифри¬
рования строения земной коры, возраста и состава литосферы в районе Янской серии
криптоморфных магматогенных структур. Отобразилась отчетливая связь между пло¬
щадями локализации этих структур с региональным геотермическим максимумом, магнит¬
ным и гравитационным минимумами. Расчеты, проделанные ранее [2, 7], показали, что
структурогенерирующий "слой”, связанный с гранитоидным магматизмом позднего мезозоя,
находится в близповерхностном залегании. Наличие геотермического максимума и актив¬
ная геотектоническая позиция горной страны свидетельствуют о незаконченности данного
процесса.
Рассмотренные примеры достаточно убедительно иллюстрируют рабочую модель
методического подхода к изучению криптоморфных структур и могут быть рекомендованы
для решения различных геологических задач. Данный методический аппарат также
проясняет природу "просвечивания" глубинных геологических структур через криптоморф-
ные свойства рельефа поверхности.
Логическая модель структуры взаимосвязей
Построение структурных моделей на основе геоморфологического дешифрирования в
визуальном и автоматизированном режимах сводится к построению территориальной тема¬
тической геоинформационной системы с пространственным или алгебраическим сумми¬
рованием отдельных информационных слоев или их групп в нижеследующем порядке: 1) то¬
пографического с заданной координатной основой, 2) цифровой модели ортофици-
рованного изображения (космоснимка), 3) данных анализа линеаментного поля, 4) частотно¬
спектральных характеристик, изображения, 5) статистических характеристик геофизичес¬
ких полей и их коэффициентов корреляции, 6) положения глубинной поверхности
структурогенерирующего тела и др.
С помощью территориальных тематических ГИС мы получаем объемную модель
тектоносферы как функцию взаимодействия геосфер Земли с обособлением контуров
структурогенерирующего тела.
Важнейшим этапом в работе является экспертиза расчетной модели, которая проводится
методом сопоставления ее с данными по реальному вещественному составу вмещающих и
структурообразующих пород. Таковыми, на наш взгляд, должны быть магматизм и
металлогения. В случае совпадения структурного, расчетно-вещественного и вещественного * I. II. III. IV.Рис. 3. Структурная схема Верхоянья по результатам дешифрирования КС и геолого-геофизические данные
по профилю (р = 67°
I.	Схема дешифрирования криптоморфных структур. 1 - трансрегиональный линеамент, контролирующий
гранодиоритовые интрузии нижнего мела; 2 - трансрегиональный линеамент, разграничивающий геоблоки и
геоструктурные области; 3 - линеаменты, формирующие морфотектонику района; 4 - предполагаемые и
установленные шарьяжно-надвиговые зоны; 5 - то же, но под чехлом платформенных осадков; 6 - надвиги,
подтвержденные геологически; 7 - центрозональные структуры; 8 - линии, соединяющие центры кольцевых
образований ("искусственные" линеаменты); 9 - рифтоподобные структуры; 10 - области повышенного фона
теплового поля; 11- области высоких значений теплового поля; 12 - знаки горизонтальных смещений
блоков; 13 - линия профиля (III); 14 - Амалонская центрозональная структура.
II.	Корреляционные кривые и кривые коэффициентов парных корреляций: Та - аномальное магнитное поле в
нанатеслах, Ag - аномальное гравитационное поле в миллигаллах, AQ - аномальное тепловое поле
в кал/см2 • сек, р - коэффициенты парных корреляций между полями (указаны в скобках).
III.	Разрез земной коры по 67-й параллели, совмещенный с морфотектоническим профилем.
IV.	Строение консолидированной литосферы. Условные обозначения к III и IV: 1 - морфотектонический
разрез, 2 - осадочные формации, 3 - гранитно-метаморфический "слой", 4 - гранитоидный батолит, 5 -
базальтовый "слой"; 6 - мантия, 7 - элементы тектонического каркаса Янской центрозональной структуры:
а - ориентированные и б - неориентированные (центрозональные) линеаменты, 8 - разрывные нарушения:
а - верхнекоровые, б - коровые, в - коро-мантийные; литосфера: 9 - с реликтовой корой, 10 - со зрелой
континентальной корой предгорных прогибов, 11 - со зрелой консолидированной континентальной корой,
12- с молодой рифтогенной корой (зона деструкции зрелой континентальной коры), 13 - с реликтовой корой
с платформенным тектоническим режимом; 14 - очаговая гранитоидная структура в "слое" зрелой консо¬
лидированной коры
85

Рмс. 4. Схема корреляции яркостных характеристик космического изображения местности с графическим
изменением характеристик геофизических полей, строением и типом земной коры
I.	Кривые изменения значений яркости на изображении при разночастотных осреднениях: 1 - высоко¬
частотный яркостный профиль без осреднения, характеризующий ландшафтную дифференциацию; 2 -
высокочастотный яркостный профиль с минимальным осреднением, достаточным для выявления морфо¬
тектонических неоднородностей; 3 - среднечастотный яркостный профиль, характеризующий структурно¬
тектоническую дифференциацию земной коры; 4 - низкочастотный яркостный профиль, характеризующий
глубинное строение земной коры.
II.	Корреляционные кривые и кривые коэффициентов парных корреляций. Условные обозначения см.
рис. 3. II.
III.	Разрез земной коры, совмещенный с морфотектоническим профилем.
IV.	Строение консолидированной литосферы. Условные обозначения к III и IV: 1 - морфотектонический
разрез; 2 - осадочные формации; 3 - гранитно-метаморфический "слой"; 4 - гранитоидный батолит; 5 - ба¬
зальтовый "слой"§ 6 - мантия; литосфера: 7-е реликтовой докембрийской корой, 8 - со зрелой континен¬
тальной корой передового прогиба, 9 - со зрелой консолидированной корой; 10 - разноглубинные разломы;
11 - элементы тектонического каркаса Янской центрозональной структуры
86

составов с каркасом криптоморфной структуры, выявленной по снимкам цифровой модели
рельефа, можно считать нашу задачу выполненной и перейти к следующему исследованию -
построению модели прогнозирования полезных ископаемых.
Таким образом, настоящая работа закладывает основы понимания и пути дальнейшего
исследования связей структурных форм рельефа и глубинно-геологических процессов
формирования тектоносферы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Макаров В.П., Скобелев С.Ф., Трифонов В.Г. и др. Исследования природной среды космическими
средствами // Геоморфология и геология. Т. 2. М.: Наука, 1974. С. 9-42.
2.	Связь параметров аномальных геофизических полей с тектоническим строением земной коры / Под ред.
Пронина В.П. и др. Препринт, № 50 (935). М.: ИЗМИР АН, 1990. 26 с.
3.	Корреляция статистических характеристик аномальных оптического, магнитного и гравитационного
полей со строением земной коры / Под ред. Пронина В.П. и др. Препринт № 43 (869). М.: ИЗМИРАН,
1989. 22 с.
4.	Яншин АЛ., Зятькова Л.К. Развитие и использование исследования природных явлений и ресурсов
Сибири и Дальнего Востока // Исслед. Земли из космоса. 1980. № 7. С. 40-48.
5.	Шульц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня // Зап. ВГО. Нов. сер. Т. 3. М.: Наука,
1948. С. 22.
6.	Краткое руководство по морфометрическому методу поисков тектонических структур / Под ред.
Философова В.П. Саратов: Изд-во Сарат. ун-та, 1960. 94 с.
7.	Корреляция геофизических полей. М.: Наука, 1991. 254 с.
8.	Космическая информация в геологии. М.: Наука, 1983. 564 с.
9.	Кольцевые структуры и линеаменты Средней Азии / Под ред. Борисова О.М. и др. Ташкент: ФАН,
1982. 123 с.
10.	Волчанская И.К., Сапожникова Е.Н. Проявление глубинных и поверхностных структур на космических
снимках // Принципы и методика дистанц. исслед. при прогнозировании твердых полезн. ископ. СПб.:
ВСЕГЕИ, 1992. С. 28-31.
11.	Стобас М.В. Переменность вращения Земли и геотектоника. // Избранные труды. Ч. I. М.: Недра,
1975. С. 24-37.
12.	Лопатин Д.В. Карта рудоносных структур СССР масштаба 1:5 000 000 по данным дистанцйонных
съемок // Принципы и методика диет, исслед. при прогнозировании твердых полезн. ископ. СПб.:
ВСЕГЕИ, 1992. С. 22-27.
13.	Лопатин Д.В., Луговенко В.Н., Пронин В.П. Изучение структуры фундамента Западно-Сибирской
плиты методами дистанционного анализа // Экспериментальные исслед. геомагнитн. поля. М.: Наука,
1984. С. 88-104.
14.	Лопатин Д.В. Орбитальные исследования тектоносферы Земли // Тектоника и геодинамика: Общие и
региональные аспекты. Т. I. М.: ГЕОС, 1998. С. 308-310.
15.	Зимов А.А., Смирнов С.В. Автоматизация процесса обработки линеаментных полей // Автоматизир.
системы обработки изобр. Л.: ГОИ, 1989. 162 с.
ВСГЕИ, Санкт-Петербург	Поступила в редакцию
28.08.95
GEOMORPHOLOGIC INDICATION OF DEEP GEOLOGICAL STRUCTURE ON THE BASIS
OF REMOTE SENSING DADA IN VERKHOYANYE AND IN THE SOUTHERN PART
OF FAR EAST
D.V. LOPATIN
Sum тагу
The method of detection and investigation of deep geologic structures is given. It is based on space images analysis and
data on magnetic field obtained by satellite "POGO". Various landscape features serve as outward indications of deep
structures. The method is designed mainly to determine the nature of cryptomorphic structures. An attempt has been
made to explain the effect of "seeing through" the deep structures on the space images.
87

УДК 551.417:551.345
©2000 г. С.О. РАЗУМОВ
СКОРОСТЬ ТЕРМОАБРАЗИИ МОРСКИХ БЕРЕГОВ
КАК ФУНКЦИЯ КЛИМАТИЧЕСКИХ И МОРФОЛОГИЧЕСКИХ
ХАРАКТЕРИСТИК ПОБЕРЕЖЬЯ
Введение
Воздействие атмосферы и моря на арктические берега, сложенные дисперсными
многолетнемерзлыми породами, активизирует береговые криогенные процессы, развитие
которых отрицательно сказывается на инженерно-геокриологической обстановке в бере¬
говой зоне. В условиях интенсивного хозяйственного освоения арктического побережья и в
связи с предполагаемыми изменениями климата Арктики оценка и прогнозирование темпов
разрушения термоабразионных берегов приобретают особое значение.
Процессы разрушения термоабразионных берегов тесно связаны с геолого-геомор¬
фологической и геокриологической обстановками и протекают на фоне непрерывно ме¬
няющихся климатических и гидродинамических условий. Анализ имеющихся фактических
данных и материалов ряда научных публикаций [1-7] показывает, что закономерности
развития морских льдистых берегов определяются не только их мерзлотно-геологическим
строением, но также гидрометеорологическими процессами и морфометрическими характе¬
ристиками побережья. Темп термоабразионного рельефообразования в береговой криоли-
тозоне зависит от множества действующих там экзогенных факторов - сгонно-нагонных
колебаний уровня моря, ветро-волнового и ледникового режимов, продолжительности
безледного периода, циркуляции вод, гидрологических характеристик.
К сожалению, большинство приводимых в литературе безусловно ценных сведений по
скорости термоабразии не увязаны с основными факторами, от которых зависит темп
разрушения берегов [2]. Следовательно, возможности использования их для изучения
закономерностей динамики береговой криолитозоны и прогнозирования скорости отсту¬
пания берегов весьма ограничены.
Степень прямого или опосредованного влияния каждого из перечисленных выше фак¬
торов на динамику берегов численно определить очень сложно, так как почти все они
зависимы друг от друга. Между тем, именно это обстоятельство позволяет количественно
оценить и даже прогнозировать совместное воздействие указанных факторов на тер¬
моабразионные берега, если рассматривать их взаимоотношения между собой и с бере¬
говыми многолетнемерзлыми породами в рамках единой природной системы "атмосфера -
море - береговая криолитозона", в которой они функционально взаимосвязаны.
Критерии и условия реализации термоабразионного процесса
Располагая фактическими данными о темпах отступания различных по морфологии и
мерзлотно-геологическому строению термоабразионных берегов в различных гидрометео¬
рологических условиях, можно экспериментально установить зависимость скорости тер¬
моабразии от продолжительности метеогидродинамических обстановок, при которых
высокие ветровые нагоны сочетаются с сильным волнением, направленным в сторону
берега, и величины секундных потоков волновой энергии. При этом будет учитываться
влияние на темп отступания берегов относительного положения границы дрейфующих
льдов и глубины моря.
В качестве численных критериев выделения таких метеогидродинамических обстановок
из весьма разнообразных и сложных гидрометеорологических условий прибрежных районов
арктических морей целесообразно использовать характеристики ветра, по которым
имеются достаточно полные ряды наблюдений на полярных метеостанциях. Амплитуда
сгонно-нагонных колебаний уровня моря, параметры волн и величина потока волновой
энергии зависят от скорости и направления ветра, длины разгона волны и глубины ак¬
ватории на участках развития волнения [8]. Поэтому продолжительность процесса разруше¬
ния термоабразионных берегов определяется суммарной повторяемостью в безледный
период ветров, создающих условия для реализации механизма термоабразии.
88

На основе материалов комплексных исследований, проведенных автором или с его
участием в 1984-1988 и 1990-1993 гг. во время морских работ ПГО "Якутскгеология" и
экспедиционных работ Института мерзлотоведения СО РАН на одном и том же участке
побережья и акватории Восточно-Сибирского моря в районе мыса Крестовского, рас¬
положенного к западу от устья р. Колымы, с привлечением данных метеостанций бухты
Амбарчик и острова Четырехстолбового между основными гидродинамическими факто¬
рами термоабразии и ветровыми характеристиками установлены зависимости, с помощью
которых можно оценивать интенсивность и продолжительность совместного воздействия
этих факторов на берега.
Так, по наблюдениям в районе мыса Крестовского, разрушение термоабразионных
берегов восточных экспозиций под воздействием моря отмечается только при ветрах
северо-восточной четверти горизонта, скорость которых превышает 10 м/с, и достаточной
для развития волн и нагонов протяженности пространства открытой воды, составляющей не
менее нескольких десятков километров по направлению ветра. Ветры указанных
направлений и скорость 10-20 м/с вызывают здесь нагоны, высота которых, по нашим
наблюдениям, достигает 1,2-1,5 м относительно среднего уровня моря. При этом на
свободных от льда участках акватории с глубинами более 10 м развиваются волны высотой
до 1,5-2 м и длиной до 17-25 м. Предельные значения рассматриваемых гидродинамических
характеристик, приведенные в лоции Восточно-Сибирского моря для исследуемого района,
составляют: по высоте нагонов - 2,1 м, по высоте и длине волн - 2,5 и 30 м соответственно.
Продолжительность процесса термоабразии берегов в районе мыса Крестовского за год
равна суммарной продолжительности действия северных и северо-восточных ветров ско¬
ростью более 10 м/с в течение безледного времени, определяемой, как уже упоминалось, по
суммарной повторяемости этих ветров, и, например, в 1936-1956 гг. составляла в среднем
82 ч, в 1956-1972 гг. - 58 ч, в 1972-1988 гг. - 76 ч и в 1990-1993 гг. - около 100 ч.
Таким образом, на темп разрушения берегов влияют климатические условия, которые в
указанные интервалы лет заметно различались. Кроме того, продолжительность и темп
термоабразии зависят от экспозиции разрушаемых берегов, так как при изменении по¬
следней меняются направления и, следовательно, значения повторяемость ветров, при
действии которых происходит термоабразия.
Показатель абразионной активности
Из теории развития морских берегов [9, 10] следует, что темп их отступания про¬
порционален произведению продолжительности (Т) условий, при которых происходит
разрушение береговых уступов, и среднего в единицу времени потока волновой энергии (£),
индуцируемого ветром в этих условиях:
Vt*~T-E.	(1)
Ежегодная продолжительность термоабразионного процесса значительно меньше про¬
должительности безледного времени омывающих берега акваторий, поэтому произведение
Т • Е можно условно назвать абразионной активностью берегов. Тогда продолжительность
термоабразии берегов в течение года будет определяться соотношением
Т Р
т = . би- ■ ?	(2)
100
где Гбв - продолжительность безледного времени в пределах рассматриваемой акватории,
- суммарная повторяемость ветров, создающих условия для термоабразии берегов, в %
от общего числа случаев с ветром разных направлений и скоростей, включая случаи со
штилем.
С учетом выражения коэффициента безледного времени КГ)В = Гбв • 100/365 [11], со¬
отношение (2) принимает вид:
Т = 0,365 • Кбв • Р%.	(3)
Для количественной характеристики секундных потоков волновой энергии на единицу
длины фронта волны воспользуемся известной формулой [8]:
Е =
h2X
(4)
89

р - плотность воды, g - ускорение свободного падения, ЛД их - средняя высота, длина и
период волны. Подставим в (4) эмпирические формулы
h = a-V X]//\	\ = z-V-X% и т = л-л/Х,
полученные Шишовым [12] для мелководных районов морей. Тогда
1	2	0,5
E = — .p.g.2—Z	у2,5.хО,8
16	т\
(5)
Здесь: V - средняя скорость ветра, под действием которого реализуется термоабразионный
процесс; м/с; X - длина разгона волн, км, a, z и ц - эмпирические коэффициенты,
учитывающие влияние глубины моря на характеристики волнения.
Если энергию волн измерять в тонно-метрах, продолжительность термоабразии - в
секундах и учесть, что в климатических справочниках повторяемость ветров обычно
приводится по градациям скоростей с интервалом 3-4 м/с, то
Т- Е = 1,93-103 • Хб„ • Кн • X0’8 • i Р,У?’5,	(6)
1 = 1
где п - число градаций скоростей ветра более 10 м/с, Pt - повторяемость /-той градации
скоростей, Vj - скорость ветра в /-той градации. Ки=а -Z /г\ - коэффициент, харак¬
теризующий влияние глубины прибрежных участков моря на абразионную активность
берегов.
При среднем многолетнем положении границы сплоченных дрейфующих льдов, когда
ближайшее расстояние от нее до мыса Крестовского, по данным ледовых разведок
Певекского управления гидрометеослужбы, составляет во второй половине июля - сен¬
тябре 70-100 км, на открытом пространстве акватории вдоль направлений северного и
северо-восточного ветров преобладают глубины 6...9 м, для которых Ки составляет
5,14 • 10-4. Во время относительных похолоданий в Арктике граница дрейфующих льдов
располагается летом в 40-50 км от береговой линии. На свободной от льдов площади
акватории преобладают глубины 4...7 м, которым соответствует значение коэффициента
3,4 • 10"4. В годы с наиболее тяжелыми ледовыми условиями глубина на участке открытой
воды, прослеживаемой вдоль береговой линии узкой, шириной 15-20 км, полосой, не
превышает 4 или 5 м, а коэффициент глубины принимает значение 1,78 • 10"4.
Для сравнительных оценок темпов отступания берегов на разных участках побережья
или в разные годы на одном и том же участке берега удобно пользоваться отношением
абразионной активности какого-либо изучаемого участка берега (Г • Е) к абразионной
активности экспериментального участка (Т •£), которая в конкретных интервале времени
и координатах (например, на мысе Крестовском в 1990-1993 гг.) увязана с данными
натурных наблюдений за темпом термоабразии берегов с различными морфометрическими
и мерзлотно-геологическими характеристиками и является, таким образом, величиной по¬
стоянной. Следовательно, скорость разрушения берегов будет пропорциональна этому
отношению, для которого впервые в [13] было предложено ввести понятие "показатель
абразионной активности берегов" и выражение
П„
ТЕ
Те
кСпк„-х°’ъ1р^-5
		м
«ев
7=1
(7)
Число и интервалы градаций скоростей ветра сравниваемых участков берегов могут не
совпадать с таковыми экспериментального участка, поэтому для выражения абразионной
активности последнего используются индексы m и j.
Показатель абразионной активности является безразмерной величиной, количественно
характеризующей совместное влияние на динамику берегов гидродинамических процессов,
продолжительности безледного времени, глубины освобождаемых в летний сезон от льда
прибрежных районов акваторий и дрейфующих льдов, и отражает относительную по¬
тенциальную интенсивность термоабразии конкретных участков берегов в конкретные
90

Таблица /
Величина показателя абразионной активности в некоторых районах восточно-арктического побережья в
различные временные интервалы
Район наблюдений
Годы
Р
XP-V2*
Ксш
X
АГ„ - I04
Ц.
Мыс Крестовский
1936-1956
5,33
3453,02
18
70
5,14
0,83
Тоже
1956-1972
3,70
2179,55
18
40
3,38
0,22
1972-1988
4,82
3142,56
18
70
5,14
0,75
1990
2,66
1757,71
18
70
5,14
0,42
1956-1990
4,28
2677,46
18
55
4,28
0,44
1990-1993
6,30
4163,00
18
70
5,14
1,00
1956-1993
4,43
2789,31
18
60
4,30
0,49
Северный берег острова Семе¬
новский
1936-1956
6,57
4209,79
20
90
6,71
1,79
Западный берег полуострова Ши-
рокостан
Тоже
4,50
2909,88
20
70
5,14
0,78
Юго-восточный берег Ванькиной
губы
4,50
2909,88
20
10
5,14
0,16
Морские берега дельты р. Яны
"
6,57
4209,79
20
70
5,14
1,12
Мыс Барроу
"
7,91
6490,15
12
50
5,14
0,79
интервалы времени. Его пространственно-временнь!е вариации соответствуют изменениям
климатических условий, с одной стороны, и сопровождаются согласованными изменениями
темпов термоабразии по протяжению береговой линии арктических морей и во времени, с
другой стороны.
Понятие "показатель абразионной активности берегов" близко по смыслу к условному
термину "энергия береговых процессов", предложенному Прайсом [8]. Никаких численных
критериев энергии береговых процессов, в понятие которой включаются проявление дей¬
ствия волнения, течений и колебаний уровня моря, не выработано. В отличие от энергии
береговых процессов, показатель абразионной активности имеет числовое выражение
(табл. 1). Практически для любого района арктического побережья его значение можно
вычислить, располагая батиметрическими картами, данными стационарных гидрометео¬
рологических наблюдений и материалами ледовых разведок.
Приведенные в таблице величины показателя абразионной активности рассчитаны по
формуле (7). При выборе численных значений входящих в формулу параметров для расчета
показателя в районах побережья морей Лаптевых и Бофорта использовались материалы
научных публикаций [4, 5, 11, 14-17].
Скорость термоабразии берегов как функция показателя
абразионной активности
Фактической основой анализа зависимости между темпом разрушения берегов и
показателем абразионной активности послужили данные инструментальных измерений
величин отступания береговых уступов на экспериментальном участке побережья, ре¬
зультаты сопоставления положения береговой линии этого же участка в 1990 г. с ее
очертанием на аэрофотоснимках залета 1952 г., литературные сведения по средней мно¬
голетней скорости термоабразии берегов в районе мыса Крестовского [2, 18] и в некоторых
других районах восточно-арктического побережья [4, 5, 14, 19], где можно было увязать эти
сведения с гидродинамическими и климатическими характеристиками.
Все имеющиеся данные по скорости отступания термоабразионных берегов осреднены
по интервалам высот клифов и сведены по интервалам лет в табл. 2. Береговые уступы с
высотами от 0,7 до 10-12 м сложены голоценовыми озерно-термокарстовыми отложениями,
а с высотами более 12 м - позднеплейстоценовым ледовым комплексом. По материалам
табл. 1 и 2 построены графики зависимости скорости термоабразии от показателя абра¬
зионной активности для представленных интервалов высот клифов (рисунок). Вид этих
графиков свидетельствует о прямо пропорциональной связи:
(8)
91

Графики зависимости скорости отступания термоабразионных берегов (Кга, м/год) от показателя абра¬
зионной активности (Па) для клифов высотой; 1 - 0,7-1,5 м; 2 - 1-2 м; 3 - 4—7 м; 4 - 8-10 м, 5 - 12-20 м
где к - коэффициент пропорциональности, который сам является функцией высоты и
мерзлотно-геологического строения берегов и имеет размерность м/год. По нашим рас¬
четам, его величина меняется от 3,75 для клифов высотой около 30 м, сложенных ледовым
комплексом, до 17,411 для низких (высотой 0,7-1,5 м) берегов с нарушенным покровом
дерна, сложенных озерно-термокарстовыми породами.
Рассматривая показанные на рисунке графики зависимости (8), можно отметить, что
даже при относительно малых значениях показателя абразионной активности темп от¬
ступания бровки береговых уступов высотой менее 6-7 м контролируется процессом
термоабразии.
Скорость отступания бровки берегов высотой более 7-8 м определяется интенсивностью
термоабразионного процесса лишь в случае, когда величина показателя превышает 0,5-0,6.
При этом берега разрушаются, а их бровка отступает в результате размыва основания
уступа и обрушивания блоков мерзлых пород с растительно-дерновым слоем на поверх¬
ности, наличие которого свидетельствует о том, что термоабразия развивается значительно
интенсивнее, чем термоденудация.
Если показатель абразионной активности принимает значения менее 0,5, темп от¬
ступания верхней части клифов будет определяться интенсивностью термоденудации,
средняя скорость которой для высоких термоабразионных берегов с углами откоса 80-90° в
районе мыса Крестовского, по наблюдениям автора, достигает 3,5-3,7 м/год. В этом случае
волнами и течениями размывается оттаявший и сплывший к урезу моря обломочный
материал, который перекрывает мерзлые породы в подошве уступа и в какой-то мере
затрудняет их размыв, т.е. абразия лишь способствует термоденудации. С уменьшением
показателя абразионной активности от 0,5 до 0,2 скорость термоденудационного от¬
ступания бровки берега снижается от 3,5-3,7 до 2,4-3 м в год и при значениях показателя
менее 0,15-0,2 несколько превышает даже темп термоабразии низких берегов.
Интенсивность разрушения берегов с нарушением растительно-дерновым слоем при¬
мерно в 1,5 раза выше скорости термоабразии аналогичных берегов с ненарушенным
дерновым покровом. Обширные площади с нарушенным дерновым слоем возникают на
92

Таблица 2
Средняя скорость отступания берегов (м/год) с различными морфометрическими и мерзлотно-геологическими
характеристиками
Интервалы
лет
Высота клифов, м
Источники
0,7-1,5'
1-2
4-7
8-10
12-20
30-40
1936-1950
7,1
[4]
1936-1956
15,0
[18]
1951-1953
20,0
[14]
1951-1974
4,0
3,0
[19]
1951-1974
1,5
0,8
[5]
1952-1972
2,3
1,6
2,4
3,0
[2]
1952-1990
7,5
5,8
3,6
3,4
3,5
Результаты измере¬
ний в районе мыса
Крестовского
1990
7,0
5,3
3,4
Тоже
1990-1993
17,4
13,0
7,3
5,5
4,8
"
1952-1993
6,4
4,0
3,5
3,5
"
1 берега с нарушенным растительно-дерновым покровом на обширной площади.
побережье, например, при пересечении крупных озер береговой линией моря в процессе
термоабразии, а также в результате воздействия техногенных факторов на поверхность
тундры при хозяйственном освоении арктических районов.
Заключение
Итак, показатель абразионной активности, впервые предложенный автором для ко¬
личественного описания динамики термоабразионных берегов, характеризует степень возг
действия комплекса климатических и гидродинамических факторов на отмелые береговые
уступы. Использование этого показателя в указанных целях значительно облегчает реше¬
ние задачи отыскания такого математического выражения, которое для любой точки
береговой линии с учетом ее морфометрических и мерзлотно-геологических характе¬
ристик, а также изменений климатических условий давало бы величину скорости от¬
ступания клифов под механическим и тепловым воздействием моря.
Скорость отступания термоабразионных берегов прямо пропорционально зависит от
показателя абразионной активности. Эта функциональная зависимость выражена мате¬
матической формулой, в которой посредством коэффициента пропорциональности учи¬
тывается влияние высоты и мерзлотно-геологического строения клифов на скорость их
разрушения и которую можно использовать в моделировании динамики термоабразионных
берегов по различным сценариям изменений климата.
Сам факт существования прямо пропорциональной зависимости (8) свидетельствует о
высокой чувствительности термоабразионного процесса к изменчивости климатических
условий в целом и о существенном влиянии на скорость термоабразии изменений цир¬
куляции атмосферы в частности. Следовательно, упомянутая зависимость может лечь в
основу долгосрочного прогнозирования темпов отступания морских термоабразионных
берегов в связи с предполагаемыми изменениями климата в Арктике, поскольку входящие в
показатель абразионной активности климатические характеристики с той или иной точ¬
ностью предсказываются гидрометеослужбой. Кроме того, математическое выражение
показателя (7) позволяет численно установить относительную величину вклада каждого
фактора в термоабразионный процесс на конкретном участке побережья, что имеет важное
значение как для моделирования динамики береговой криолитозоны, так и для составления
прогнозов скорости термоабразии берегов.
Результаты проведенных исследований позволяют сделать вывод о том, что неупо¬
рядоченная, случайная, на первый взгляд, пространственно-временная изменчивость темпов
разрушения берегов арктических морей подчинена вполне определенным закономерностям
и в значительной степени обусловлена изменениями циркуляционных характеристик кли¬
мата.
93

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Арэ Ф.Э. Термоабразия морских берегов. М.: Наука, 1980. 158 с.
2.	Арэ Ф.Э. Основы прогноза термоабразии берегов. Новосибирск: Наука, 1985. 171 с.
3.	Григорьев Н.Ф. Роль криогенных факторов в формировании морских берегов Якутии // Много¬
летнемерзлые породы и сопутствующие им явления на территории Якутской АССР. М.: Изд-во АН
СССР, 1962. С. 68-78.
4.	Жигарев Л.А., Совершаев В.А. Термоабразионное разрушение арктических островов // Береговые
процессы в криолитозоне. Новосибирск: Наука, 1984. С. 31-37.
5.	Новиков В.Н. Морфология и динамика берегов Ванькиной Губы моря Лаптевых // Береговые процессы
в криолитозоне. Новосибирск: Наука, 1984. С. 20-27.
6.	Шуйский ЮД. О воздействии сильных штормов на песчаные берега восточной Балтики // Океанология.
1969. № 3. С. 475-478.
7.	Шеко А.И., Круподеров В.С., Дьяконова В.И. Активизация абразии в Крыму // Береговая зона моря.
М.: Наука, 1981. С. 108-112.
8.	Морская геоморфология. Терминологический справочник / Под ред. В.П. Зенковича и Б.А. Попова. М.:
Мысль, 1980. 280 с.
9.	Леонтьев О.К. Основы геоморфологии морских берегов. М.: Изд-во МГУ, 1961. 418 с.
10.	Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 710 с.
11.	Совершаев В.А. Влияние морских льдов на развитие криолитозоны арктичеческого шельфа (на примере
восточных арктических морей) // Криолитозона арктического шельфа. Якутск: Ин-т мерзлотоведения
СО АН СССР, 1981. С. 70-83.
12.	Шитое Н.Д. К вопросу о расчете элементов ветровых волн на ограниченной глубине // Метеорология и
гидрология. 1949. № 1. С. 65-75.
13.	Разумов С.О. Динамика морских термоабразионных берегов в связи с особенностями мерзлотно¬
климатических условий (на примере Колымского залива Восточно-Сибирского моря): Автореф. дис. ...
канд. геогр. наук. М.: Ин-т мерзлотоведения СО РАН, 1996. 24 с.
14.	Григорьев Н.Ф. Многолетнемерзлые породы приморской зоны Якутии. М.: Наука, 1966. 180 с.
15.	Суховей В.Ф. Моря Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 287 с.
16.	Hume J.D., Schalk М. The effects of ice on the beach and nearshore; point Barrow, Arctic Alaska // Rev. Geogr.
Montreal. 1976. № 1-2. P. 105-114.
17.	Климатологический справочник Советской Арктики. Л.: Изд-во "Морской транспорт". 1961. Часть II.
Т. 232. 306 с.
18.	Лапина Н.Н. Литодинамика Северного Ледовитого океана // Геология прибрежных зон моря. Л.:
НИИГА, 1977. С. 56-64.
19.	Новиков В.Н. Новые данные о темпе отступания термоабразионных берегов // Береговая зона моря. М.:
Наука, 1981. С. 133-135.
Ин-т мерзлотоведения СО РАН, Якутск	Поступила в редакцию
23.03.99
THERMAL ABRASION RATE AT THE SEA SHORE AS THE FUNCTION OF ITS CLIMATIC
AND MORPHOLOGIC CHARACTERISTICS
RASUMOV S.O.
Sum m a г у
The results of comprehensive investigation of thermal abrasion banks of East-Siberian Sea are described. The author
firstly used the abrasion activity parameter for numerical evaluation of integrated impact of hydrometeorological factors
on icy seashores. The rate of icy shore recession is in direct ratio to the value of this parameter according to the formula
obtained. The influence of morphological and frost characteristics of cliffs on the rate of their destruction is taken into
consideration. The formula may be used in cryogenic processes modeling and for the forecasting of the icy shore
recession as the result of climatic changes.
94

УДК 551.438.5(571.121)
©2000 г. А.Ю. СИДОРЧУК
АНТРОПОГЕННАЯ ОВРАЖНАЯ ЭРОЗИЯ И ТЕРМОЭРОЗИЯ
В ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ЦЕНТРАЛЬНОГО ЯМАЛА
Введение
В журнале ’’Геоморфология" была опубликована интересная статья М.О. Лейбман с
соавторами [1], в которой рассмотрена динамика мерзлотных и эрозионных форм рельефа
среднего Ямала по данным сравнения повторных аэрофотосъемок за более чем 40-летний
период. Такие исследования имеют особую важность для территорий размещения объектов
газодобывающей промышленности. В статье упомянуты результаты наших измерений
скоростей смещения вершин некоторых оврагов. Эти результаты имеют самостоятельное
значение, так как относятся к динамике антропогенных термооврагов, которые возникают
при хозяйственном освоении тундровых ландшафтов. Такие овраги располагаются в
непосредственной близости от эксплуатационных поселков, буровых площадок, дорог и
трасс трубопроводов, и поэтому наиболее опасны при освоении газовых и нефтяных
месторождений.
Естественная эрозия в центральной части западного Ямала
Территория полуострова Ямал даже в естественном состоянии подвергается интенсивной
эрозии, приводящей к ее вертикальному расчленению, нарушению почвенно-растительного
покрова, а также к интенсификации солифлюкции, криопланации и русловых процессов. В
центральной части западного Ямала можно выделить три основных процесса первичного
расчленения территории: 1) эрозионно-аккумулятивная деятельность рек Се-Яха, Морда-
Яха, Надуй-Яха и их притоков; в результате формирования их долин возник основной
перепад высот с амплитудой до 40 м и длиной склонов до 1,5-2 км; 2) процессы
криопланации - вытаивание пластовых льдов и образование террасовидных поверхностей
на различных отметках, обычно привязанных к пойме реки, уровню воды в реке или в
крупном озере; такое вторичное расчленение приводит к перепаду высот до 30 м и
формированию склонов до 0,5 км длиной; 3) процессы спуска термокарстовых озер и
понижения местных базисов эрозии.
Существенное влияние на овражную эрозию имеют криогенные разрушительные
процессы - оползни, оплывы. Линейно вытянутые вдоль склона посткриогенные оплывы
протягиваются от приводораздельных участков междуречий и транспортируют материал
вплоть до местного базиса эрозии. В результате без всякого вмешательства человека на
склонах образуются протяженные полосы оголенного тонкодисперсного размываемого
грунта, в пределах которых могут впоследствии развиваться процессы смыва и овражной
эрозии.
Естественные овраги обычно формируются на морских и аллювиальных террасах с
относительной высотой 20-45 м. Высокая (30-45 м) III терраса сложена суглинками и
глинами с массивной криогенной текстурой. На поверхности террасы развита сеть
пологосклонных ложбин, их густота - 2,3 км/км2. Как естественные, так и техногенные
овраги формируются по этим ложбинам в областях нарушения растительного покрова или
увеличения поверхностного стока. Крутые, обращенные к реке, склоны этой террасы
расчленены многочисленными береговыми оврагами, обычно длиной 50-70 м. Они
формируются; как в результате прямого линейного эрозионного размыва оголенных
уступов, так и при вытаивании здесь линз пластовых льдов, образования термокаров и
последующей линейной эрозии. В областях повышенной льдистой размываемых грунтов
некоторые естественные овраги достигают длины 1-2 км. Обычно на большем своем
протяжении в средней и нижней части такие овраги вырабатывают стабильный продольный
профиль, их борта закрепляются растительностью, в днище происходит аккумуляция
наносов. Овраги приобретают облик балок. Только в верхней части овраг активен,
происходит размыв верховного уступа и удлинение эрозионной формы. В одной из таких
балок на конусе выноса было проведено опробование балочного аллювия на содержание
95

137Cs. Максимум содержания цезия (приуроченный к поверхности поймы до начала
аккумуляции балочного аллювия) находится на глубине 1,1 м. Так как максимум выпадения
137Cs из атмосферы наблюдался в середине 1960-х гг., средняя скорость осадконакопления в
балке составила за последние 30 лет около 4 см/год.
Низкая аллювиальная терраса (20-25 м) сложена тонкими заиленными песками с ледя¬
ными клиньями в верхней части разреза и пластовыми льдами в нижней. Эта поверхность
более интенсивно расчленена естественными оврагами из-за меньшей эрозионной
устойчивости тонких песков.
Процессы антропогенной эрозии и термоэрозии на территории
Бованенковского ГКМ западной части центрального Ямала
Техногенные нагрузки, связанные с освоением газо-конденсатных месторождений (ГКМ),
привели к антропогенной активизации эрозионных и термоэрозионных процессов. Происхо¬
дит увеличение площади тундры, лишенной растительного покрова и органогенного слоя
почвы, защищающих ее от эрозии. В результате широкое распространение на территории
ГКМ получает бороздковая и овражная эрозия, которая может привести к катастро¬
фическим последствиям при повреждении инженерных объектов.
В самом начале освоения Бованенковского ГКМ (1984-86 гг.) как на возвышенных, так и
на низменных территориях появились овраги антропогенного происхождения. Интен¬
сивность их развития катастрофически высока. Они быстро продвигаются к инженерным
сооружениям ГКМ, создавая им реальную угрозу. На нарушенных антропогенной дея¬
тельностью поверхностях в районе поселков КЭХ (комплексное электрохозяйство) и ПББ
(передвижная база бурения) овраги сформировались из естественных коротких береговых
оврагов длиной не более 50 м, широко развитых на крутом уступе высокого берега р. Се-
Яха, где она подмывает III морскую террасу, и на уступах крупных хасыреев. В результате
полного уничтожения растительного покрова и избыточного накопления снега на
территориях поселков на относительно пологих склонах активно начала проявляться
ручейковая и овражная эрозия.
Эрозионные процессы в овраге 9 у юго-западной окраины пос ПББ. Овраг 9 сфор¬
мировался на длинном (970 м) пологом (28%о) левом борту крупной балки 10 в суглинистых
мерзлых грунтах в результате сочетания естественных криогенных процессов - быстрого
сплыва, и антропогенных - увеличения стока воды с площадки поселка ПББ. Площадь
водосбора оврага - 330000 м2. Овраг 9 отсутствовал еще в 1986-88 гг., лишь пологая
ложбина длиной 240 м моделировала склон. После создания поселка ПББ в 1986-87 гг.
началась интенсивная эрозия и термоэрозия в условиях увеличения поступления воды с
водосбора. В 1989 г. в средней части склона ниже поселка сошел быстрый сплыв, который
определил положение нижней части оврага, не совпадающее со старыми ложбинами на
склоне. Выше области сплыва быстро развивается система эрозионных рытвин. Макси¬
мальная длина оврага составляла в 1989 г. - 740 м, в 1990-940 м (рис. 1). Вершина оврага
достигла сооружений поселка ПББ и ее активный рост практически был остановлен
периодическими работами по засыпке оврага. Тем не менее длина оврага в 1995 г. была на
25 м больше, чем в 1990 г. В период 1991-95 гг. углубление оврага 9 составило в среднем по
длине 0,6 м. У оврага два активных ответвления и большое количество отвершков.
Восточное ответвление развивается в районе основной вертолетной площадки поселка
ПББ. Так как это ответвление уже в 1991 г. пересекло дорогу, ведущую на вертикальную
площадку и его вершина достигла хранилища дизельного топлива, проводятся работы по
его засыпке местным материалом и заравнивания эрозионной формы бульдозером. В до¬
рожном полотне к вертолетной площадке сооружен водопропуск. Эти меры во многом
замедлили развитие овражной эрозии, однако не остановили ее. Происходит врезание русла
оврага, увеличение перепада высот в его вершине и увеличение потенциала термо¬
эрозионного процесса. Формируются отвершки оврага в обход вертолетной площадки.
Вершина северного основного ответвления оврага 9 располагается в районе метео¬
площадки, а его отвершки заходят на насыпь поселка ПББ и вплотную подходят к
сооружениям на его краю.
Современные эрозионно-аккумулятивные процессы в овраге 9 определяются двумя ос¬
новными явлениями: 1) поступлением в овраг большого количества тонкого песка в ре¬
зультате размыва насыпи поселка ПББ; 2) распластыванием потока по плотному слою дер¬
нины с остатками растительности в нижней части оврага. Эрозия песчаной насыпи поселка
96

ПББ происходит очень интенсивно. По данным исследований Государственного гидрологи¬
ческого института (ГГИ) весной и летом 1993 г. здесь было смыто около 1000 т наносов, то
есть около 90 т/га. Вынос наносов происходит по многочисленным промоинам длиной
1,0-5,0 м, шириной 0,3-1,5 м и глубиной 0,5-1,5 м. В результате в настоящее время днище
оврага 9 на протяжении верхних 650 м покрыто тонким песком с характерным
дюннорифельным рельефом. Происходит аккумуляция и транзит песка, а эрозия коренных
суглинистых грунтов резко замедлилась. За период 1995-97 гг. дно оврага 9 практически не
углубилось, а на отдельных участках было заилено.
На нижних 350-400 м овраг 9 наследует обширную область быстрого сплыва 1989 г. Здесь
продольный профиль оврага выпуклый, уклоны увеличиваются вниз по течению. Русло
широкое (до 2,5-3,0 м), мелкое (средняя глубина - 10-20 см), распластанное. Оно разбито на
многочисленные рукава островками, которые представляют собой фрагменты дерново¬
растительного покрова, разрушенного при быстром сплыве. Малые уклоны продольного
профиля в средней части области распластанного русла привели к активной аккумуляции
смываемых сверху наносов. По данным измерений ГГИ в 1993 г. здесь отложилось около
300 т наносов. Наибольший интерес представляет приустьевая часть оврага 9. Здесь овраг
сужается, уклон его днища увеличивается до 0,07-0,08. Водоток в русле оврага совершенно
не врезается в плотную дернину, переплетенную корнями полярной ивы. Хотя скорости
течения здесь достигают 3 м/с, за 10 лет с 1988 года этот слой дернины не поврежден
эрозионной деятельностью потока.
Для дальнейшего развития продольного профиля оврага 9 и защиты поселка ПББ от
овражной эрозии ситуация в приустьевой части оврага является определяющей. Если
плотная дернина будет промыта потоком или повреждена в ходе техногенной активности,
реализуется мощный эрозионный потенциал оврага и он углубится на 9-10 м на всем своем
протяжении. Тогда поступление песка в верхней его части не сможет компенсировать
врезание, и любые меры по рекультивации вреза будут бесполезны. В настоящее время
процесс разрушения дернины уже начался. В 100 м выше устья оврага его пересекает
дорога. В колеях дороги дерновый слой разрушен и поток врезался здесь на 90 см.
Сформировался порог в русле, и в настоящее время он смещается вверх по течению.
Эрозионные процессы в овраге 1 у юго-западной окраины нос. КЭХ. Овраг 1 вместе с
ложбиной (рис. 2) имеет длину 500 м, площадь водосбора 50400 м2. Собственно овражная
форма занимает нижние 200 м (или 220 м, если учитывать изгибы русла). Площадь
водосбора в вершине оврага составляет 11430 м2. Овраг осваивает выпуклый склон долины
р. Се-Яха, верхние 300 м которого имеют крутизну 53%о (3,03°), средние 180 м - 215%о (4,3°) и
нижние 20 м - 220%о (12,5°). Склон сложен мерзлыми грунтами: суглинками в нижней части
(около 200 м) и более эрозионно устойчивыми глинами на верхних 277 м. В нижней части
склона уже в 1970 г. существовал первичный естественный овраг, вершина которого
располагалась практически на том же вместе, что и в настоящее время.
Эволюция оврага 1 на всем протяжении его развития с 1970 г. заключалась в углублении
его тальвега. Овраг 1 имеет невыработанный вогнуто-выпуклый продольный профиль,
ступенчатый и V-образный поперечный профиль с бортами крутизной до 520%с (27°). В
1997 г. максимальный врез в нижней части составил 5,5 м, углубление с 1991 г. произошло в
среднем на 0,6 м. Верховой уступ состоит из серии ступеней, практически стабильных.
Стабилизации верхних 70 м овражного вреза способствует также оползень (быстрый
сплыв), который произошел в 1989 г. на участке 150 м от устья (по руслу). Выше верхового
уступа сформировалась система эрозионных ложбин глубиной 0,5-0,7 м, протягивающихся
практически до водораздела. Наиболее ясно они выражены на перегибе склона в 150 м
выше основной вершины оврага, здесь сформировалась вторая вершина оврага.
Эрозионные процессы в овраге 2 у южной окраины нос. АЭХОвраг 2 с ложбиной имеет
длину 620 м, площадь водосбора 64300 м (рис. 2), овражная форма занимает нижние 260 м
(или 280 с учетом изгибов русла). Овраг осваивает практически прямой склон реки
крутизной 43%о (2,5°), который крутым уступом (длина 20 м, крутизна 260%о (14,6°))
обрывается к руслу Се-Яхи. Склон сложен мерзлыми грунтами: суглинками на нижних 250 м
склона и более устойчивыми глинами в верхней его части. В районе уступа у реки до 1986 г.
существовал короткий естественный береговой овраг. Его активизация связана с многочис¬
ленными нарушениями сплошности растительного покрова в ходе сооружения поселков
СУ-33 (уничтоженного быстрым сплывом) и КЭХ. Продольный профиль современного тех¬
ногенного оврага выпуклый, ступенчатый. Максимальный врез в зоне нижнего перегиба
склона -9 м. Основной верховой уступ представляет собой серию ступеней, заполнен
строительным и бытовым мусором. Поперечный профиль V-образный, крутизна склонов до
4 Геоморфология, № 3
97

Рис. 2. Эволюция планового положения (а) и продольного профиля (б) антропогенных оврагов 1,2,3 у
пос. КЭХ (комплексного электрохозяйства) Бованенковского газо-конденсатного месторождения западного
Ямала 1 - антропогенный овраг; 2 - эрозионные ложбины выше оврагов на склоне; 3 - положение вершин
оврагов и эрозионных ложбин в разные годы; 4 - площадки сооружений пос. КЭХ; 5 - склон; 6 - профиль
оврага в 1991 г.; 7 - то же - в 1995 г.
650%о (33°). Выше верховного уступа в 1991 г. сформировалась система эрозионных ложбин
на склоне длиной до 360 м, средней крутизной 50%о (2,9°). К 1995 г. эти ложбины были
сглажены в ходе сооружения линии электропередачи по южной окраине пос. КЭХ. Однако
на перегибе склона в 250 м выше основной вершины оврага у инструментального цеха
пос. КЭХ образовалась глубокая промоина. Таким образом овраг 2 в 1995-97 гг. имел
прерывистый врез, и вершина промоины являлась его второй вершиной. Длина оврага 2 до
нижней вершины, (измерения по длине русла) была 165 м в 1988 г., 190 м в 1989, 210 м в
1990, 230 мв 1991 и 280 м в 1995 г. Скорость отступания этой вершины оврага уменьшалась
во времени. Одновременно овраг углублялся, и в период 1991-95 гг. глубина вреза увеличи¬
лась в среднем на 0,9 м. В 1995-97 гг. отступания нижней вершины не происходило, так как
она была засыпана строительным мусором.
Развитие оврага 2 уже в настоящее время угрожает постройкам поселка КЭХ. В 1997 г.
верхняя рытвина у инструментального цеха существенно углубилась и разветвилась. Сюда
поступают воды, образующиеся при таянии снега, который накапливается за зиму под
основными постройками поселка КЭХ. Кроме того, в овраг сбрасываются теплые бытовые
стоки.
Рис. 1. Эволюция планового положения (а) и продольного профиля (б) антропогенного оврага 9 у пос. ПББ
(передвижная база бурения) Бованенковского газо-конденсатного месторождения западного Ямала 1 -
принимающая балка 10; 2 - уступ берега р. Се-Яхи; 3 - площадки сооружения пос. ПББ; 4 - область
быстрого сплыва 1989 г.; 5 естественные ложбине на склоне; 6 - эрозионный врез антропогенного оврага
4*
99

Эрозионные процессы в овраге 3 у юго-восточной окраины пос. КЭХ. Овраг 3 вместе с
ложбиной имеет длину 900 м, площадь водосбора 174700 м2, собственно овраг занимает
нижние 420 м по склону долины р. Се-Яха (рис. 2). Первоначальный склон прямой,
крутизной 26,9%о (1,5°), обрывающийся к Се-Яхе уступом длиной 10 м и крутизной 700%о
(35°). Продольный профиль оврага выпуклый в нижней и средней части, и вогнутый с
несколькими ступенями в области основной глубоко врезанной вершины. Максимальный
врез 6 м в низовьях, в области расположения первоначального естественного берегового
оврага. Поперечный профиль трапециевидный, крутизна бортов до 39° (800%о). Овраг
прорезает мерзлые грунты: суглинки, подстилаемые глинами, в верхней части водосбор
сложен легкоразмываемыми супесями. По литологии и размерам площади водосбора
овраг 3 наиболее опасный. Его сток повышен по отношению к естественному за счет
накопления снега в пос. КЭХ, а значительная площадь водосбора определяет и большой
естественный сток воды. У оврага две вершины. Из них западная вершина более активная,
за счет ее роста происходит интенсивное удлинение оврага 3. Средняя скорость удлинения
была 40 м/год в 1988-91 гг. и 10 м/год в 1991-95 гг. Относительно высокие скорости роста
оврага связаны с тем, что на борту оврага расположен газовый факел и происходит
растепление грунтов. Выше вершин на длинном (500 м) пологом (40%о) склоне сформиро¬
валась система из 3 основных эрозионных ложбин. Из них наибольшую опасность пред¬
ставляет западная ложбина, водосбор которой расположен в пос. КЭХ. Уже в настоящее
время в средней части ложбины в 600 м от устья (по долине) сформировался глубокий (до
1,5-2,0 м) врез, который подходит к основаниям газотурбинных электрогенераторов -
основных сооружений в пос. КЭХ. В этом месте необходимо принятие противоэрозионных
мер уже в самое ближайшее время. За период 1991-95 гг. овраг 3 углубился на 1,3 м в
верхней части, зато в нижней произошла аккумуляция наносов мощностью 0,7 м.
Эрозия и термоэрозия в период снеготаяния
В естественных условиях распределение снега перед началом снеготаяния в тундре
западного Ямала крайне неравномерно по площади. Плоские междуречные пространства и
пологие склоны покрыты слоем снега толщиной не более 20-40 см. За счет ветрового
переноса снег скапливается в зарослях кустарника, в ложбинах и западинах на пологих
склонах, у крутых уступов речных долин и хасыреев. Но в основном, снег концентрируется
в оврагах, часто заполняет их по бровки, мощность снегового покрова достигает здесь
2-5 м. По данным Калюжного и Деларова [2] объемы метелевого переноса снега,
установленные по перераспределению снега с водоразделов в овраги, составили в рассмат¬
риваемом районе 946 м3/м в 1991 г., 672 м3/м в 1992 г. и 749 м3/м в 1993 г. В районе
метеостанции Марре-Сале средние за зимний период объемы метелевого переноса состав¬
ляют 800 м3 на погонный метр. В результате в естественных оврагах во время снеготаяния
сток воды лишь в самом начале формируется на водосборе, а основная часть стока
образуется при таянии снега в самом овраге.
Существенно иная ситуация складывается на водосборах антропогенных оврагов Бо-
ваненковского ГКМ. Здесь при ветровом переносе снег задерживается у сооружений в
поселках, вдоль дорожных насыпей. Мощности этих снежных заносов достигают 2 м, по
территории поселков они распределены неравномерно и дополнительно перераспре¬
деляются по водосбору при снегоуборочных работах. Значительные массы снега концент¬
рируются на склонах при сооружении зимников. Из поселков производится неконтроли¬
руемый сброс отепленных промышленных и бытовых стоков. В результате и во врезах
антропогенных оврагов скапливается большое количество снега, и на их водосборах
влагозапасы к началу снеготаяния также велики.
На момент начала стока в период снеготаяния водный поток сформированный на
водосборе выше вершины оврага, уходит под снег. Чем больше сток воды с водосбора, тем
быстрее происходит оформление в овраге открытого водотока. Во время снеготаяния
1991 г. в крупном овраге 4 с площадью водосбора 300000 м2, расположенном к востоку от
пос. КЭХ, уже в начальный период снеготаяния (6-10 июня) полностью сформировался
водоток, прорезавший толщину плотного снега мощностью 3-5 м. В овраге 3, при площади
водосбора в вершине эрозионной формы 104000 м2, водоток также полностью оформился,
однако на отдельных участках поток уходил под снег. В овраге 2, с площадью водосбора в
вершине 29000 м, от снега очистилась верхняя часть оврага. И в овраге 1 с площадью
водосбора 11400 м2 в вершине, водотока на поверхности практически не было.
100

Когда поток в овраге не оформлен и вода фильтруется сквозь снег, основная масса
наносов остается в снежном покрове. Например, 7 июня 1991 г. в вершину оврага 1 вливался
поток с расходом 0,0048 м3/с, мутностью 36,6 кг/м3. В устье оврага расход воды составлял
0,0226 м3/с, мутность - 1,3 кг/м3. 15 июня 1997 г. в вершине оврага 2 при расходе воды
0,0032 м3/с мутность составляла 2,38 г/м3. В средней части оврага мутность воды, фильтрую¬
щейся сквозь снег, составляла 0,15 г/м3, а в устье оврага - 0,059 г/м3. Таким образом 83%
наносов в первом случае и 97% во втором (если исключить возможную эрозию) оставались
в снегу. Однако, такая ситуация не является единственно возможной. Структура снега в
середине снеготаяния в оврагах такова, что в порах между кристаллами льда мелкие наносы
не задерживаются. Так 6 июня 1991 г. в вершину оврага 2 поступал поток с мутностью
2,5 кг/м3, а в устье из снега просачивалась вода с мутностью 2,66 кг/м^. Достаточно скоро в
оврагах формируется водоток (под снегом в тоннеле, или в промоине-щели), который
способен производить эрозионную работу. Например, во время снеготаяния 1997 г. оврага 1
был полностью заполнен снегом, но под снегом к 18 июня сформировался тоннель и
началась эрозия грунтов ложа оврага. К этому времени водосбор оврага практически
полностью очистился от снега и поток воды в подснежном тоннеле формировался за счет
таяния снежного заполнения в овраге. Всвязи с низкими температурами воздуха процесс
таяния снега проходил замедленно и имел хорошо выраженный суточный ход.
Максимальные расходы воды составили 19-20 л/с во время термических максимумов 19-
20 июня, 20 июня отмечен также максимум стока наносов - 0,7 кг/с. Всего с 18 по 26 июня из
оврага из-под снега было вынесено 127,4 т наносов, что соответствует углублению оврага
на 1,2 м по всей его длине в пределах зоны размыва шириной в среднем 30 см.
Слой стока воды в период 6-27 июня 1991 г. на водосборе оврага 1 составил 171 мм,
оврага 2-132 мм. С водосбора оврага 1 было смыто 41 т (25,6 м3) наносов, с водосбора
оврага 2-16,9 т (10,6 м3) наносов, что составляет 2,5 и 0,37 мм в слое соответственно. За
период стока воды из устья оврага 1 было вынесено 177,2 т наносов. Объем его за
половодье увеличился на 85 м3, что соответствует врезанию русла водотока в среднем на
1,2 м в мерзлые грунты. Из устьевого створа оврага 3 за период снеготаяния 1991 г.
вынесено 288,6 т наносов, объем оврага увеличился на 150 м3, что соответствует среднему
врезу 0,8 м. Углубление оврагов сопровождалось их вершинным ростом. За период
активного стока талых вод 1991 г. вершина оврага 1 сместилась вверх по склону на 1,25 м,
оврага 2 - на 26,0 м. У оврага 3 развиваются две активные вершины. Восточная, линейная,
сдвинулась на 3,9 м, западная, циркообразная (в зоне растепления грунта у газового факела)
- на 25,0 м. Эти данные показывают, что процессы овражной термоэрозии и эрозии во
время снеготаяния происходят с большой интенсивностью за счет большой водоотдачи
водосбора несмотря на переотложение наносов в снеге и уменьшение скорости потоков в
начальный период снеготаяния.
Следует отметить, что практически невозможно разделить процессы термоэрозии (то
есть размыва мерзлых грунтов при совместном механическом и тепловом воздействии
воды) и собственно эрозии (размыва немерзлых грунтов при механическом и химическом
воздействии воды). Во время снеготаяния эти процессы чередуются как во времени, так и
по длине оврага. В суглинистых грунтах преобладают процессы эрозии, так как скорость
оттаивания грунтов здесь обычно больше, чем скорость смыва оттаявшей массы.
Термоэрозия суглинков наблюдается на самых начальных этапах размыва мерзлых грунтов
(в начале снеготаяния, а при малой облачности и ночном промерзании грунтов - в начале
суточной волны размыва), а также на порожках в русле оврага и в его вершине, где
скорости течения достаточно велики (более 1,0 м/с) для удаления слоя оттаявшего грунта. В
песчаных грунтах преобладают процессы термоэрозии, так как низкая противоэрозионная
устойчивость оттаявших песков позволяет даже потоку со скоростями 0,3-0,5 м/с постоянно
экспонировать мерзлую толщу в ложе водотока. Здесь собственно эрозия начинает
преобладать только в конце периода снеготаяния. В песчаных карьерах на Бованенковском
ГКМ имеются примеры заложения антропогенных оврагов в толщах пластовых льдов, здесь
термоэрозия реализуется в чистом виде.
После эпизода эрозии - термоэрозии в вершине и/или днище оврага в мерзлых грунтах
формируется глубокая (от 0,6—1,4 до 2,5 м) и узкая (0,4-0,6 м) щель. При оттаивании грунтов
вертикальные стенки такой щели становятся неустойчивыми, и она быстро заполняется
сползающими со склонов массами. Форма поперечного сечения оврага становится
трапециевидной. Чередование эрозионного врезания и склонового заполнения приводит к
сравнительно невысоким средним скоростям углубления оврагов.
101

Эрозия и термоэрозия в период летне-осенних дождей
Продолжительность летне-осенних дождей на западе центрального Ямала
74—171 часов. Однако лишь 2-4 дождя дают слой осадков более 1 мм/день (наблюденный
максимум 40 мм/день). Некоторые из этих дождей вызывают овражную эрозию. Например,
таким был дождь, прошедший в 800— 1000 часов 8 августа 1990 г. с суммой осадков 28,6 мм.
Высокая водонасыщенность грунтов на водосборе привела к быстрому формированию
поверхностного стока. Паводок 8 августа со слоем стока 11,1 мм вызвал интенсивную
эрозию как на водосборе, так и в овраге 1. Основная часть стока воды сошла за период 9 -
1400 часов. За это время с части водосбора площадью 11400 м2, примыкающей к вершине
оврага, было снесено 4,3 т (2,7 м3) материала (или 0,27 мм в слое). Из устьевого створа
оврага было вынесено 22,7 т (14,2 м3) наносов. Из оврага вынесено 11,5 м3 грунта, что
соответствует среднему врезу водотока 0,16 м (при длине потока в овраге 210 м и средней
его ширине 0,35 м). Эрозия на водосборе оврага 2, примыкающем к его вершине, площадью
28300 м2, составила 15,8 т (9,9 м3), или смыв 0,35 мм в слое. Из устьевого створа оврага
вынесено 42,7 м3 материала, что соответствует среднему размыву дна на 0,58 м. Подобный
размыв был зафиксирован при визуальном обследовании днища оврага после паводка. В
основном размыву были подвержены оттаявшие грунты днища оврага (в августе - сентябре
мощность сезонно-талого слоя в оврагах составляет 1,0-1,3 м), но в устьевой части оврага
врез достиг многолетнемерзлых грунтов. Уже через 2-3 дня после паводка свежий врез
начал заполняться материалом, поступающим с бортов оврага.
Заключение
Наблюдения за овражной эрозией и термоэрозией на территории Бованенковского ГКМ
западного Ямала показывают, что даже в естественном состоянии эрозионная устойчивость
геологических тел и ландшафтов крайне незначительна. В областях увеличения льдистости
суглинистых и песчаных грунтов при малейшем нарушении растительного покрова
формируются естественные овраги и термоовраги. Длина таких оврагов достигает 1,5-
2,0 км, глубина - 6-7 м.
Неустойчивость эрозионных ландшафтов центральной части западного Ямала зна¬
чительно увеличилась с началом освоения Бованенковского ГКМ. Появились допол¬
нительные мощные факторы ускоренной эрозии: техногенное нарушение сплошности
растительного покрова, как линейное, так и на значительных площадях; концентрация
снега в эксплуатационных поселках и вдоль дорожных насыпей, на искусственных наледях;
появление источников теплых технических вод; растепление мерзлых грунтов в поселках, у
тепло- и электрогенераторов, у газовых факелов; увеличение площади водонепроницаемых
поверхностей; создание искусственных линейных понижений рельефа и областей
концентрации стока вод.
Результат не замедлил сказаться. Возле всех поселков и буровых площадок Боване¬
нковского ГКМ, расположенных на склонах и междуречных пространствах, сформиро¬
вались антропогенные овраги. Все они в той или иной степени наследуют либо естест¬
венные небольшие овражки, либо ложбины стока, либо зоны быстрых сплывов. Однако
современное развитие этих оврагов целиком обусловлено перечисленными выше антро¬
погенными факторами овражной эрозии. За 10 лет с 1986 г. длина антропогенных оврагов
достигла 200-1000 м, глубина 4-5 м. На их водосборах сложилась сеть глубоких эрозионных
рытвин, которые обладают значительным эрозионным потенциалом. Все эти овраги
активны в настоящее время, практически не поддаются регулированию [3] и представляют
реальную угрозу сооружениям газового комплекса на Бованенковском ГКМ.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 .Лейбман М.О., Стрелецкая И.Д., Коняхин М.А. Оценка динамики поверхности Южно-Бованенковской
структуры (Средний Ямал) с 1949 по 1990 гг. // Геоморфология. 1997. № 2. С. 45—48.
2.	Калюжный ИД., Деларов Д.А. Оценка метелевого переноса снега на полуострове Ямал. // Метеорология
и гидрология. 1994. № 8. С. 99-103.
3.	Sidorchuk A., Grigor'ev V. Soil erosion on the Yamal Peninsula (Russian Arctic) due to gas field exploitation //
Advances in Geoecology. 1998. V. 31. P. 805-811.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
29.09.98

HUMAN-INDUCED GULLY EROSION AND THERMAL EROSION IN THE WEST PART
OF CENTRAL YAMAL
A. Yu SIDORCHOUK
Sum шагу
Landscape erosion stability of the Bovanenkovsky gas-field in the western Yamal is very low even at natural
conditions. It has decreased much more since exploration began, when additional factors of erosion have come to
existence. Man-induced gullies appeared close to settlements and derricks. From 1988 their lenght has grown up to
200-1000 m, depth - up to 4-5 m. All gulliers are active and from a real hazard to technical constructions at the gas-
field.
УДК 551.442(571.5)
© 2000 г.	А .Г. ФИЛИППОВ
ШЕРЛОПЫ - ПЕЩЕРЫ, КОЛОДЦЫ И ШАХТЫ В ТРЕЩИНАХ ОТСЕДАНИЯ
Ввведение
Среди гравитационных пещер, формирующихся в результате смещения пород под дейст¬
вием силы тяжести, известно несколько типов, отличающихся механизмом образования:
полости обрушения, провалов, глыбовых оползней, отседания склонов.
На Среднесибирском плоскогорье широко распространены пещеры, колодцы и шахты
последнего типа [1]. Они образуются в результате процесса отседания склонов, наблюдае¬
мого в 1932 г. Соколовым и Милановским [2], и представляют собой, по сути дела, пусто¬
телые трещины отседания, закрытые сверху глыбово-земляными скоплениями и почвой.
Трещины этого генезиса Коржуев [3] описывает под названием "трещины скалывания",
Лукин [4] - "трещины разгрузки", Лыкошин [5] - "трещины бортового отпора", Саваренский
[6] - "трещины скола", Соколов - "трещины отседания" [7].
Сущность явления отседания, по Н.И. Соколову, заключается в том, что при естест¬
венном врезе долины в массив происходит одностороннее снятие литостатической нагрузки,
которое приводит к неравномерной деформации породы, сопровождающейся новообразо¬
ванием трещин или раскрытием существующих. В эти трещины, параллельные или диа¬
гональные склону, набивается делювий и (или) обломки, осыпающиеся со стенок трещины,
и действуют на стенки как клин, отклоняя в сторону долины отделенную трещиной
пластину или столб породы [7]. Происхождение таких трещин, по Лукину [4], связано с
медленным смещением горных пород в сторону эрозионных врезов под влиянием внутрен¬
них напряжений и силы тяжести.
Наиболее обоснован механизм образования трещин бортового отпора (отседания) в ра¬
ботах Лыкошина [5, 8 и др.]. Согласно его модели, всякий массив, сложенный твердыми
несжимаемыми породами, находится в гидростатически-напряженном состоянии как в
результате стрессов сжатия, связанных с орогеническими и эпейрогеническими движе¬
ниями, так и от веса слагающих и прикрывающих его пород. Напряжение массива создано
силами сжатия, а действующее проявление этих сил имеет обратное направление, т.е.
является растягивающим. При возникновении эрозионных врезов внутреннее напряжение
получает возможность разгрузиться в сторону вреза, что при наличии жестких структурных
связей в породах приводит к образованию трещин бортового отпора (отседания). Трещины
103

отпора (отседания) образуются в той бортовой зоне вреза, где силы отпора (растяжения)
превышают противодействующий им вес пород и достаточны для того, чтобы преодолеть
структурные связи [9].
В результате отседания внутри трещин нередко образуются щелевидные пустоты,
замаскированные сверху толщей четвертичных образований. Именно такие пусто¬
ты, доступные для проникновения человека, и есть объект рассмотрения в настоящей
статье.
Многие исследователи отмечали, что процесс отседания (скалывания, разгрузки, отпора)
склонов часто развивается в карстовых областях. Н.И. Соколов специально подчеркивал,
что формы, возникшие в результате процесса отседания склонов, - воронки, рвы, пещеры -
нередко описываются в литературе как проявления карста, что недопустимо, поскольку
это два принципиально отличных процесса и их нельзя путать между собой [7]. Такие
пещеры и воронки являются псевдокарстовыми.
Терминология
Терминология пещер, возникших в результате отседания склонов, еще не устоялась.
Термины, используемые разными авторами для их обозначения, разнообразны. Так, Соко¬
лов называл их "псевдокарстовыми пещерами, связанным с отседанием склонов", "пеще¬
рами в трещинах отседания склонов" [7, с. 75], Турчинов [9] - гравитационными. Для
обозначения генезиса пещер, колодцев и шахт, обязанных своим происхождением отседа-
нию склонов в карстующихся массивах, Дублянский первоначально использовал термин
"коррозионно-гравитационные" пещеры и шахты [10]. Позднее Дублянский и Андрейчук
предложили другой термин - "дилатансионные" (от латинского "dilato" - расширение) -
включив их в подкласс гипергенных полостей [11]. Берсенев выделил пещеры "коррозион¬
но-разрывного типа", к которым отнес пещеры как в трещинах разгрузки, так и в текто¬
нических [12]. И Дублянским, и Берсеневым подчеркивается, что коррозионный процесс
играет лишь моделирующую (сопутствующую) роль. Ведущий фактор формирования корро¬
зионно-гравитационных пещер - движение известняковых блоков под влиянием силы тяже¬
сти или ее составляющих.
Лукин именовал подобные полости "пещерами в трещинах разгрузки" [4]. Им описаны
такие пещеры в кремнистых и рифовых известняках, в гипсах и ангидритах Уфимского пла¬
то. По его наблюдениям, частые провалы на склоновых участках, которые принято было
связывать с карстовыми процессами, в действительности чаще всего возникают над пусто¬
тами в трещинах разгрузки.
Спесивцев и Беляков назвали пустоты, обнаруженные ими в долеритах на берегах Ви-
люйского водохранилища в Якутии, "термокарстовыми пещерами, сформировавшимися по
пещерам бортового отпора" [13]. Эти исследователи пришли к выводу, что возникновение
поверхностных форм термокарста, а также пещер на склонах Вилюйского водохранилища
обусловлено протаиванием льдистых пород в трещинах бортового отпора (рис. 1). В
качестве примера ими описаны три пещеры в долеритах.
Гаал описал полости на краю базальтового плато Похански Град на юге Словакии под
названием "пещеры на краю базальтового плато" [14]. По его мнению они сформировались
благодаря растягивающим силам между краевыми блоками и массивом после эрозион¬
ного удаления прочного откоса базальтового покрова. Пещеры представляют
собой прямолинейные трещины шириной до 2 м, закрытые сверху раздробленными глы¬
бами.
Трещины, пещеры, колодцы и шахты, связанные с отседанием склонов, широко распро¬
странены в долинах Лены, Ангары, Илима и их притоков. Местное русское население
называет их шерлопами (в некоторых местностях - шарлопами). Мы предлагаем термин
"шерлопа" использовать в географической и спелеологической литературе для обозначения
пещер, колодцев и шахт в трещинах отседания, развитых в скальных и полускальных
породах различного состава - известняках, доломитах, долеритах, песчаниках, алевролитах
[1, 15]. Впервые в карстологической литературе этот термин для подобных объектов в
104

Рис. 1. Схема формирования термокарстовых пещер и провалов по трещинам бортового отпора на
Вилюйском водохранилище [13]
/ - суглинки делювиальные со щебнем и дресвой долеритов, 2 - суглинки элювиальные с глыбами, щебнем и
дресвой долеритов, 3 - глыбы, щебень, дресва и суглинки, сцементированные базальным льдом, 4 - доле-
риты трещиноватые, 5 - долериты слаботрещиноватые, 6 - верхняя граница многолетнемерзлых пород
бассейнах рек Куленги и Тальмы (бассейн р. Лены) был применен Лузиным и Дорохиным
[16], однако они считали, что шерлопы - это одна из форм карста терригенных пород с
карбонатным цементом - песчаников, алевролитов и аргиллитов.
Общая характеристика
Шерлопы независимо от состава и возраста вмещающих пород имеют сходные строение
и морфологию. Как правило, - это крутонаклонные или субвертикальные щели с зиянием
от 30 см до 4 м в наиболее крупных полостях. Средняя ширина ходов колеблется от 0,8 до
1,2 м.
Характерная особенность шерлоп - сужение поперечного сечения хода книзу. Во многих
пещерах пол как таковой отсутствует, равно как и "глухое" смыкание стен по простиранию
пещерообразующей трещины. На вертикальных сечениях таких шерлоп эти элементы
показываются условно - пунктиром, что отражает сужение хода до пределов возможности
физического проникновения человека. Измерения, проведенные с помощью лота, показали,
что зияющие трещины, непроходимые для человека, продолжаются вниз на глубину от
нескольких до десятков метров. Некоторые шерлопы в пределах Братского, Усть-Илим¬
ского, Вилюйского и других водохранилищ подтоплены до разных уровней (например,
шерлопы в траппах на р. Вилюй [15], шерлопа Спасская на Ангаре). В других случаях
наблюдаются ложные полы, сложенные крупнообломочным заполнителем, иногда прикры¬
тым сверху суглинком. Я называю их "ложными", поскольку они сформированы не на
скальном дне, как, например, полы ходов в карстовых пещерах, а представляют собой
висячие завалы, заклиненные в трещине; под ними снова прослеживается зияющая трещина-
щель, проходимая для человека. В зоне постоянной вечной мерзлоты обломочный мате¬
риал, как правило, сцементирован льдом. В ложных полах нередки провальные отверстия
105

Рис. 2. Строение шерлоп в плане
А - прямолинейные, Б - прямолинейные с коленообразными изгибами, В - Г-образные, Г - Т-образные, Д -
сочленение ходов под тупым углом, Е - разветвленные, Ж - лабиринтовые
либо полы прерывистые - т.е. распространены локальными участками по простиранию
трещины. Ложные полы располагаются на разных уровнях, образуя ложную этажность. В
некоторых шерлопах полы отсутствуют, встречаются лишь отдельные заклиненные облом¬
ки. Потолки шерлоп сложены, как правило, отломово-глыбовым заполнителем трещин,
нередко пронизанным корнями деревьев и кустарников. Стены шерлоп образованы
плоскостями скального массива и отседающего блока, либо плоскостями двух параллельно
отседающих пластин. Обычно они неровные, осложнены скальными полками, уступами,
нависающими карнизами.
Как правило, шерлопы прямолинейны (рис. 2А), но нередко имеют в плане и попереч¬
ном сечении незначительные коленообразные изгибы (рис. 2Б). Изредка встречается со¬
членение двух ходов под прямым (рис. 2В, Г), острым или тупым (рис. 2Д, Е) углами,
разветвление (рис. 2Д). Примеры шерлоп лабиринтового строения единичны (рис. 2Ж) [7,
17]. На Среднесибирском плоскогорье описана лишь одна шерлопа, имеющая в плане форму
лабиринта: "На Большом Каменном острове на р. Ангаре вблизи дер. Егоровой... в
перекрещивающихся трещинах отседания образовался целый лабиринт ходов шириной 0,7-
1,5 м, высотой 1-6 м. Стенки этих ходов были образованы известняковыми и кварцевыми
песчаниками устькутского горизонта, дно - глиной со щебнем, потолок - глиной, пере¬
плетенной корнями со щебнем" [7, с. 75].
В своем развитии шерлопы проходят три стадии: 1 - инициальная: формируется трещина
отседания зиянием до 30 см; 2 - щелевая, или собственно пещерная стадия: трещины
отседания раскрываются до размеров, доступных для проникновения человека; 3 - стадия
разрушения: характеризуется обрушением кровли и ложных этажей из-за сильного
раскрытия шерлопы, заполнением пустот обломочным материалом. Стадия завершается
уничтожением шерлопы.
По термическим условиям шерлопы Сибири разделяются на теплые и холодные (темпе¬
ратура воздуха соответственно либо выше 0°С зимой, либо ниже). Зимние температуры
воздуха внутри теплых шерлоп, заложенных в карбонатных породах, песчаниках и алевро¬
литах, составляют +0,4-+4°С при температурах на поверхности -10—45°С. Влажность
воздуха в шерлопах - 95-100%.
По воздушному режиму можно выделить пещеры статические и динамические. Первые
обладают слабым воздухообменом с поверхностью, они достаточно редки в зоне прерывис¬
той и островной мерзлоты, однако являются обычными для областей с непрерывной
многолетней мерзлотой; содержат мерзлые отложения, иногда промерзшие лужи, наледи.
Динамические шерлопы характеризуются интенсивным воздухообменом с поверхностью.
Порывы ветра фиксируются в шерлопах глубиной более 30-50 м. Ток воздуха бывает столь
силен, что снег, попадающий во входной колодец, вылетает наружу на высоту 0,5-1 м. В
Чанчурской шерлопе, заложенной в известняках нижнего кембрия, скорость потоков,
замеренная крыльчатым анемометром Ассмана, достигала 1-3 м/с на поверхности при
безветренной погоде [18]. Сильные воздушные потоки играют важную роль в геохимичес¬
ких процессах внутри шерлоп благодаря транспортировке и перераспределению влаги и
аэрозолей, способствуют формированию конденсационных образований, проникновению
низких температур зимой во внутренние части полостей.
106

Шерлопы играют важную гидрологическую и гидрогеологическую роль как коллекторы
подземных и поверхностных вод. Они собирают особенно большое количество поверх¬
ностных вод и верховодки после снеготаяния, летом и осенью после обильных дождей,
перехватывая практически весь сток в верхней части склонов. В некоторых шерлопах с
покрытым глиной дном, наблюдались следы водных потоков в виде полос на стенах с
налипшим растительным детритом, а также русел временных ручьев.
Географическое распространение шерлоп
К настоящему времени в Восточной Сибири зарегистрировано и заснято 53 шерлопы, 27
из них на Ангаро-Ленском плато в средне-верхнекембрийских песчаниках и алевролитах,
нижнеордовикских песчаниках, нижнетриасовых траппах вдоль рек Лены, Куленги, Ангары,
Илима, Игирмы, Якурима. К Присаянскому прогибу приурочены 19 шерлоп, заложенных в
венд-нижнекембрийских и нижнекембрийских карбонатных породах, песчаниках венда на
реках Онот, Иреть, Шаманка, Тойсук. В Предбайкальском предгорном прогибе известны
две шерлопы: одна-на р. Манзурке в средне-верхнекембрийских песчаниках, другая - на
р. Лене в нижнекембрийских известняках. Две шерлопы сформированы в рифейских слан¬
цах на р. Еловка в Приморском хребте, две - в верхнеордовикских гипсово-алевролитовых
породах на р. Вилюй, одна - в нижнесилурийских известняках на р. Алакит в Западной
Якутии.
Протяженность шерлоп изменяется от 12 до 820 м, составляя в среднем 75 м; она харак¬
теризует суммарную протяженность ходов в глыбовом заполнителе без учета их углов
наклона. Более объективный показатель - длина горизонтальной проекции шерлопы,
колебания которой составляют 8-125 м, в среднем-34 м. Средняя глубина шерлоп 28 м.
Щелеобразные пещеры в трещинах разгрузки с одним или несколькими входными отвер¬
стиями описаны Лукиным на восточном участке БАМа [19]. Данные о пещерах, связанных
с трещинами отседания в девонских известняках Уфимского амфитеатра, приведены
Соколовым [17]. Многочисленные шерлопы (коррозионно-гравитационные пещеры и
шахты, по Дублянскому [11]) распространены в известняках Горного Крыма. Турчиновым
[10] описаны шерлопы (’’гравитационные пещеры") в песчаниках Украинских Карпат на
хребте Ключ. С трещинами отседания склонов связаны многие "расселинные" пещеры
Австрии и Баварии, пещеры в сенонских мергелях бассейна Кудепсты в Адлерском районе,
в неогеновых конгломератах в долине р. Пхисты в Абхазии [7]. О пещерах на краю
базальтового плато на юге Словакии упоминалось выше.
Примеры шерлоп
Шерлопа Куницы некая-10 (рис. 3) расположена на склоне левого берега р. Лены в 1,5 км
от дер. Куницыно на пашне. Склон пологий (5-8°), относительное превышение над урезом
воды в Лене - 133 м. Шерлопа заложена в коричневых, желтовато-коричневых, средне- и
тонкоплитчатых, горизонтально залегающих песчаниках и алевролитах верхоленской
свиты сред него-верхнего кембрия.
Шерлопа представляет собой узкую вертикальную трещину северо-западного простира¬
ния (315°) с зиянием 0,4-1 м (в среднем 0,5 м), с неровными, нередко ступенчатыми, обва¬
ливающимися стенками. С глубины 35 м стенки гладкие, ровные. Потолок образован глы¬
бами и отломами, местами сцементированными коричневым суглинком. В результате
обрушения кровли образовалось несколько входов в шерлопу. В то же время во многих
местах шерлопа загромождена обломочным материалом вследствие чего прохождение ее
сильно затруднено.
Вторичные образования представлены обвальными глыбами, отломами, щебнем, делю-
виально-солифлюкционными глинами, покрывающими стены слоем мощностью 1,5 см,
конденсационными кальцитовыми почкообразными агрегатами, весьма непрочными и
рыхлыми, развитыми лишь в верхней части полости. У входов в шерлопы зимой образуются
разнообразные по величине и форме сублимационные ледяные кристаллы, на глубинах до
15 м встречаются ледяные сталагмиты, на отдельных участках на стенках распространен
107

Рис. 3. План, разрез и сечения шерлопы Куницынская-10 (топосъемка В.Б. Савельевой и В.И. Каковина,
Иркутская городская секция спелеологов, 1977 г.)
/ - глыбы и отломы; породы верхояенской свиты среднего кембрия: 2 - песчаники, 3 - алевролиты
покровный гидрогенный лед. Окраска ледяных образований различная - от бесцветной,
молочно-белой и желтовато-белой до красно-коричневой за счет примеси суглинка.
Пещеры, рвы, воронки и другие формы в трещинах бортового отпора в нижнетриасовом
долеритовом силле описаны на берегах Вилюйского водохранилища [14]. Долериты, в кото¬
рых образовались провальные формы рельефа, представлены средне- и мелкозернистыми
разностями, слабо затронутыми выветриванием. Они имеют нечетко-столбчатую, столбча¬
тую и параллелепипедную отдельности. С поверхности коренные породы перекрыты слоем
щебнисто-суглинистых пород мощностью 2,5 м.
Ширина шерлоп 1-3 м, высота 1-2 м. В кровле пещер лежат коричнево-серые щебнистые
суглинки с большим содержанием льда. В днищах пещер - текучепластичные суглинки со
щебнем и дресвой долерита. В забое одной из шерлоп наблюдалась вертикальная жила льда
мощностью 1,2 м. Стенки шерлоп обычно ровные и соответствуют поверхностям трещин.
В плане коридор имеет слабоизвилистые очертания. Шерлопы часто прослеживаются на
продолжении воронок, каньонов, рвов отседания.
Большинство провальных форм в долеритах ориентированы параллельно или под
небольшим углом к береговой линии или параллельно оси водохранилища, располагаясь на
полуостровах, омываемых заливами.
Наиболее крупной является Куртуйская шерлопа (рис. 4), расположенная в предгорьях
Восточного Саяна в приводораздельной части левого берега р. Онот на высоте 260 м над
руслом. Она развита в нижнекембрийских толстослоистых горизонтально залегающих
известняках. Над шерлопой находится ров отседания, осложненный цепью суффозионных
конических воронок, к днищам двух из которых приурочены входные колодцы, ведущие в
шерлопу. Третий вход представляет собой колодец диаметром 0,5 м на плоской вершине
108

Рис. 4. План, разрез и сечение Куртуйской шерлопы (топосъемка А.И. Иванова, В.Б. Савельевой и др.,
Иркутская городская секция спелеологов, 1972-1976 гг.)
1 - глыбы, отломы, 2 - глина, 3 - нижнекембрийские известняки
водораздела, расположенный на одной линии с рвом отседания над Куртуйской шерлопой.
Потолок шерлопы образован смещенными блоками пород. На глубинах 5-15 м этот
раздробленный потолок заканчивается и колодцы выводят в щелеобразную шахту шириной
1,5-4 м с вертикальными стенками. На глубине 40-50 м находится верхнее ложное дно,
сложенное щебнем, отломами и глыбами известняков. На отдельных участках заметны
фрагменты вскрытой древней карстовой полости, рассеченной трещиной отседания. Ниже
полости на полу и на скальных полках лежат многочисленные обломки древних
раскристаллизованных натечных кор мощностью до 0,5 м, карстовых брекчий, кварцевые и
кремневые гальки.
В ряде мест в полу имеются проходы, ведущие в нижнюю часть шерлопы. В интервале
глубин 60-100 м стенки чистые, хорошо промытые сочащейся водой. Во многих местах
отчетливо видно, что полость образовалась за счет отседания скального блока: незначи¬
109

тельным выступам на одной стенке соответствуют углубления на противоположной стенке;
на глубине 70 м булавовидный строматолит рассечен трещиной отседания на две части,
находящиеся на противоположных стенках хода. После того, как одна из частей стро¬
матолита была извлечена, удалось в точности сложить ее со второй частью так, что они
образовали единое целое. Эти факты однозначно доказывают то, что полость образовалась
в результате отседания склона, а не благодаря растворению породы.
Шерлопа с глубиной постепенно сужается и на глубинах 120-144 м ширина хода
составляет 30-50 см. Стенки в этих интервалах глубин покрыты толстым слоем (5-10 см)
липкой глины красно-коричневого цвета. Температуры воздуха в Куртуйской шерлопе
составляют +2 - +4°С зимой, +4 - +7° летом. Относительная влажность воздуха достигает
100%. Весной после снеготаяния и летом после выпадения осадков в шерлопе наблюдается
густой туман и подземный дождь.
Обвальные явления в шерлопах
Обрушения и обвалы - неотъемлемые и закономерные явления в жизни шерлоп. Это
обусловлено тем, что кровля и ложные этажи, а часто и отдельные заклиненные обломки
находятся в состоянии неустойчивого равновесия. Причины обрушений и провалов - суф-
фозионный вынос мелкозема из кровли шерлоп и ложных полов; повторяющееся увлаж¬
нение отложений; прогрессирующее расширение шерлоп в результате отседания; замерза¬
ние - оттаивание отложений в верхних частях полостей; сейсмические толчки, вибра¬
ционные эффекты.
Подавляющее количество входов в шерлопы имеет провальную природу. Исключениями
являются входы, разобранные спелеологами в днищах воронок во рвах отседания, а также
боковые входы на обрывистых, интенсивно расчлененных участках речных долин, почти
лишенных рыхлого покрова.
Роль обрушений в жизни шерлоп многогранна. Это - формирование обломочных
отложений, расширение шерлоп, а следовательно, и увеличение запасов влаги в шерлопах,
возможность конденсации влаги; расклинивание трещин отседания на все более низких
уровнях, что приводит к их дальнейшему раскрытию.
Выводы
1.	Шерлопы представляют собой пещеры, колодцы и шахты в трещинах отседания
склонов.
2.	Шерлопы широко распространены на Среднесибирском плоскогорье, что обусловлено
столообразным рельефом земной поверхности, скальным и полускальным характером
пород, глубоким эрозионным врезом и крутосклонным рельефом речных долин.
3.	Нередко шерлопы не имеют дна, представляя собой постепенно суживающуюся
трещину; характерны также ложные полы и этажи, сформированные глыбово-отломовым
заполнителем трещин, заклиненным в узких участках.
4.	Для шерлоп характерны обвальные, делювиально-солифлюкционные и конден¬
сационные хемогенные вторичные образования.
5.	В карстовых районах шерлопы часто относят к карстовым формам, что неправомерно,
поскольку карст и отседание склонов - два принципиально разных процесса.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Filippov A.G. Gravity caves of the Siberian Platform // Proceedings of the 12 Int. Congress of Speleology.
La Chaux-de-Fonds, Switzerland. 1997. V. 1. P. 465-468.
2.	Соколов Н.И. Геоморфология долины Ангары от истока до порогов // Матер. I Всес. геогр. съезда. Л.,
1933. Вып. 2. С. 113-119.
3.	Коржу ев С.С. Карст Средней Сибири и Якутии // Вопросы общего и регионального карстоведения. М.:
Изд-во МГУ, 1977. С. 132-151.
4.	Лукин В.С. Пещеры в трещинах разгрузки // Пещеры. 1965. Вып. 5(6). С. 74-81.
110

5.	Лыкоишн AT. Трещины бортового отпора // Бюлл. МОИП. 1953. Отд. геол. Т. 28. Вып. 4. С. 53-69.
6.	Саваренский Ф.П. Инженерная геология. Изд. 2. М.: ГОНТИ. 1939. 488 с.
7.	Соколов Н.И. О соотношении карста и явления отседания склонов // Общие вопросы карстоведения. М.:
Изд-во АН СССР, 1962. С. 70-77.
8.	Лыкоишн А.Г., Молоков Л.А., Парабучев И.А. Карст и строительство гидротехнических сооружений.
М: Гидропроект, 1992. 323 с.
9.	Турчинов И.И. Гравитационные пещеры хребта Ключ (Украинские Карпаты) // Свет. 1992. Вып. 4(6).
С. 15-17.
10.	Дублянский В.Н. Карстовые пещеры и шахты Горного Крыма. Л.: Наука, 1977. 182 с.
11.	Дублянский В.Н., Андрейчук В.Н. Спелеология. (Терминология, связи с другими науками, классификация
полостей). Свердловск: Горный ин-т Уральского отд. АН СССР, 1989. 33 с.
12.	Берсенев Ю.И. Карст Дальнего Востока. М.: Наука, 1989. 172 с.
13.	Спесивцев В.И., Беляков Л.П. Провальные формы рельефа в траппах на склонах Вилюйского
водохранилища //Труды Гидропроекта. 1980. Т. 73. С. 69-81.
14.	Gaal L. The model of development of basalt caves by slope movement // Proseedings of the 12 Int. Congress of
Speleology. La Chaux-de-Fonds, Switzerland, 1997. V. 1. P. 464.
15.	Филиппов AT. Шерлопы // Карстовые провалы. Екатеринбург: Наука, 1994. С. 22-25.
16 .Лузин В.Ф., Дорохин В.Д. Шерлопы-одна из форм карста терригенных пород // Мероприятия по
повышению устойчивости земляного полотна в карстовых районах БАМ и другие вопросы
карстоведения. (Тез. докл. Всесоюзн. науч.-техн. совещ. 19-21 окт. 1977 г.) Красноярск, с. 61-63.
17.	Соколов Д.С. Основные условия развития карста. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 322 с.
18.	Трофимов Е.В. Чанчурская пещера в Иркутской области // География и приодные ресурсы. 1993. № 2.
С. 182-184.
19.	Лукин В.С. Пещеры в трещинах разгрузки и крупноглыбовых осыпях на восточном участке БАМа //
Мероприятия по повышению и устойчивости земляного полотна в карстовых районах БАМа и другие
вопросы карстоведения. (Тез. докл. Всесоюзн. науч.-техн. совещ. 19-21 окт. 1977 г.) Красноярск,
с. 38-39.
Вост.-Сиб. НИИГГ и МС, Иркутск	Поступила в редакцию
05.08.97
SHERLOPIES - CAVES, WELLS AND PITS IN THE UNLOADED SLOPES
A.G. PHILIPPOV
Sum m a г у
Sherlopies are caves, wells and pits formed due to process of slope unloading. Morphologically they are vertical or
steep cracks, clefts, horizontal crack-like caves growing in dolomite, limestone, gypsum-aleurolitic rocks, sandstone,
aleurolite, trapps, shale. False floor, collapses, and intensive weathering of rocks in upper part of sherlopy are
characteristics. By their microclimate sherlopies are divided into warm or cold, static or dynamic. IllIll

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
2000
НАУКА ЗА РУБЕЖОМ
УДК 551.4.01:168+551.435.11(510)
©2000 г.	ЛЮ ШУГУ АН, Р.С. ЧАЛОВ
КЛАССИФИКАЦИИ РЕЧНЫХ РУСЕЛ В КИТАЙСКОЙ
РУСЛОВЕДЧЕСКОЙ ЛИТЕРАТУРЕ
(аналитический обзор)1
Вопросы классификации речных русел и русловых деформаций постоянно привлекают
внимание исследователей, периодически создаются новые схемы, уточняются и детализи¬
руются старые. Основываясь во многих случаях на региональном материале, а точнее - на
том материале, которым владеет исследователь, подходы к их разработке в известной мере
отличаются друг от друга. В России наибольшую известность и распространение получили
классификации К.И. Российского и И.А. Кузьмина, ГГИ и МГУ. Их анализ и сопоставление
вместе с другими классификациями, предложенными в бывшем СССР, был дан в спе¬
циальной статье [1] и отчасти в реферативном обзоре [2]. В России достаточно известны
также классификации европейских и американских ученых, в частности С.А. Шумма,
А.Д. Милла, Б.Р. Руста, Р. Келлерхальса, Й. Левина и некоторые другие. Их обзор был
выполнен А.Ю. Сидорчуком [2].
Однако вне поля зрения российских специалистов в области русловых процессов
остались очень интересные работы китайских ученых, главным образом из-за языкового
барьера. Вместе с тем специфика природных условий, с одной стороны, и очень большая
актуальность проблем регулирования русел рек Китая из-за размывов берегов, наводнений,
транспортного использования и т.д., с другой, обусловили высокий уровень и интенсивное
развитие русловых исследований, публикацию многочисленных монографий и специальных
атласов русловых деформаций. При этом в Китае предложено несколько классификаций
речных русел. Так как они не известны в России, ознакомление с ними может быть весьма
полезно, в том числе с точки зрения обоснования подходов к созданию универсальной
типологии русловых процессов и форм их проявления.
Характерно, что все они опираются на схему, предложенную К.И. Российским и
И.А. Кузьминым [3]. Принимая ее за основу, вносятся некоторые дополнения, связанные со
спецификой русловых процессов на реках Китая. Главное дополнение - выделение
блуждающего типа русла. Наиболее близкой к исходной схеме К.И. Российского и
И.А. Кузьмина является "краткая" классификация Уханьского института водного хозяйства
и гидроэнергетики р. Янцзы, в которой выделяется четыре типа русла: 1) прямолинейное,
пологоизвилистое, 2) меандрирующее, 3) блуждающее, 4) разветвленное. При этом в термин
"блуждающее русло" здесь вкладывается иной смысл, чем в классификации К.И. Рос¬
сийского и И.А. Кузьмина. Последние блуждающие русла морфологически называли раз¬
бросанными, характеризуя их как "отличающиеся обилием рукавов и притоков, разде¬
ленных между собой осередками и островами" [4, с. 10] и, следовательно, отождествляя со
сложно разветвленными; при этом под блужданием имеется в виду многостержневой
характер потока и быстрые перемещения его динамической оси по многочисленным
рукавам. В китайской литературе блуждающее русло отличается очень большой шириной, в
пределах которой происходит постоянное (в многоводную фазу режима и год от года) и
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 00-15-98512).
112

Таблица 1
Типы русел и их характеристики, по Линь Чэнкуню [7]
Тип русла
Характер
берегов и их
строение
Рельеф русла
Относительная
статическая
характеристика
русла: устойчивость
рельефа русла >/<
устойчивости
берегов
Прямолинейное,
пологоизвилистое
Коренные бе¬
рега,
сложенные
устойчивыми
грунтами
Побочни вдоль
обоих берегов
<
Меандрирую-
щее
Устойчивые
излучины
Двучленное
или
пластовое
чередование
песчаных и
глинистых
грунтов
Выпуклый
берег с высокой
поймой
>
Блуждающие
излучины
Выпуклый
берег с низкой
поймой
<
Разветвленное
Устойчивые раз¬
ветвления
Песчаное или
пылеватое
строение
Острова
>
Блуждающие
разветвления
Острова
При низких
значениях
устойчивости
рельефа русла и
берегов
очень интенсивное изменение положения меженного русла (его перемещение на сотни и
тысячи метров в год) среди обширных, быстро смещающихся отмелей при относительной
прямолинейности самой формы русла (в бровках пойменных или коренных берегов).
Наиболее близко к такой характеристике блуждающего русла стоит блок "блуждающие
реки" в классификации С.Т. Алтунина [5], который противопоставил реки с этим типом
русла по значению показателя устойчивости - числа Лохтина (Сырдарья - 2-2,5, Амударья -
1,0) неустойчивым, (Л = 12 - Волга в среднем течении, Л = 5-6 - Дон в нижнем течении) и
устойчивым (Л > 30) рекам.
Отличительная особенность китайских классификаций русел - выделение нескольких
разновидностей каждого из типов русел (это сближает классификации с морфодина¬
мической классификацией МГУ [6]) и обоснование их специальными показателями, от¬
ражающими определяющие факторы или представляющими типовые гидроморфологи¬
ческие характеристики. Первая классификация такого рода, предложенная Линь Чэнкунем
[7], представлена в таблице 1. Интересно, что здесь отсутствует собственно блуждающее
русло, хотя по отношению к руслу Хуанхэ в среднем и нижнем течении этот термин широко
применяется во всей литературе, посвященной этой реке. В работе Линь Чэнкуня термин
"блуждающее русло" применяется для разделения излучин и разветвлений на устойчивые и
блуждающие. Приводимые им описания позволяют соотнести с блуждающим руслом
выделяемые им блуждающие разветвления, которые образуются осередками (в российской
литературе иногда говорят об осередковой многорукавности): иногда возникающие на
их основе острова (появляется растительность) неустойчивы и быстро размываются по¬
током.
113

Таблица 2
Типы речных русел по Линь Чэнкуню [8]
Индекс
Типы русла
Формы проявления
I. Неаллювиальное
1
V-образная долина
2
Ящикообразная долина
3
Меандрирующее русло
4
Врезанное русло
5
Разветвленное русло
II. Полуаллювиальное
1
Прямолинейное пологое
извилистое русло
2
Извилистое русло
3
Разветвленное русло
III. Аллювиальное
1
Прямолинейное пологое
извилистое
устойчивое пологое извилистое
неустойчивое прямолинейное
2
Извилистое
устойчивое извилистое
свободное извилистое
3
Разветвленное
устойчивое разветвленное
неустойчивое разветвленное
4
Разбросанное
пойменно-русловое блуждающее
блуждающее
В последнее время Линь Чэнкунь [8], сохраняя в общем принцип построения класси¬
фикации, предложил новый ее вариант (табл. 2), в котором содержание исходной схемы
полностью включено в тип III - аллювиальное русло, уточнены некоторые названия (блуж¬
дающие излучины названы свободными, блуждающие разветвления неустойчивыми), прямо¬
линейное, пологоизвилистое русло разделено на два типа; особо выделено разбросанное с
двумя подтипами, имеющими определения "блуждающие". Универсальность этому варианту
классификации придает выделение неаллювиальных и полуаллювиальных русел, хотя в нем
автором допущена непоследовательность терминологии: использование характеристик
формы долины реки для обозначения типа русла.
Условия формирования того или иного аллювиального типа русла Линь Чэнкунь
определяет соотношением устойчивости рельефа русла (его дна) и берегов к воздействию
потока, названную им "относительной статической характеристикой". Согласно этим
данным устойчивые разновидности русел (излучины и разветвления) формируются в
условиях когда переформирования русла меньше, чем берегов; блуждающие возникают при
обратном соотношении, а блуждающие разветвления при относительном равенстве и очень
низкой устойчивости к размыву как русла, так и берегов.
Почти одновременно с первым вариантом классификации Линь Чэнкуня типизацию
русел с оценкой их устойчивости и характеристикой определяющих факторов предложил
Фан Цзундай [9]. Выделяя наряду с островным (аналог разветвленных), меандрирующие и
114

Таблица 3
Типы русел рек по Фан Цзундаю [9]
Тип русла
Фактор
Характеристи-
гидрологичес¬
кий, Cv
наносный,
&/рР
морфологичес¬
кий, В/Ь
ка устойчивос¬
ти русла
Островные
<0,3
^1
2-7
самые
устойчивые
Меандрирующие
<0,4
^1
7-40
относительно
устойчивые
Блуждающие
>0,4
>\
>40
самые неустой¬
чивые
Примечание. Cv- коэффициент вариации стока, ро - объем наносов выносимых с верхнего
по течению участка реки, рр - транспортирующая способность потока, В - ширина полосы
реки (в многоводную фазу режима), Ъ - ширина поверхности воды в неразветвленном русле
(меженное русло без обсохших отмелей).
Таблица 4
Типы русел и их характеристики по Цянь Нину [11]
Типы русла
Характеристика
Конкретные
примеры
морфологи¬
ческая
кинематичес¬
кая
устойчивости
Блуждающие
Разбросанное
многорукавное
русло
Блуждание
Очень
неустойчивые
Нижнее течение
Хуанхэ,
Брахмапутра (Индия)
Разветвленное
Разветвленное
Периодическое
развитие
каждого
рукава
Между 1 и 3
Среднее и нижнее
течение Янцзы,
Нигер (Нигерия)
Врезанные
излучины
Меандрирую¬
щие
Меандрирую¬
щие
Свободные
излучины
Относительно
устойчивые
Среднее течение
Янцзы, Вэйхэ
(Китай), среднее
течение Миссисипи
(США)
Вынужденные
излучины
Прямолинейное
Прямолиней¬
ное
Устойчивое
Нижнее течение
Миссисипи
блуждающие русла (табл. 3), этот исследователь, по существу, впервые обосновал само¬
стоятельное существование последних. Одновременно он показал, что блужданию реки
соответствует превышение поступающего в русло количества наносов над транс¬
портирующей способностью потока (Ро/рр), т.е. условие направленной аккумуляции нано¬
сов. Характерно, что в Китае обычно не выделяют реки по направленности вертикальных
русловой деформаций. В данном случае утверждается, что русло блуждает, если в нем идет
интенсивная аккумуляция наносов.
115

Рис. 1. Типизация русел рек, предложенная Инь Гоканом [10]
Второе факторное условие Фан Цзундай связывает с многолетней неравномерностью
стока, считая, что при большом коэффициенте вариаций стока - Cv происходит непре¬
рывный рост отметок поймы и русла, в результате чего со временем не происходит уве¬
личения разности высот поймы и русла. Уменьшение Cv приводит, по его мнению, к пре¬
имущественному росту в высоту поймы, наибольшему у разветвленных (островных) русел.
Использование морфометрического параметра Bib - отношения ширины водной по¬
верхности при затопленных отмелях к таковой в межень (когда обсыхают отмелые части
русла) показало, что в межень русло блуждающего типа существенно уже, чем при
руслонаполняющем расходе. Однако Фан Цзундай пришел к парадоксальным выводам, что
"русло островной реки относится к самому устойчивому" и сам отмечает, что это
"противоречит ранее признанному всеми понятию, что русло меандрирующей реки
представляет самое устойчивое" [9, с. 12]. По-видимому, здесь речь идет о частном случае
формирования разветвлений в устойчивом русле; многочисленные данные, приводящиеся в
российской, китайской и англоязычной литературе убедительно свидетельствуют об
обратном.
В 1977 г. была опубликована поздняя классификация русел Инь Гокана [10], которая,
хотя и отмечает стрелками между типами русла возможные пути изменений их раз¬
новидностей (рис. 1), является "шагом назад" по сравнению с предшествующими. В ней
блуждающее русло соотнесено только с неустойчивыми разветвлениями, отсутствует это
определение у меандрирующих русел и, наконец, не даются факторы и другие показатели,
характеризующие условия формирования того или иного типа русла.
Наиболее распространенной в Китае является классификация Цянь Нина [11], пред¬
ставленная в табличной форме (табл. 4); в ней каждый тип русла (морфодинамический, по
своему существу) сопровождается морфологической и кинематической характеристикой (в
действительности, последняя представляют собой определенные виды русловых дефор¬
маций), характеристикой устойчивости русла и противоэрозионной устойчивости его
берегов. Приведенные в таблице примеры свидетельствуют о том, что эта классификация
основывается на материалах по крупным рекам мира, включая китайские (Хуанхэ, Янцзы,
Вэйхэ).
116

Рис. 2. Гины русел рек, по Шэн Юйчан и Гун Гоюань [12]

Цянь Нин предлагает также показатель блуждания русла реки представить в виде
формулы:
hi
где —— - устойчивость русла реки (фактически это - показатель, обратный устой-
d35
чивости); если поменять местами числитель и знаменатель, то получается известный в
России показатель В.М. Маккавеева; / - уклон; Втах - ширина русла при руслонаполняющем
расходе; Вп - и hn - соответственно, ширина и глубина меженного русла; Qmax и Smin ~
максимальный и минимальный расходы воды; Qn - среднемноголетний расход воды; AQ -
амплитуда изменений расхода воды; Т - длительность меженного периода. Для
блуждающего русла 0 > 0,5, для остальных типов русла (неблуждающих) 0 < 2; русла с 0 =
= 2-5 определены как русла переходного типа.
Динамический элемент в явном виде отсутствует в классификации Шэн Юйчан и Гун
Гоюань [12], в основу которой положены исключительно морфологические признаки
(рис. 2). Вместе с тем в ней сделана попытка учесть специфику русел горных рек, нераз-
ветвленные русла охарактеризованы степенью развитости их изгиба: соотношением длины
русла 1 и шага излучины L. Характерно, что к прямолинейным, как и в российской
литературе, отнесены русла, у которых 7/L = 1,0-1,2 (по [13] 1IL < 1,15). По общей структуре
эта классификация наиболее близка к предложенной Н.И. Маккавеевым [14], который
выделил два основных типа - неразветвленное (относительно прямолинейное и меан-
дрирующее) и разветвленное, а по форме и содержанию - к морфодинамической клас¬
сификации МГУ [6]. По-видимому, это связано с тем, что в начале 60-х годов Гун Гоюань
была аспиранткой Н.И. Маккавеева в МГУ.
Таким образом, можно констатировать общность подходов российских и китайских спе¬
циалистов к проблеме классификации речных русел - выделение трех основных, само¬
стоятельно развивающихся типов русла: извилистого (меандрирующего), разветвленного и
относительно прямолинейного (неразветвленного или слабоизвилистого); в большинстве
китайских классификационных схем присутствует еще один специфический тип русла -
блуждающее, что связано с региональными особенностями русловых процессов. Достои¬
нством этих схем являются попытки обоснования каждого выделяемого типа гидролого¬
морфологическими зависимостями.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Чалое Р.С. О классификации речных русел // Геоморфология. 1980. № 1. С. 3-16.
2.	Сидорчук А.Ю. Морфология и динамика руслового рельефа // Итоги науки и техники. Сер. Гидрология
суши. Том 5. М.: ВИНИТИ. 1985. 164 с.
3.	Российский К.И., Кузьмин ИЛ. Некоторые вопросы прикладной теории формирования речных русел //
Проблемы регулирования речного стока. Вып. 1. М. - Л.: Изд-во АН СССР, 1947. С. 88-130.
4.	Российский К.И., Кузьмин ИЛ. Закономерности формирования речных русел // Русловые процессы. М.:
Изд-во АН СССР, 1958. С. 5-14.
5.	Алтунин С.Т. Регулирование русел. М.: Сельхозиздат, 1962. 352 с.
6.	Чалое Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации речных русел //
Геоморфология. 1996. № 1. С. 2-36.
7.	Линь Чэнкунъ. Классификация типов русел // Вестник Нанкинского университета. 1963. № 1. С. 2-10.
(на китайском языке)
8.	Линь Чэнкунь. Наносы и речная геоморфология. Нанкин: Изд-во Нанкинского ун-та, 1992, 308 с. (на
китайском языке)
9.	Фан Цзундай. Анализ типов рек и его применение в регулировании русла // Вестник водного хозяйства.
1964. № 1. С. 2—12. (на китайском языке)
10.	Инь Гокан. Речная геоморфология нижнего течения р. Вэйхэ. 1983. 230 с. (на китайском языке)
11.	Цянь Нин, Чжань Чжень, Чжоу Чжидэ. Русловые процессы. Пекин: Наука, 1987. 584 с. (на китайском
языке)
12.	Шэнь Юйчан, Гун Гоюань. Речная геоморфология. Пекин: Наука, 1986. 207 с. (на китайском языке)
118

13.	Иванов В.В., Чалов Р.С. Прямолинейные неразветвленные русла как морфодинамический тип //
Геоморфология. 1991. № 2. С. 67-73.
14.	Проектирование судовых ходов на свободных реках // Труды ЦНИИЭВТ. Вып. 36. М.: Транспорт, 1964.
264.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	22.12.98
RIVER CHANNEL'S CLASSIFICATION IN THE CHINESE SCIENTIFIC PUBLICATIONS
(AN ANALYTIC REVIEW)
LYU SHUGUAN, R.S. CHALOV
Sum тагу
The article contains discussion of river channel types classifications made by Chinese specialists. The criticism on
the classifications and their comparison with those accepted in Russia are given.
119

Павел Алексеевич Каплин
(К 70-летию со дня рождения)
31 октября 2000 г. исполняется 70 лет Павлу Алексеевичу Каплину - большому ученому, профессору,
доктору географических наук, заслуженному деятелю науки РФ, заведующему лабораторией новейших
отложений и палеогеографии плейстоцена Географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.
П.А. Каплин - крупный специалист в области геоморфологии, физической географии и океанологии.
После окончания Географического факультета МГУ и защиты в 1956 г. кандидатской диссертации он более
десяти лет проработал в Институте океанологии АН СССР и проводил исследования на берегах
дальневосточных и южных морей СССР и современной России. Тогда же появилась первая из более чем
10	монографий Павла Алексеевича "Фиордовые берега Советского Союза" (1962), ставшая первой не
только в российской, но и в мировой литературе книгой о развитии этого типа берегов.
В 1969 г. П.А. Каплин организовал крупную лабораторию Географического факультета МГУ им. М.В.
Ломоносова, занимающуюся изучением новейших отложений и истории природной среды в плейстоцене.
Павел Алексеевич возглавляет эту лабораторию уже более 30 лет. Под его руководством защищено
11	кандидатских диссертаций, 8 его учеников успешно защитили докторские диссертации. В течение многих
лет он читал курс "Происхождение и развитие океана" для студентов геоморфологов и палеогеографов
Географического факультета МГУ.
Павел Алексеевич исследовал берега почти всех морей России (Чукотского, Берингова, Японского,
Охотского, Каспийского, Белого, Балтийского, Черного, Азовского), а также многих других стран. В каче¬
стве стипендиата ЮНЕСКО в 1965-66 гг. изучал берега Франции, Великобритании, Нидерландов и Японии.
Все это позволило ему разработать концепцию развития морских берегов и успешно защитить в 1970 г.
докторскую диссертацию по теме "Новейшая история побережий Мирового океана". В 1973 г. была
опубликована аналогичная монография, которая стала настольной книгой для нескольких поколений гео¬
морфологов и палеогеографов.
В конце 1970-х и начале 80-х годов Павел Алексеевич руководил береговыми геоморфологическими
исследованиями во время научных экспедиций на судах "Каллисто" и "Академик Петровский" в бассейнах
Тихого и Индийского океанов. С 1980 г. - руководитель работ по комплексному изучению опорных разрезов
новейших отложений различных районов бывшего СССР. В качестве научного руководителя возглавлял
большой коллектив исследователей по подготовке ТЭД по комплексной защите и освоению российских
берегов Каспийского моря в условиях подъема его уровня (1990-1993 гг.).
120

П.А. Каплин - автор и соавтор более чем 260 научных работ, в том числе 10 монографий. Кроме
упомянутых выше, в их числе такие итоговые для нашей науки книги как "Берега” (в соавторстве, 1991),
"Развитие морских берегов России..." (в соавторстве, 1997), "Изменения уровня морей России и развитие
берегов: Прошлое, настоящее, будущее" (в соавторстве, 1999). Под его научной редакцией опубликовано 29
монографий и сборников.
В 1973 г. удостоен звания профессора, а в 1993 г. - звания заслуженного деятеля науки РФ. За свои
научные работы П.А. Каплин награжден премией Президиума АН СССР, почетным дипломом Всесоюзного
Геоморфологического общества, премией им. Д.Н. Анучина, Ломоносовской премией МГУ первой степени,
золотой медалью ВДНХ СССР.
Результаты работ П.А. Каплина широко публиковались за рубежом и получили общее одобрение.
П.А. Каплин удостоен международной медали принца Альберта Монакского I за выдающиеся достижения в
области океанологии и морской геологии.
П.А. Каплин - член ученых советов географического ф-та МГУ, Институтов географии и океанологии
РАН. В течение многих лет был членом редколлегий журналов "Океанология" и "Journal of Coastal Research",
в настоящее время - член редколлегии журнала "Геоморфология". Долгое время Павел Алексеевич
является председателем рабочей группы "Морские берега" Совета РАН по проблемам Мирового океана.
П.А. Каплин - почетный член Комиссии по четвертичным береговым линиям Международной ассоциации
по изучению четвертичного периода, почетный член Комиссии по береговым природным системам Меж¬
дународного географического союза, председатель национальной рабочей группы проекта Международной
программы геологической корреляции ЮНЕСКО по колебаниям уровня моря и развитию морских берегов.
П.А. Каплин часто выступает экспертом и консультантом практических организаций, деятельность
которых связана с освоением океана, особенно его прибрежной полосы и шельфа.
Павел Алексеевич - душа всего коллектива лаборатории новейших отложений и палеогеографии
плейстоцена и других коллективов, в которых он работал или работает сейчас. Глубокая порядочность,
доброта и терпимость к научному и прочему инакомыслию - его главные качества. Если бывает научное
счастье, то Павел Алексеевич давно уже его достиг.
Желаем Павлу Алексеевичу крепкого здоровья, успехов во всем, а всем его коллегам - долгого счастья
общения с Павлом Алексеевичем.
Географический факультет МГУ,
Рабочая группа "Морские берега" Совета РАН
по проблемам Мирового океана,
Редколлегия журнала "Геоморфология"
121

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
2000
РЕЦЕНЗИИ
НОВАЯ СВОДКА О МОРФОСТРУКТУРАХ АЗЕРБАЙДЖАНА
НА ОСНОВЕ ДЕШИФРИРОВАНИЯ КОСМОСНИМКОВ
За последнее десятилетие морфоструктурное направление на Кавказе и в Закавказье, испытывавшее
ранее бурный расцвет, казалось бы умерло, задавленное широким потоком работ по экзогенной и
экологической геоморфологии. Однако это внешнее впечатление оказалось обманчивым. Не имея воз¬
можности проведения нормальных полевых исследований из-за финансовых трудностей, геоморфологи нашли
новые пути и методы анализа рельефа. В последние два года геоморфология Закавказья обогатилась
отличными морфоструктурными докторскими и кандидатскими обобщениями по Западной Грузии -
Д.И. Месхиа1, Азербайджану - Э.К. Ализаде1 2, Талышу - Т.Р. Курбанова3.
На этом фоне особого внимания заслуживает работа Э.К. Ализаде, опубликованная в форме моно¬
графии2. В основе ее лежат многолетние полевые исследования, проведенные еще в раннеперестроечное
время. Автор занял также новую научно-методическую нишу, став главным специалистом Азербайджана по
морфоструктурному дистанционному анализу космических снимков, что позволило ему не только под¬
готовить фундаментальную работу, но и выявить принципиально новые закономерности в строении рельефа
Азербайджана, что является крупным вкладом в геоморфологию Закавказья.
В структурном плане монография состоит из шести крупных разделов. В главе 1 рассматриваются
теоретические проблемы морфоструктурного анализа, методика и технология специализированного де¬
шифрирования космоснимков. Два последующих раздела посвящены выявлению и детальному анализу
морфолинеаментов разного типа, возраста и ранга горных систем соответственно Восточного (гл. 2) и
Малого (гл. 3) Кавказа в пределах Азербайджана и смежных территорий. Далее автор переходит к
рассмотрению строения рельефа конкретных блоковых морфоструктур, разделяемых и рассекаемых
выявленной системой линеаментов, особенностей их формирования и эволюции, т.е. к комплексному
морфоструктурному анализу горных систем Восточного (гл. 4) и Малого (гл. 5) Кавказа. Заключительная
глава 6 посвящена общим закономерностям дифференциации горных морфоструктур Азербайджана.
Базой для морфоструктурного анализа стали черно-белые и цветные космоснимки м-бов 1 : 1000000,
1 : 500000, 1 : 200000 и крупнее, а также аэрофотоснимков средних и крупных масштабов. Монография
сопровождается 20 очень содержательными и детальными картосхемами разных масштабов. К сожалению,
по условиям издания, сами космоснимки и примеры их конкретного анализа в работе не приводятся.
Проведенные исследования позволили Э.К. Ализаде сформулировать несколько важных научно-мето¬
дологических положений. Как известно, во второй половине XX в. Азербайджан был модельной областью
для обоснования геосинклинальной концепции развития альпийских орогенов и все предыдущие сводки о его
рельефе базировались на фиксистских представлениях. Однако в последние годы оказалось, что фиксизм не
в полной мере раскрывает особенности строения рельефа Азербайджана и всего Кавказа. Исследованиями
Д.А. Лилиенберга, Б.А. Будагова и самого Э.К. Ализаде было обосновано решающее влияние на ста¬
новление горных морфоструктур механизмов неомобилизма. Эта концепция положена в основу монографии и
автором убедительно продемонстрирована роль мощных горизонтальных движений на формирование
основных черт рельефа Азербайджана и последующую дифференциацию его морфоструктур. Источником
этих движений вполне справедливо рассматривается межплитовая коллизия Афро-Аравийской и Евро-
Азиатской литосферных плит, а также взаимодействие Анатолийско-Иранской, Закавказской и Скифской
1	Месхиа Д.И. Морфоструктурный анализ рельефа горного обрамления Черноморской впадины Кавказа
(в пределах Западной Грузии). Автореф. дис. ... д-ра геогр. наук. Тбилиси: Изд-во ТГУ, 1999. 102 с.
2	Ализаде Э.К. Морфоструктурное строение горных сооружений Азербайджана и сопредельных тер¬
риторий (на основе материалов дешифрирования космических снимков). Баку: Элм, 1998. 248 с.
3	Курбанов Т.Р. История развития и закономерности формирования морфоструктур Талыша. Автореф.
дис. ... канд. геогр. наук. Баку: Изд-во ИГ НАНА, 1999. 27 с.
122

микроплит. Горные системы Восточного и Малого Кавказа выступают в качестве типичных шовных
орогенов. Идеи неомобилизма в Закавказье давно успешно развиваются геологами и геофизиками, но слабо
трансформируются в построениях геоморфологов. В этом отношении монография Э.К. Ализаде имеет по¬
исковый, пионерский характер и является крупным вкладом в геоморфологию Закавказья.
Неомобилистская концепция позволяет автору обосновать блоковоразломную модель строения Земной
коры и рельефа Азербайджана, которая является "модной" в современной горной геоморфологии (мон-
тологии). По его представлениям, линеаменты разного возраста и ранга являются зонами разделов морфо-
структур блокового типа. В известной мере это так, но также очевидно, что процесс морфотектогенеза не
исчерпывается только этим типом механизма. Автор постоянно пишет о складчато-блоковых, складчато-
блоково-надвиговых и других морфоструктурах. В этой классификации не всегда ясен складчатый генезис
морфоструктур. То, что горстовый хребет отделяется от долины-грабена морфолинеаментом-разломом
естественно. Но вот антиклинальный хребет вовсе не отделяется от смежного синклинального плато
аналогичным морфолинеаментом-разломом. Граница между морфоструктурами этого типа геологами и
геоморфологами часто проводится условно. Формирование складчатых и складчато-блоковых морфоструктур
в рамках блоково-разломной модели требует дальнейшего изучения и более комплексного подхода.
Рассматривая разные определения понятия "морфоструктура", Э.К. Ализаде дает свое собственное, как
он считает, более точное и более широкое определение: "Морфоструктура - это относительно само¬
стоятельная, объемная, динамическая геоморфологическая система, имеющая единство в своем форми¬
ровании и развитии, ограниченная линейно-аномальными зонами - разрывными нарушениями, а также
характеризующаяся закономерным соотношением рельефа земной поверхности с приповерхностным и
глубинным геологическим строением, процессами рельефообразования" (стр. 17). Как многие другие
определения этот вариант автора тоже может служить предметом дискуссии, но он вносит свой вклад в
общую дискуссию о геоморфологической терминологии.
Среди особых терминологических подходов автора можно отметить, что он предлагает ввести раз¬
граничение между понятиями "инверсионная морфоструктура" и "обращенная морфоструктура", считая
первое динамическим понятием, а второе - статическим. Хотя собственно в морфодинамике здесь и
существует различие, но в лингвистическом плане латинский термин "inversus" в переводе на русский и
означает "обращенный".
Характеризуя горные системы Восточного и Малого Кавказа, Э.К. Ализаде определяет их как покровно-
надвиговые образования. При этом генеральную структурообразующую и рельефообразующую роль играет
ортогональная система субширотных (продольных) и субмеридиональных (поперечных) разломов, по
которым орогены разбиты на системы разноприподнятых и разновозрастных морфоструктурных ступеней и
блоков. Наиболее контрастно на космоснимках геоморфологически выделяются продольные линеаменты, по
которым фиксируются надвиги, сбросы и сдвиги, отчетливо проявляющиеся в элементах рельефа. Автор
считает их результатом механизма поперечного сжатия и растяжения.
Другая ортогональная система морфоструктурного каркаса орогенов связана с диагональными морфо-
линеаментами как результатом поперечного раскалывания и общих растяжений. Они хуже прослеживаются
на космоснимках и выявляются не столько по элементам рельефа, сколько по изменениям фототонов.
Третьей линеаментной системой являются кольцевые морфоструктуры, наиболее загадочный элемент,
происхождение которого не совсем ясно. В одних случаях это весьма тривиальные образования, как напри¬
мер, синклинальные плато Апшерона или вулканические конусы М. Кавказа. Но происхождение кольцевых
морфоструктур типа Самурской или Андийской до сих пор не получило четкого объяснения.
Большим достоинством монографии является то, что автор весьма скрупулезно увязывает линеаментную
сеть Азербайджана с эволюцией геологической структуры и системой конкретных разрывных нарушений.
Это придает работе необходимую убедительность. Но, видимо, этот анализ требует своего геомор¬
фологического продолжения. Представляется, что дальнейшее использование дешифрирования космических
снимков Азербайджана должно развиваться по пути нарастающей "геоморфологизации". Элементы рельефа
были использованы для статического выделения морфолинеаментов. Интересен их морфодинамический
анализ. В частности, конкретные данные о величинах сдвиговых, надвиговых, и других деформаций
рельефа, высотных соотношениях морфоструктурных блоков, возрасте смещений рельефа, дифференциации
деформаций вдоль отдельных морфолинеаментов и т.д. Рассматриваемая монография не только решает, но
и поднимает ряд принципиальных вопросов структурной геоморфологии Азербайджана на перспективу.
В целом азербайджанскую национальную геоморфологическую школу можно поздравить с появлением
фундаментальной морфоструктурной монографии. Поисковая работа Э.К. Ализаде не только продвигает нас
в научно-методическом направлении, показывая широкие возможности использования новейших дистан¬
ционных методов в геоморфологическом анализе горных систем, но она раскрывает новые закономерности
строения и развития рельефа Азербайджана, которые имеют не только научное, но и прикладное значение,
а также показывает дальнейшие перспективы развития этого нового научного направления.
Д.А. Лилиенберг
123

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
Июль-Сентябрь
2000
ХРОНИКА
ОТЕЧЕСТВЕННАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ НА РУБЕЖЕ ВЕКОВ
(IV Щукинские чтения)
В мае 2000 г. на географическом факультете МГУ прошли очередные "Щукинские чтения" -
своеобразный форум геоморфологов страны, созываемый с периодичностью раз в пять лет. Труд по
подготовке и проведению этих Всероссийских геоморфологических конференций взяла на себя кафедра
геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ. Первая конференция такого рода была
организована в 1985 г. в канун 100-летнего юбилея одного из крупнейших геоморфологов века, основателя
кафедры геоморфологии в Московском университете, заслуженного деятеля науки, профессора И.С.
Щукина и была посвящена проблемам взаимоотношения рельефа и климата. Вторые "Щукинские чтения"
(1990 г.) зафиксировали оформление учения о морфолитогенезе как сложившегося научного направления в
системе наук о Земле; третьи (1995 г.) - стимулировали развитие нового научного направления -
экологической геоморфологии. Состоявшиеся 23-26 мая с.г. четвертые "Щукинские чтения" проводились
под девизом "Геоморфология на рубеже XXI века" и поднимали широкий круг геоморфологических проблем,
возникавших и развивавшихся на протяжении уходящего века. По-видимому, есть основания утверждать,
что, наряду с пленумами Геоморфологической комиссии РАН, традиционные "Щукинские чтения" заняли
свое особое место как еще один общенациональный форум геоморфологов, отражающий не только
вузовскую специфику, но и потребность научного сообщества обозначить наиболее перспективные
направления и актуальные проблемы геоморфологии и палеогеографии.
Четвертые "Щукинские чтения" отличались, прежде всего, своей массовостью. В адрес оргкомитета
конференции пришло более 180 текстов и тезисов докладов; сборник трудов конференции включает работы
более 230 авторов, среди которых представители не только разных регионов России, но и ученые зару¬
бежья (Украины, Белоруссии, Литвы, Польши, Германии). К сожалению, не все авторы смогли лично
присутствовать на конференции. Тем не менее, число участников заседаний разного рода превышало
100 человек. Прежде всего, это были представители российских университетов. Помимо МГУ, наиболее
многочисленной была делегация Казанского университета (6 чел.), представлены были университеты Санкт-
Петербурга, Саратова. Чебоксар, Кубани (Краснодар), Алтая (Барнаул), а также научные и учебные орга¬
низации многих городов России (Москвы, Санкт-Петербурга, Иркутска, Воронежа, Вологды, Пскова, Вла¬
димира, Смоленска). Отрадно, что в конференции активное участие приняли молодые исследователи -
студенты (III—V курс) и аспиранты, порадовавшие присутствовавших высоким уровнем своих докладов.
Издание трудов конференции было осуществлено (уже во второй раз!) на средства гранта, полученного от
Российского фонда фундаментальных исследований, которому организаторы конференции выражают свою
признательность.
Работа конференции строилась по четырем основным научным направлениям: теоретические вопросы
геоморфологии, региональные геоморфологические исследования, методы геоморфологических исследований
и их приложения, вопросы палеогеоморфологии. Эти направления рассматривались в устных докладах
(22 доклада) на специальных секционных заседаниях и в широкой серии стендовых докладов. Программа
конференции содержала, кроме того, раздел, посвященный деятельности геоморфологических школ в пре¬
делах пространства бывшего Советского Союза. Эта тема на проводимых до сих пор совещаниях
геоморфологов специально не рассматривалась. Однако переживаемый сейчас рубеж столетий дает
прекрасный повод для своего рода "инвентаризации" научных геоморфологических школ - нашего
неоценимого национального богатства и одновременно вклада в мировую науку. Геоморфология в России -
СССР - СНГ развивается более столетия, и давно назрела необходимость обобщить ее историю, проследив
обстоятельства появления основных научных концепций и порой непростые судьбы их создателей.
Наиболее продолжительной оказалась первая секция, где обсуждались разные аспекты теории гео¬
морфологии: от волновой гипотезы происхождения мегарельефа Земли (Г.С. Ананьев, МГУ) и харак¬
теристик ее планетарной морфосистемы (В.И. Мысливец, МГУ) до особенностей пространственного
124

распределения ионного стока растворимых веществ как одного из показателей химической денудации по
природным зонам Земли (Р.Р. Денмухаметов, Казанский ГУ). Оживленный отклик получил доклад
С.И. Болысова (МГУ) о геоморфологической функции биоты и ее роли в формировании земного рельефа.
На солидном фактическом материале автор сумел показать, что наряду с выделенными В.И. Вернадским и
его последователями геохимической, геологической, экологической функциями живого вещества необходимо
признать не менее важную геоморфологическую функцию, сыгравшую значительную роль в эволюции
литосферы и рельефа. Серию докладов "глобальной" тематики завершило сообщение А.А. Лукашова
(МГУ), показавшего, что земные материки следует рассматривать как крупнейшие на планете акку¬
мулятивные образования.
Необычный взгляд на роль геоморфологии в науках о Земле продемонстрировал А.Н. Ласточкин
(СПбГУ): он видит геоморфологию в центре междисциплинарной интеграции не только потому, что через
земную поверхность происходит взаимодействие внутри - и надлитосферных процессов и явлений, но и
потому, что создан арсенал методов изучения морфологической структуры, который может быть применен к
любым - и природным, и социальным объектам, данные о которых представляются в виде карт полей,
изолиний и т.д., то есть обладают набором морфологических характеристик. Это позволяет сформулировать
принципы конструирования общей теории геосистем. Г.А. Сафьяновым (МГУ) был представлен статисти¬
чески обоснованный профиль динамического равновесия подводного берегового склона, а также проил¬
люстрирована важнейшая биопродукционная роль рельефа в функционировании геосистемы береговой зоны
океана (береговой среды). В.П. Чичаговым (ИГ РАН) показана важная роль эолово-дефляционных про¬
цессов в эволюции рельефа континентов.
Весьма активно прошла работа трех других секций. Во второй секции среди маститых докладчиков,
представивших свои региональные исследования, особо выделился, по отзывам слушателей, доклад сту¬
дентки IV курса кафедры геоморфологии МГУ А.В. Розовой "Сравнительный анализ морфоструктурной
сегментации рифтовых зон срединноокеанических хребтов с медленными и быстрыми скоростями спрединга".
Впечатление от доклада оказалось столь высоким, что А.В. Розова была негласно названа "Мисс-
геоморфология". В докладе Н.П. Костенко и Г.В. Брянцевой (МГУ) анализировались особенности
проявления в рельефе брахиморфных структур в различных климатических условиях. Роли термокарста в
формировании озерного рельефа северных равнин посвятил свое выступление В.Л. Суходровский (ИГ РАН).
Интересные данные о динамике рельефа сахалинского шельфа представил А.В. Белошапков с коллегами
(ЭКОТЕРРА К°, LTD). Важность учета морфоструктурных характеристик, полученных на основе
дистанционных методов, при разработке принципов геоэкологического картографирования шельфовых зон
показали И.Г. Авенариус и ее соавторы ("Аэрогеология"). Большой интерес вызвало сообщение И.С.
Воскресенского (МГУ) о результатах изучения россыпной золотоносности Русской равнины на основе
палеогеоморфологического анализа. Вопросы моделирования прозвучали в докладах В.И. Кленова (Мос¬
ковский институт прикладной экологии) об имитационных моделях речного бассейна и Ю.В. Ефремова с
соавторами (Кубанский ГУ) о цифровой модели рельефа Большого Кавказа. Чрезвычайно многолюдно,
оживленно и эффективно прошла демонстрация стендовых докладов, осветивших разные аспекты гео¬
морфологических исследований.
Кроме традиционных форм работы (устные доклады и стенды), большой интерес вызвало заседание так
называемого "круглого стола", посвященного геоморфологическим школам и проблемам вузовской науки.
Основное внимание в дискуссиях этого заседания было обращено на содержание научных школ вообще и на
особенности национальных геоморфологических школ бывшего СССР, в частности. Общности понимания
содержания самого понятия "геоморфологическая школа" достигнуто не было, однако участники обменялись
взглядами и сблизили свои позиции. По этому вопросу выступили: Ю.Г. Симонов (МГУ), А.Н. Ласточкин
(СПбГУ), Г.Ф. Уфимцев (ИЗК СО РАН), Г.С. Ананьев (МГУ), С.И. Болысов (МГУ), Т.В. Николаева
(СПбГУ), В.Н. Зайонц (СГУ), Г.А. Сафьянов (МГУ), Ю.В. Ефремов (Кубанский ГУ), В.И. Мысливец
(МГУ), В.П. Чичагов (ИГ РАН), Е.Л. Кирсанова (МГУ). В выступлениях сообщалось много интересных и
малоизвестных фактов об особенностях и обстоятельствах возникновения и развития научных исследований
в основных геоморфологических центрах страны, о роли ученых - основателей школ и их последователей.
Большинство участников дискуссии сошлось во мнении, что, несмотря на известную неопределенность
самого понятия "научные школы", их существование - реальность. Российская геоморфологическая школа, в
частности, имеет свои характерные черты: нацеленность на решение важной национальной задачи -
познания обширной территории; развитие поисковых направлений; стремление к структурированию своего
понятийного аппарата и совершенствованию картографического метода исследований.
Среди проблем вузовской науки отмечалось нерациональное сокращение доли специальных курсов в
пользу так называемых гуманитарных дисциплин в рамках неуклюжих попыток "гуманизации" образования;
недостаточное использование в учебном процессе вузовских музеев (в частности, Музея Землеведения
МГУ); соотношение традиционных и новых электронно-информационных технологий преподавания; содер¬
жание геоморфологических разделов в школьной географии. С.И. Антонов и Г.И. Рычагов (МГУ) пред¬
ставили ценную информацию о базах и полигонах учебных практик университетов России, где ведутся
125

геоморфологические исследования. Было высказано предложение об обмене студенческими полевыми
практиками и об организации совместных исследований на этих базах. В итоге отмечалось, что такое
обстоятельное обсуждение проблем научных школ и вузовской науки, состоявшееся впервые, весьма
своевременно и его необходимо продолжить на других совещаниях.
На заключительном заседании конференции прошло краткое обсуждение возможных проблем, которые
могли бы получить приоритетное звучание на будущей встрече. Было высказано пожелание проводить
такие конференции чаще, чем один раз в пятилетие.
После завершения заседаний была организована однодневная автобусная научная экскурсия по Под¬
московью вдоль маршрута Подольск-Дубровицы-Поливаново. Участники экскурсии посетили долины рек
Пахры, Десны, Мочи, пересекли платообразное междуречье этих рек, подстилаемое карбоновыми
известняками, познакомились с историей нескольких дворянских усадеб и обсудили особенности их взаи¬
моотношения с рельефом. В ходе экскурсии был заслушан доклад О.А. Борсука и Д.А. Тимофеева (МГУ и
ИГ РАН) "Привлекательность как критерий эстетической геоморфологии", который хорошо вписался в при¬
родную обстановку.
Организаторы геоморфологического форума не выдвигали задачу подвести формальный итог вековому
развитию науки. Однако конференция оставила обнадеживающее впечатление как об активности соот¬
ветствующих научных кругов, так и об успешном развитии научной мысли, торжествующей даже в
нынешних не самых благоприятных условиях. Конференция показала, что геоморфология вступает в
следующее столетие не только не растеряв свои традиционные направления, но и приобретя некоторые
новые из них (экологическая геоморфология, эстетическая геоморфология).
С.А. Лукьянова, В.И. Мысливец, Г.А. Сафьянов
ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
Геоморфология - единственный в нашей стране специальный журнал, посвященный изучению рельефа
Земли и формирующих его процессов. В нем публикуются научные статьи и заметки по вопросам гео¬
морфологии суши, берегов и дна морей, палеогеоморфологии, статьи, посвященные результатами исполь¬
зования материалов геоморфологических исследований в народном хозяйстве и применению новых методов в
геоморфологии. Статьи по неотектонике и палеогеографии принимаются лишь в том случае, если рас¬
сматриваемые в них вопросы имеют непосредственное отношение к геоморфологии. Дискуссии при¬
ветствуются, но лишь не носящие личного характера и имеющие общенаучный интерес. Журнал не пе¬
чатает мнение одного автора о квалификации другого, а лишь замечания по его работе, имеющие чисто
научное значение. В журнале публикуются также рецензии на новые научные работы по перечисленным
вопросам и хроникально-информационные сообщения о состоявшихся научных съездах, конференциях,
совещаниях.
Статьи, представляемые в журнал, должны излагать существенные, законченные и еще не опубли¬
кованные результаты научных исследований.
Редакция просит авторов при подготовке статей руководствоваться изложенными ниже правилами.
Статьи, оформленные не по правилам, будут возвращаться авторам без рассмотрения по существу.
1.	Объем статей, включая подрисуночные подписи и список литературы, не должен превышать для ра¬
бот, имеющих общее значение - 18 стр. машинописного текста; для научных сообщений, посвященных
частным вопросам, и работ по методике научных исследований - 12 стр. На отдельной странице к статье
прилагается краткое резюме объемом не более 10 строк для перевода на английский язык, отражающее
основную идею и выводы автора.
Нумерация страниц должна быть сплошной, включая страницы со списком литературы, таблицами, под¬
рисуночными подписями и т.д.
2.	Вся статья, включая таблицы, их шапки и боковики, примечания, заголовки, иностранные вставки,
список литературы, подрисуночные подписи, резюме, сноски, должна быть напечатана на пишущей машинке
через 2 интервала без рукописных вставок на одной стороне листа стандартного размера (для компьютера -
шрифт 14; 1,5 интервала). Большие статьи желательно дробить на разделы с подзаголовками (необходимо
четко обозначить соподчинение подзаголовков между собой).
3.	Резюме, список литературы, подрисуночные подписи, таблицы (каждая) даются на отдельных стра¬
ницах.
4.	Рукопись представляется в двух экземплярах, одни из которых должен быть первым машинописным
оттиском. Оба экземпляра должны быть выверены и подписаны автором (всеми авторами).
126

5.	Список литературы с порядковыми номерами дается на отдельной странице в конце статьи, не в
алфавитном порядке, а по упоминанию в тексте, независимо от языка, на котором дана работа. В список
литературы включаются только работы, на которые имеются ссылки в тексте статьи. В ссылке на работу,
помечаемой в тексте, дается в квадратных скобках только порядковый номер работы и, если необходимо (в
случае приведения цитаты в тексте) - страница.
Библиографическая справка дается по следующей форме:
I.	Книги и статьи из сборников.
Аристархова Л.Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа. М.: Изд-во МГУ, 1979.
152 с.
Уровень, берега и дно океанов / Клиге Р.К., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А. и др. М.: Наука, 1978. 191 с.
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Медленные гидротермические движения почвенно-грунтовых масс на склонах
(крип) // Методы полевых геоморфологических экспериментов в СССР. М.: Наука, 1986. С. 77-90.
II.	Статьи из журналов.
Федоров В.В. Морфоскульптура гайотов хребта Наска // Геоморфология. 1985. № 3. С. 62-69.
Боков В А., Клюкин А А. Влияние гидротермических движений на развитие склонов флишевого низкогорья
Крыма // Изв. ВГО. 1987. Т. 119. Вып. 1. С. 53-57.
III.	Авторефераты диссертаций.
Гласко М.П. Соотношение блоковых морфоструктур и современных движений равнинно-платформенных
территорий: Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии РАН, 1984, 26 с.
Просьба строго придерживаться этой формы, обращая особое внимание на знаки препинания между
словами.
5.	Единицы физических величин даются по системе СИ.
6.	В десятичных дробях употребляется только запятая, но не точка: 0,35.
7.	Нумерация сносок дается не постраничная, а сквозная цифровая.
8.	Иллюстративный материал должен быть минимальным по количеству (3-4 рис.), представляется в
двух экземплярах, отдельно от рукописи и ни в коем случае не приклеивается к ее страницам. Авторские
оригиналы карт должны быть выполнены на географической основе ГУГК, при необходимости уменьшенной
или увеличенной. Могут быть использованы контурные карты, а также бланковый вариант справочных,
административных и туристских карт. Все рисунки, схемы, графики, карты должны быть четко выполнены в
размере, обеспечивающем ясность понимания всех деталей. Рисунки выполняются тушью на чертежной
бумаге. Фотографии - на глянцевой бумаге в двух экземплярах. Надписи на рисунках следует, по
возможности, заменять цифровыми или буквенными обозначениями, объясняемыми в тексте статьи или в
подписях к рисункам. Все рисунки должны быть пронумерованы соответственно их упоминанию в тексте, а
подписи к ним даются в том же порядке на отдельной странице. На обороте рисунка указывается его
порядковый номер. В тексте статьи даются ссылки на рисунки и таблицы, а место их (по первому
упоминанию) отмечается карандашом на левом поле.
9.	Формулы вписываются в текст от руки четко черной тушью. Следует делать четкое различие между
прописными и строчными буквами, когда они одинаковы по начертанию и отличаются только лишь своими
размерами. Прописные буквы подчеркиваются двумя черточками снизу, строчные - двумя черточками
сверху. Следует тщательно выписывать похожие между собой буквы, а также делать различие между
буквой О и нулем (0), для чего последний подчеркивается квадратной скобкой снизу. Индексы и показатели
степеней помещаются строго ниже или выше тех символов, к которым они относятся, их положение
показывается круглой скобкой вниз или вверх; штрихи четко отделяются от единицы, а единица - от
запятой. Греческие буквы подчеркиваются красным карандашом, латинские - знаком курсива (волнистой
линией). Все элементы формул должны быть размечены.
10.	Никакие сокращения слов в тексте, кроме общепринятых сокращений метрических мер, меха¬
нических, тепловых, магнитных и прочих единиц измерений и т.д. и т.п. и пр., не допускаются.
11.	В конце статьи автор указывает полностью фамилию, имя и отчество, место работы, полностью
домашний и служебный адреса и номера телефонов.
Редакция сообщает, что наборный экземпляр рукописи является окончательным текстом и в после¬
дующем никакая правка не допускается, корректура авторам не рассылается.
127

Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В.Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 16.05.2000	Подписано к печати 22.06.99	Формат бумаги 70 X 100Vi6
Офсетная печать. Усл.печ.л. 10,4	Усл.кр.-отт. 3,1 тыс.	Уч.-изд.л. 12,0 Бум.л. 4,0
Тираж 295 экз. Зак. 3792
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук. Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя: 117864, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6

УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА “НАУКА”
Подписка на академические журналы издательства “Наука” в I полугодии
2001 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась во II полугодии
2000 г., - по ценам Объединенного Каталога Прессы России “Подписка-2001” (т. 1)
в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются государственным научно-
исследовательским организациям Российской академии наук, а также их
сотрудникам. В связи с недостаточностью бюджетного финансирования подписка
для других учреждений и их специалистов будет осуществляться на общих
основаниях.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам, предъявив служебное удостоверение. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
“Один специалист - одна подписка”.
Коллективные подписчики, перечисленные выше, для оформления своего
заказа должны будут направить в издательство “Наука” надлежаще оформленные
бланк-заказы. При положительном рассмотрении полученных заявок оплата
производится через отделение банка или почтовым переводом на основании
полученного подписчиками счета ЗАО “Агентство подписки и розницы” (АПР).
Учреждения РАН, специализирующиеся на комплектовании научных
библиотек академических организаций (Б АН, БЕН, ИНИОН), могут осуществить
подписку, как и прежде, непосредственно в издательстве, предварительно
согласовав с ним список пользующихся их услугами организаций и количество
льготных подписок.
Лицам и организациям, сохранившим право подписки по специальным ценам,
в соответствии с настоящими условиями, достаточно будет при оформлении
подписки на I полугодие 2001 г. лишь подтвердить заказ, указав в письме номер
своего кода, присвоенного АПР при предыдущем оформлении подписки.
Бланки заказов как коллективных, так и индивидуальных подписчиков будут
приниматься только с печатью организации (оттиск должен быть четким и
читаемым).
Убедительно просим всех индивидуальных и коллективных подписчиков
журналов издательства “Наука”, имеющих право на подписку по специальным це¬
нам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117864, ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50, 420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по Вашему адресу.
Издательство “Наука”

Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка индивидуального подписчика
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2001 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:
Полный почтовый адрес:
телефон:	e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование журнала
На 2001 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого
сумма в
рублях
январь
февраль
март
апрель
>s
(б
2
июнь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
М.Пь
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука”
по адресу: 117864 ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90, или по факсу (095) 420-22-20,
334-76-50. Информацию о ценах можно узнать в Заявках на специальную адресную подписку,
разосланную в организации, или по телефону для справок: (095) 334-74-50 и 974-11-11.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится через отделение банка или почтовым переводом только
после получения подписчиком счета с банковскими реквизитами от ЗАО “Агентство Подписки и Роз¬
ницы" (АПР) - официального распространителя изданий Издательства “Наука”.
Издательство “Наука” не гарантирует исполнение заказов, если оплата получена после
15 числа предподписного месяца. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий
производится Агентством подписки и розницы в течение 10 дней со дня выхода издания из печати
заказными отправлениями на адрес, указанный в настоящей заявке. Претензии по доставке
периодических изданий направляйте в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4,
офис 94; тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su
WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук « Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117864, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2001 года
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Физика. Математика.
Астрономия. Геология.
Технические науки.
Географические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
итого
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
июнь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70001
Автоматика и телемеханика
6
125
70010
Акустический журнал
3
140
70237
Алгебра и анализ
3
170
70030
Астрономический вестник
3
135
70024
Астрономический журнал
6
155
70053
Биофизика
3
165
70134
Водные ресурсы
3
155
70162
Вулканология и сейсмология
3
105
70217
Геология рудных месторождений
3
115
70218
Геомагнетизм и аэрономия
3
130
70215
Г еоморфология
2
|
105
70228
Г еотектоника
3
115
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
115
70253
Дефектоскопия
6
|
|
100
70239
Дискретная математика
2
125
70244
Доклады РАН
18
321
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
115
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
85
70298
Журнал технической физики
6
|
I
I
130
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
ш
8.g
II
о ^
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10 х 11)
?8
1“
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
190
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
120
70335
Защита металлов
3
110
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
130
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
130
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
130
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
185
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
|
|
|
130
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
150
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
и океана
3
155
70407
Известия РАН. Энергетика
3
115
70363
Известия русского географического общества
3
100
70420
Исследования Земли из космоса
3
125
70459
Космические исследования
3
115
70447
Кристаллография
3
180
70493
Литология и полезные ископаемые
3
115
70560
Математические заметки
6
95
70512
Математический сборник
6
115
70502
Математическое моделирование
6
105
70571
Микроэлектроника
3
95
70670
Оптика и спектроскопия
6
|
|
|
155
70642
Петрология
3
110
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
100
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
140
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
120
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
115
70706
Прикладная математика и механика
3
150
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
100
70741
Проблемы передачи информации
2
100
70776
Радиотехника и электроника
6
|
|
115
70797
Расплавы
3
105
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
110
70982
Теоретическая и математическая физика
6
|
|
120
70965
Теория вероятностей и ее применение
2
195
70967
Теплофизика высоких температур
3
140
71002
Успехи математических наук
3
155
70361
Физика Земли
6
110
71034
Физика и техника полупроводников
6
130
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71059
Физика и химия стекла
3
140
71022
Физика металлов и металловедение
6
110
71058
Физика плазмы
6
115
71023
Физика твердого тела
6
185
71036
Функциональный анализ и его приложения
2
100
71140
Ядерная физика
6
I I
I I
170
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук • Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117864, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2001 года
Химические
Биологии*
щртт
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
итого
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
июнь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
100
70112
Биологические мембраны
3
150
27233
Биология внутренних вод
2
130
71151
Биология моря
3
130
71150
Биоорганическая химия
6
115
70054
Биохимия
6
115
70056
Ботанический журнал
6
120
70134
Водные ресурсы
3
155
70147
Вопросы ихтиологии
3
150
70178
Высокомолекулярные соединения
6
140
70211
Г енетика
6
125
70219
Г еохимия
6
105
70244
Доклады РАН
18
321
70284
Журнал аналитической химии
6
115
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. И. Павлова
3
140
70293
Журнал общей биологии
3
130
см. продолжение

0
*
1
Наименование журнала
m
l!
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
S
“с
*
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
(4+5+6+7+8+Э)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70294
Журнал общей химии
6
150
70301
Журнал органической химии
6
140
70296
Журнал прикладной химии
6
140
70299
Журнал физической химии
6
180
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
120
70335
Защита металлов
3
110
70333
Зоологический журнал
6
105
70350
Известия РАН. Серия биологическая
3
140
70405
Известия РАН. Теория и системы управ¬
ления
3
150
70430
Кинетика и катализ
3
165
70438
Коллоидный журнал
3
160
71057
Координационная химия
6
115
70495
Лесоведение
3
105
70561
Микология и фитопатология
3
105
70540
Микробиология
3
155
70562
Молекулярная биология
3
165
88744
Нейрохимия
2
165
70359
Неорганические материалы
6
125
70617
Нефтехимия
3
110
70669
Океанология
3
155
70676
Онтогенез
3
105
70690
Палеонтологический журнал
3
140
70743
Паразитология
3
100
70701
Почвоведение
6
115
70740
Прикладная биохимия и микробиология
3
135
70773
Радиационная биология. Радиоэкология
3
110
70777
Радиохимия
3
145
70786
Растительные ресурсы
2
135
71024
Российский физиологический журнал
им. И. Сеченова
6
120
70810
Сенсорные системы
2
105
70981
Теоретические основы
химической технологии
3
120
71003
Успехи современной биологии
3
100
71007
Успехи физиологических наук
2
115
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71025
Физиология растений
3
170
71152
Физиология человека
3
165
71068
Химическая физика
6
105
71051
Химия высоких энергий
3
105
71052
Химия твердого топлива
3
115
71063
Цитология
6
110
71113
Электрохимия
6
125
71110
Энтомологическое обозрение
2
185
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
м. п.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2000, № 3