Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1998

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ОКТЯБРЬ - ДЕКАБРЬ
№ 4 -1998
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Дедков А.П. Эрозия в аридных зонах									3
Сычева С.А., Чичагова О.А., Дайнеко Е.К., Сулержицкий Л.Д., Узя нов А.А. Этапы развития эрозии
на Среднерусской возвышенности в голоцене							 12
Дискуссии
Казанский Б.А. Региональный уровень упорядоченности рельефа								 22
Сидорчук А.Ю. Динамическая модель овражной эрозии									 £8
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Некоторые соображения об использовании математических методов
для анализа эволюции рельефа							 38
Научные сообщения
Астахов В.И. Инверсионный рельеф как индикатор палеокриологических обстановок		 40
Виноградова О.В., Маорс Л.В. Морфодинамические типы и эволюция русел рек Патомского нагорья
в плейстоцене	:									 48
Горшков С.П., Карраш X., Парамонов А.В. Геоморфологическая индикация мерзлотных и
немерзлотных ландшафтов средней тайги Центральной Сибири  	 55
Гофштейн И.Д. О Тересвенских обрывах и их связи с сейсмичностью Закарпатья					 62
Евзеров В.Я., Самойлович Ю.Г. Реконструкция северо-восточной краевой области Скандинавского
ледникового покрова в поздневалдайское время							 65
Панин А.В., Малаева Е.М. , Голосов В.Н., Иванова Н.Н., Маркелов М.В. Геолого-геоморфологи¬
ческое строение и голоценовая история развития Берестовой балки (Ростовская область)		 70
Хруцкий С.В., Семенов О.П., Косцова Э.В. Формы первичной гидрографической сети, их генезис и
проблемы типизации						 85
Рецензии
Александров С.М. Геоморфологические аспекты оценки последствий землетрясений и других
природных катастрофических процессов .
Содержание № 1-4, 1998
92
94
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1998 г.
1

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
OCTOBER - DECEMBER
JNb 4 - 1998
	I
CONTENTS
Dedkov A.P. Erosion in the arid zones	.	.	 3
Sycheva S.A., Chichagova O.A., Daineko E.K., Soulerzhitsky L.D., Usyanov A.A. Phases of erosion at
Middle-Russian highland during Holocene	’..	12
1	Discussions
Kazansky B.A. Regional level of relief orderliness		 22
Sidorchouck A.Yu. Dynamic model of gully erosion	.	 28
Dedkov A.P., Moszherin V.I. Some considerations on math application in relief evolution analysis	 38
0
Short communications
Astakhov V.I. Inversion relief as indicator of paleocryological environments	 40
Vinogradova O.V., Maors L.V. Morphodynamic types and evolution of river mouths at Patomskoye upland
during Pleistocene	..					 48
Gorshkov S.P., Karrash H., Paramonov A.V. Geomorphological indication of cryogenic and not cryogenic
middle-taiga landscapes in Central Siberia			 55
Gofshtane I.D. Teresvenskiye steeps and their relation to seismicity of Transcarpathian 	 62
Yevserov V.Ya., Samoilovitch Yu.G. Reconstruction of north-eastern margin of the Scandinavian ice sheet in
Late Valdaian time  	 65
Panin A.V., Malayeva E.M. , Golosov V.N., Ivanova N.N., Markelov M.V. Geologic-geomorphologic
structure and development of Berestovaya ravine (Rostov region) during Holocene	 70
Kchroutsky S.V., Semenov O.P., Kostsova E.V. Initial hydrographic system forms, their origin and
problems of classification			 85
Reviews
Geomorphological aspects of evaluation of earthquake’s effects and other natural disa-
			 92
Contents, N 1-4, 1998 		 94
Alexandrov S.M.
strous
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JVb 4
октябрь - декабрь
1998
УДК 551.435.1
© 1998 г. А.П. ДЕДКОВ
ЭРОЗИЯ В АРИДНЫХ ЗОНАХ1
Введение
Во многих областях сухого климата исследователей поражает обилие, разнообразие
и свежесть форм, созданных эрозией временных водотоков. Малое количество осадков
и повсеместные следы эрозии - так сформулировал В. Греф [1] главный геоморфо¬
логический парадокс аридных стран. Какое же объяснение может иметь этот пара¬
докс?
Исследователи отвечали на этот вопрос по-разному. Их взгляды могут быть
объединены в три основные группы.
1.	Самая сильная эрозия на Земле характеризует полупустыни, о чем свидетельст¬
вуют не только многочисленные эрозионные формы, но и самый большой сток нано¬
сов. Наибольшее выражение эта точка зрения нашла в известном "правиле" Лангбей-
на-П1умма [2].
2.	Многочисленные эрозионные формы в полупустынях и пустынях не являются
современными, они сформированы в предшествующие эпохи более влажного (плю¬
виального) климата [3,4].
3.	Эрозионные формы аридных стран созданы современной эрозией во время очень
редких, но сильных ливней. Особенно отчетливо этот взгляд отражен в фундамен¬
тальном труде И. Вальтера [5].
Анализ опубликованных данных, собственные наблюдения в аридных областях
Прикаспия, Казахстана, Средней Азии и Афганистана позволяют сделать попытку
объяснения упомянутого главного геоморфологического парадокса аридных стран.
В пределах аридных стран выделяются три зоны [6]: экстрааридная (осадки менее
100 мм), собственно аридная (100-200) и семиаридная (200-350 мм). На суше Земли
эти аридные зоны занимают около одной трети ее площади (49 млн км2).
Эрозионные формы
В аридных областях, как нигде на Земле, многочисленны и разнообразны эрозион¬
ные формы рельефа, созданные временными русловыми и нерусловыми потоками. К
ним относятся овраги и бедленды, педименты, структурные террасы и плато, куэсты,
различного рода останцы, формы тоннельной эрозии (рис. 1). Широкое распростра¬
нение получили связанные с этими формами пролювиальные и делювиальные отложе¬
ния. Особенно благоприятны для эрозии возвышенности и низкогорья, сложенные нео-
ген-четвертичными глинами и лессами. Слабо развиты эрозионные формы в песчаных,
каменистых и щебнистых пустынях и полупустынях. Характерна для аридных стран
большая избирательность эрозии и, как следствие, широкое развитие структурных
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 96-05-64653).
3

Рис. I. Эрозионный рельеф на склонах плато Усть-Урт
поверхностей, бронированных стойкими к механической денудации породами. По мне¬
нию К. Ратьенса [7], в аридном климате структурные поверхности встречаются чаще,
чем деструкционные. Вместе с тем поверхности аридных равнин прорезаны хорошо
разработанными долинами, нередко с аллювиальными террасами, имеющими лишь
незначительный сток воды [3].
Пока нет достаточных данных для вывода о том, в какой из трех зон аридного
пространства эрозионные формы наиболее многочисленны и, как следует полагать,
наиболее интенсивна современная эрозия. Большинство исследователей склоняется
к признанию семиаридного максимума эрозии [4, 8, 9]. Однако есть иные взгляды. Так,
X. Барт и X. Блюме [10, 11] на основании исследований в аридных областях Африки,
Сев. Америки и Австралии пришли к заключению, что чем ариднее климат, тем ин¬
тенсивнее денудационный снос, включающий прежде всего эрозию.
Сток наносов
Для подтверждения вывода об очень сильной эрозии в полупустыне были ис¬
пользованы также материалы наблюдений за стоком наносов. В. Лангбейн и С. Шумм
[2] показали, что на территории США максимум твердого речного стока наблюдается
при эффективных осадках примерно в 300 мм, что соответствует полупустыням. Здесь
все еще значительны количество и интенсивность атмосферных осадков, но расти¬
тельный покров уже не служит надежной защитой поверхности от размыва. По обе
стороны от полупустынь эрозия ослабевает: в пустынях из-за ничтожно малого
количества осадков, в гумидных зонах - в связи с сомкнутым растительным покровом.
Эти выводы были распространены на всю сушу Земли в виде "правила" Лангбейна-
Шумма, вошедшего, как отмечает 3. Кукал [12], в учебники по географии и геологии.
4

Рис. 2	Рис. 3
Рис. 2. Средние модули стока взвешенных наносов (т/км2 • год) в различных ландшафтных зонах равнин
Земли: А - малые реки (площади бассейнов менее 5000 км2 ); Б - крупные реки (площади бассейнов более
5000 км2 ). Затушеваны семиаридные зоны. Географические пояса: I - субарктический; II - умеренный; III -
субтропический; IV - тропический; V - экваториальный. Географические зоны: 1 - тундра; 2 - тайга и
смешанный лес; 3 - широколиственный лес; 4 - лесостепь; 5 - степь; 6 - полупустыня умеренного пояса; 7 -
полупустыня субтропическая; 8 - степь субтропиков; 9 - Средиземье; 10 - лес субтропический; 11 - лес
тропический; 12- саванна; 13 - гилея
Рис. 3. Средние модули стока взвешенных наносов (т/км2 • год) в различных ландшафтных зонах гор Земли.
Затушеваны семиаридные зоны. Цифровые обозначения те же, что на рис. 2
Однако, как справедливо отметил У. Грэф'Щ, нельзя делать глобальные выводы
на основании данных лишь по одному региону, пусть даже очень крупному. В послед¬
нее двадцатилетие появились глобальные модели эрозии, каждая из которых основана
на данных о стоке взвешенных наносов более чем в тысяче бассейнов на всей суше
Земли. И во всех этих моделях эро'зия в полупустыне получила иную общую оценку,
нежели в работе В. Лангбейна и С. Шумма.
Д. Уоллинг и А. Клео [13] провели обстоятельную глобальную проверку выводов
Лангбейна и Шумма, основанную на материалах 1250 пунктов стока взвешенных
наносов и не нашли подтверждение этим выводам.
М. Янсон [14] в глобальном анализе данных о стоке взвешенных наносов в 1358
речных бассейнах основное внимание уделила зависимости стока наносов от климата.
Она подвергла критике выводы В. Лангбейна и С. Шумма о семиаридном максимуме
эрозии и показала, что наибольший сток наносов характерен для влажных тропиков и
субтропиков, а также Средиземья.
Близкие результаты получены группой исследователей под руководством
М.И. Львовича [15], анализировавшей данные по 1650 бассейнам площадью от 1 до 5,
реже 20 тыс. км2. Их материалы также свидетельствуют о малой интенсивности эро¬
зии в полупустыне. Исключение составляют лишь семиаридные области Северной
Америки, где сочетание благоприятных для эрозии факторов обусловливает значи¬
тельные модули стока взвешенных наносов (до 500 т/км2 • год).
5

Сток взвешенных наносов в семиаридных зонах Земли
/
Таблица I
Рельеф
. Пояс
Реки
Модули стока взвешенных наносов, т/км2 • год
Воет, полушарие
Сев. Америка
Равнины
Умеренный
М
7,0 (63)
29(11)
К
5,5 (38)
28(17)
Субтропики
М
и тропики
К
57(13)
Горы
Умеренный
М
260(20)
К
122(18)
Субтропики
М
49 (32)
345 (8)
и тропики
К
198(14)
131(17)
Примечание: М - малые реки (площадь басе. < 5000 км2); К - крупные реки (площадь басе. > 5000 км2).
Цифры в скобках - количество бассейнов.
Таблица 2
Сток взвешенных наносов в различных горных породах
семиаридных зон равнин и гор
Материк
Рельеф
Пояс
Реки
Модули стока взвешенных наносов, т/км2 • год
о/к
к
н
о
Азия
Равни¬
Умерен.
М
1,2(2)
4,1 (16)
7,3(19)
6,1
ны
К
3,9(14)
10(10)
5,4 (35)
1,4
Горы
Субтроп.
М+К
2,6(16)
4,3 (24)
5,8 (55)
2,2
Северная
Америка
Горы
Умерен.
М+К
98 (2)
124 (4)
213(31)
2,2
Субтроп,
и троп.
М+К
76 (8)
187 (9)
307 (13)
4
Примечание: М - малые реки. К - крупные реки. Породы: к - кристаллические, о - осадочные, н -
смешанные. Цифры в скобках - количество бассейнов.
Исследования А.П. Дедкова и В.И. Мозжерина [16-19] опираются на банк данных
почти по 4200 бассейнам. Полупустыни умеренного, субтропического и тропического
поясов, охарактеризованные данными 252 станций, не обнаружили максимального сто¬
ка взвешенных наносов. Более того, и на равнинах и в горах полупустыни отличаются
малым стоком наносов, в умеренном поясе даже минимальным (рис. 2, 3).
Пространственная дифференциация эрозии и стока наносов в полупустыне опре¬
деляется характером рельефа, составом горных пород, величиной жидкого стока, сте¬
пенью хозяйственной освоенности (табл. 1-3). По интенсивности эрозии и стока на¬
носов горные полупустыни превосходят равнинные, полупустыни субтропиков и тропи¬
ков - пустыни умеренного пояса (табл. 1). Отчетлива зависимость стока наносов от
состава слагающих полупустыни горных пород: в кристаллических породах он в не¬
сколько раз меньше, чем в осадочных (табл. 2).
Деятельность человека (выпас скота, распашка земель) нарушает скудный расти¬
тельный покров полупустыни и усиливает эрозию (табл. 3). Но это антропогенное
усиление эрозии в полупустыне не столь велико, как в гумидных зонах. Нарушение
скудной естественной растительности полупустыни при малом количестве атмо¬
сферных осадков не может вызвать того эрозионного эффекта, который возникает
при уничтожении густого растительного покрова в гумидных зонах при большой сумме
и интенсивности осадков.
6

Таблица 3
Сток взвешенных наносов (т/км2 • год) в полупустынных равнинах
умеренного пояса Азии в зависимости от земледельческой
освоенности бассейнов
Размеры бассейнов
Категория освоенности
1
2
Крупные (> 5000 км2)
3,2 (26)
10,5(12)
Малые (< 5000 км2)
5,6 (45)
12,5(17)
Примечание: Категории освоенности: 1 - малая (пашня до 30% площади); 2 - средняя (пашня 30-70%).
Цифры в скобках - количество бассейнов.
* Менее ясна зависимость модулей стока взвешенных наносов от площадей бассейнов
(табл. 1, 3), что говорит о различных соотношениях между бассейновой и речной эро¬
зией (16, 18). Лишь в Северной Америке преобладает отчетливая обратная зависи¬
мость модулей от площадей бассейнов (табл. 1), типичная обычно для более хорошо
земледельчески освоенных территорий [16, 17, 19].
Обращают внимание значительные (4-7 кратные) различия стока взвешенных
наносов в полупустынях равнин и гор восточного полушария и Северной Америки
(табл. 1) в условиях одинакового стока воды. Более сильная эрозия в полупустынях
Сев. Америки связана с более крутосклонным рельефом, бблыпим развитием осадоч¬
ных пород, в том числе глин и лессов, более интенсивным хозяйственным использо¬
ванием земель. Значительно шире в полупустынях Сев. Америки развиты также бед¬
ленды, особенно в зоне уступа Великих равнин [20].-Не случайно правило Лангбейна-
Шумма родилось в Северной Америке. Но Северная Америка - это еще не весь
земной шар, к тому же новейшие исследования [21], основанные на данных о седи¬
ментации в 1609 водохранилищах США, установили самую сильную эрозию не в по¬
лупустынях этой страны, а на сильно распаханных землях гумидного Востока.
Что касается пустынь, то сведения о местном (нетранзитном) стоке наносов недос¬
таточны. Однако преобладает мнение, что сток наносов здесь еще меньше, чем в по¬
лупустыне. Так К. Шарма показал, что в аридной области северо-запада Индии при
переходе от полупустыни к пустыне по мере сокращения количества осадков умень¬
шаются и модули стока наносов [22, рис. 2]. В итоге парадокс Грефа может приоб¬
рести уточнение: малое количество атмосферных осадков - малый сток наносов -
повсеместные следы эрозии.
Следует однако отметить, что редкие интенсивные ливни, формирующие в аридных
зонах сток воды и наносов, имеют локальный характер. Сток является коротким:
часто он не достигает относительно крупных рек, на которых расположены гидро¬
логические станции и поэтому ими не фиксируется. Но там, где возникающие при
ливнях наносы фиксируются, их величина распространяется на длительный без-
дождный период, максимальная продолжительность которого в пустынях достигает
15 лет [4], и не дает высоких средних годовых значений.
^	Эрозия в плювиалах
Сто лет назад И. Вальтер писал, что путешественник в пустыне приносит со своей
родины как саморазумеющееся представление о том, что река и долина тесно связаны
между собой. И если он всюду видит долины без воды, то естественно приходит
к выводу, что в этих долинах когда-то была создавшая их река. Так по мнению
И. Вальтера возникла "теория плювиальных периодов, гигантских водных потоков,
когда-то орошавших пустыню" [5, с. 62].
Со временем эта теория приобрела более реальное и конкретное содержание [3, 4,
7

23]. К плювиалам в аридных зонах относят ледниковые эпохи плейстоцена, прежде
всего их первые "гидрокриотические" половины, иногда объединяя их с последним
"гидротермическим" отрезком предшествующего межледниковья [24].
О возможном образовании эрозионных форм аридных стран в более гумидном уме¬
ренном, субтропическом или тропическом климате говорят многие исследователи [3,4,
25]. Вполне очевидно, однако, что этот вопрос должен решаться по разному в зависи¬
мости от того, идет ли речь о формах, созданных речной эрозией, или же о формах
образованных эрозией временных водотоков, т.е. эрозией бассейновой - плоскостной и
линейной (овраги и промоины, бедленд, педименты, структурные террасы и др ).
Для первых (речных долин) условия развития тем благоприятнее, чем гумиднее
климат. Хорошо развитая долинная сеть в аридных зонах несомненно может быть
реликтом более влажного климата. "Поверхности Гобийских, Туранских, Иранских и
Анатолийских равнин и плато изборождены протяженными хорошо разработанными
долинами, группирующимися в обширные системы с площадями водосбора 5-
10 тыс. км2... Все исследователи обращали внимание на несоответствие столь хорошо
разработанной гидросети с тем ничтожным, во многих случаях нулевым поверх¬
ностным стоком, который в настоящее время имеется на данной территории" [3,
с. 144]. Реликтами плювиалов являются также озерные отложения и "древние бере¬
говые уступы, отлично сохранившиеся в условиях сухого климата" [3, с. 144].
Однако гумидный климат неблагоприятен для бассейновой эрозии, ибо создает не
только больший сток воды, но и лучшую защиту поверхности от эрозии дождевых и
талых вод в виде более густого растительного покрова. Переходя от полупустынь
к степям в направлении увеличения атмосферных осадков и стока воды, мы не
наблюдаем признаков усиления эрозии временных водотоков. Наоборот, исчезают
педименты и бедленд, а овражная сеть поражает лишь распаханные земли. Теряют
свежий облик и становятся реликтом формы вторичного структурного рельефа, свя¬
занные с препарировкой эрозией стойких горных пород. В частности, такую картину
можно увидеть на Тургайском плато Казахстана, двигаясь от его полупустынного юга
к степному северу. В.А. Николаев [26] отмечает, что формы пустынной пластики,
активно развивающиеся в настоящее время в Туране и Южном Тургае (до 50° с.ш.),
в отмершем виде отмечаются далеко на севере в зоне степей (до 53° с.ш.), где они
оказались на положении морфологических реликтов.
Таким образом, в аридных странах в качестве реликтов плювиалов могут рассма¬
триваться лишь формы русловой речной эрозии, Бассейновая эрозия с увеличением
влажности климата затухает. И только антропогенное нарушение сомкнутости рас¬
тительного покрова обеспечивает развитие плоскостной, овражной и тоннельной эро¬
зии во всех гумидных зонах.
Из всего изложенного следует вывод, что в естественных ландшафтах самые
благоприятные условия для бассейновой эрозии существуют в аридных зонах. Но по¬
чему же эти благоприятные условия не отражаются в достаточно большом стоке
наносов?
Экстремальная эрозия
Чем суше климат, тем больше неравномерность выпадения атмосферных осадков
(табл. 4). Если в лесной зоне Восточной Европы максимальная годовая сумма осадков
превосходит минимальную в 2 раза, то в полупустынях Казахстана и Средней Азии
в 3,5 раза, а в пустынях этого края в 4,5 раза [27]. В экстрааридных тропиках
(Сахара) это отношение достигает 20-25, а в пустыне Намиб - 100 и более [4]. В этом
же направлении возрастает, хотя и не так быстро, отклонение максимальных годовых
сумм осадков от нормы. Неравномерность выпадения осадков в возросшей степени
отражается в стоке воды, и в еще большей мере, в стоке наносов (табл. 4). Отно¬
шение годовых максимумов и минимумов стока взвешенных наносов изменяется от 10
в лесной зоне умеренного пояса до 900-1000 в полупустыне.
8

Таблица 4
Колебания годовых величин атмосферных осадков, стока воды
н взвешенных наносов в различных зонах умеренного пояса
(восток Европейской России, Казахстан и Средняя Азия)
Показатели
Зоны
Лес
Лесостепь
Степь
Полупу¬
стыня
Пустыня
умер, пояса
Атмосферные
max/min
2,0
2,6
3,4
3,5
4,5
осадки
max/норма
1,35
1,53
1,78
1,82
1,84
Сток воды
max/min
2,7
5,1
8,0
26
- 60
max/норма
1,5
2,3
2,4
3,1
3,8
Сток взвешенных
max/min
10
46
64
946
-
наносов
max/норма
2,1
3,7
2,8
9,3
-
Источники данных: Справочник по климату СССР, Государственный водный кадастр СССР, Основные
гидрологические характеристики.
В аридных зонах умеренного пояса около 15% всех атмосферных осадков выпадает
в твердом виде, но им принадлежит главная роль в формировании стока воды и
наносов. Однако отдельные экстремальные ливни очень малой обеспеченности иногда
производят большую эрозию, чем сток талых вод за несколько лет.
Суточные максимумы ливневых дождей очень малой обеспеченности в умеренном
поясе закономерно убывают в направлении от лесной зоны к полупустыне и пустыне
(рис. 4). Но и в этих зонах они достаточны для сильной эрозии (25-45 мм).
В направлении увеличения аридности климата возрастает доля суточного макси¬
мума осадков в годовой их норме. Если в лесной и степной зонах востока Русской
Рис. 4. График связи средней годовой суммы атмосферных осадков (А, мм) и суточного максимума осадков
(Л, мм) по данным метеостанций на востоке и юго-востоке Русской равнины, в Казахстане и Средней Азии
(справочник по климату СССР... 1967-1970)
Зоны: I - степная, лесостепная и лесная; II - семиаридная; III - собственно аридная; IV - экстрааридная
9

Рис. 5. Зависимость стока наносов (т/км2) от сумм
атмосферных осадков (мм) во время отдельных
ливней в аридйой области Индии [22, упрощенно]
равнины суточный максимум дождей
1%-ной обеспеченности составляет 15-20%
годовой нормы осадков, то в полупустынях
и пустынях Казахстана и Средней Азии он
достигает 24-33%. Еще более порази¬
тельны данные по экстрааридным тропи¬
кам. В Ливийской Сахаре в пункте Гхат
при годовой норме осадков 12,3 мм за два
дня выпало 50 мм - в четыре раза больше
их годовой нормы. Там же в пункте Себха
при годовой норме 9,6 мм за четыре дня
выпало 30,3 мм - три годовые нормы [11].
В Алжирской Сахаре (Таманрассет) за
3 часа выпало 44 мм осадков, а в Западной
Сахаре (Порт Этьен) за сутки - 300 мм
[4].
Таким образом, в экстрааридных тропи¬
ках за сутки или даже за один ливень вы¬
падают осадки, в несколько раз превы¬
шающие годовую норму. И этих осадков
вполне достаточно для сильной эрозии на
лишенной растительности поверхности [Г,
5, 8-11, 22 и др.]. В пустыне Тарр (Индия)
отдельные ливни в 10-20 мм могут сфор¬
мировать твердый сток 50-150 т/км2 [22, рис. 5]. В полупустыне провинции Альберта
(Канада) в небольшом (0,4 км2) бассейне р. Ред Дир модуль стока наносов лишь одного
ливня составил 150 т/км2 [28]. Отсюда следует вывод, что многочисленные эрозионные
формы в аридных странах могут создаваться редкими, но очень сильными ливнями.
Однако такие большие величины стока наносов отдельных ливней распространяются
на длительные (многие месяцы и даже годы) бездождные отрезки времени, что и дает
малые средние годовые значения. В пустынях и полупустынях умеренного пояса
эрозия связана также со стоком талых вод, прежде всего с его экстремальными
проявлениями (рис. 5).
Чем суше климат, тем большая роль в эрозии и стоке наносов принадлежит их
экстремальным проявлениям. Если отнести к аномалиям (в том числе экстремалиям)
годовые величины стока взвешенных наносов 15%-ной обеспеченности, то окажется,
что в лесной зоне аномалии производят лишь около 25% стока взвешенных наносов,
в лесостепи и степи - 30-40%, в полупустыне и пустыне умеренного пояса - 40-70%
[29]. Вполне очевидно, что в экстрааридной пустыне тропиков и субтропиков вся
эрозия и весь сток наносов являются экстремальными.
Экстремальные ливни отделены друг от друга длительными сухими периодами,
продолжающимися месяцы, в экстрааридных условиях даже годы. В эти периоды эро¬
зионные формы претерпевают лишь незначительные изменения, благодаря чему со¬
храняют свою свежесть. Н.И. Маккавеев [30] убедительно показал, что хорошая сох¬
ранность в сухом климате эрозионных и других форм рельефа, как и археологических
памятников, есть прежде всего следствие малой интенсивности процессов выветрива¬
ния и денудации. Здесь очень слабы массовые движения продуктов выветривания -
солифлюкция, оползание, крип [31, 32]. Вообще характерной особенностью аридного
рельефообразования является, как справедливо отметил Д.А. Тимофеев [33], особенно
резко выраженная дифференциация эрозионных и других денудационных процессов во
времени. Вследствие незначительного развития массовых движений на склонах всё
формы рельефа имеют в сухом климате резкие очертания, что бросается в глаза даже
непосвященным наблюдателям. Все очертания резки, все линии четки - говорил Марк
Твен о пустынных ландшафтах Палестины [34].
10

Сделанные выводы подтверждаются наблюдениями за развитием овражных скло¬
нов в различных ландшафтных зонах. В лесной зоне крутые склоны оврагов срав¬
нительно быстро оплывают, зарастают, овраги превращаются в балки. В лесостепной,
отчасти и степной зонах, быстрее оплывают, выполаживаются и зарастают более
увлажненные склоны северной экспозиции, в то время как более сухие противо¬
положные склоны длительно сохраняют свою крутизну и обнаженность, подвергаясь
лишь медленному осыпанию. В полупустыне и пустыне оба склона круты и сухи, что
обеспечивает их длительную сохранность. И весь цикл развития оврагов и других
эрозионных форм здесь продолжительнее, чем в более северных зонах.
Заключение
Анализ глобальных данных не позволяет присоединиться к выводам В. Лангбейна и
С. Шумма о семиаридном максимуме стока наносов и эрозии. Последние с некоторыми
оговорками имеют значение лишь для территории США. В качестве реликтов плю¬
виального климата могут рассматриваться только формы, созданные речной русловой
эрозией. Формы, созданные бассейновой плоскостной и линейной эрозией есть прежде
всего результат современной экстремальной эрозии, что одним из первых показал
И. Вальтер.
Развитие эрозионного рельефа в аридном климате происходит скачкообразно.
Короткие проявления интенсивной эрозии сменяются длительными сухими периодами
консервации созданных эрозией форм в условиях очень слабой денудации. Последнее
обстоятельство и обусловливает хорошую сохранность, многочисленность и свежесть
эрозионных форм в аридных зонах.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	GrafW.L. Fluvial processes in dryland rivers. Berlin, Heidelberg, New York, London, Paris, Tokyo: Springer
Verlag. 1988. 348 p.
2.	Langbein W.B., Schumm S.A. Yield of sediment in relation to mean annual precipitation. //Trans. AGU. 39. 1958.
P.1076-1084..
3.	Синицын B.M. Введение в палеоклиматологию. Л.: Недра, 1967. 232 с.
4.	Cook R.U., Warren A. Geomorphology in desert. London. B.T. Badsford. 1973. 373 p.
5.	WaltherJ. Das Gesetz der Wustbildung in Gegenwart und Vorzeit. Berlin. 1900. 175 p.
6.	Бабаев AT., Зонн И.С., Дроздов H.H., Фрейкин З.Г. Пустыни. М.: Мысль, 1986. 320 с.
7.	Rathjens С. Schichtflachen und Schnittflachen im Trockenklima.7/ Regio basiliensis. 1968. 9. N 1. S. 162-169.
8.	Кайе А. Плоскостной смыв и выравнивание // Вопросы климатической и структурной геоморфологии. М.:
ИЛ, 1959. С. 83-117.
9.	Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 559 с.
10.	Barth Н.К., Blume Н. Zur Morphodynamik und Morphogenese von Schichtkamm-und Schichtstufenreliefs in den
Trockengebiten der Vereinigten Staaten // Tubinger Geographische Studien. H. 53. 1973. 102 s.
11.	Barth H.K., Blume H. Die Schichtstufen in der Umrahmung des Murzuk-Beckens (Libysche ZentralSahara)
//Zeitschr. fur Geomorphologie. N.F. / Suppl.-Band 23. Berlin-Stuttgart. Sept. 1975. S. 18-129.
12.	Кукол 3. Скорость геологических процессов. М.: Мир, 1987. 182 с.
13.	Walling D.E., Kleo А.Н. Sediment yield of river in areas of low precipitation. // Proc. of the Canbera Simposium.
Dec. 1979. IAHS Publ. no 128. P. 479-493.
14.	Jansson M.B. A global survey of sediment yield. // Geogr. Ann. 70, Ser. A. 1988. P. 81-98.
15.	Львович М.И., Карасик Г.Я., Братцева НЛ. и др. Современная интенсивность внутриконтинентальной
эрозии суши земного шара. М.: Межведомственный геофизический комитет при Президиуме АН СССР.
1991.336 с.
16.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казанск. ун-та, 1984.
264 с.
17.	Dedkov А.Р., Mozzherin V.I. Erosion and sediment yield in mountain region of the World. // Erosion, debris flows
and environment in mountain regions. IAHS Publ. no 209. 1992. P. 29-36.
18.	Dedkov A.P., Mozzherin VI. Erosion and sediment yield on the Earh. // Erosion and sediment yield: global and
regional perspectives. IAHS Publ. no 236. 1996. P. 29-33.
19.	Дедков А.П. Эрозия в полупустыне. // Проблемы освоения пустынь. Ашхабад: Ылым, 1990. N 6. С. 39-
45.

20.	Боли А. Северная Америка. Гос. издат. географии, лит-ры. 1948. 548 с.
21.	Renwick W.H. Continent scale reservoir sedimentation patterns in the United States. // Erosion and sediment yield:
global and regional perspectives. IAHS Publ. no 236. 1996. P. 513-522.
22.	Sharma K.D. Soil erosion and sediment yield in the Indian arid zone. // Erosion and Sediment yield: global and
regional perspectives. IAHS Publ. no 236. 1996. P. 175-179.
23.	Марков K.K. Плювиальные условия. // Рельеф и ландшафты. М.: Изд-во МГУ, 1977. С. 14-28.
24.	Равский Э.И. Осадконакопление и климат Внутренней Азии в антропогене. М.: Наука, 1972. 335 с.
25.	Peel R.F. Some aspects of desert geomorphology. // Geography. 1960. 45. N 4. P. 31-39.
26.	Николаев В Л. Наследие ксеротермических эпох плейстоцена в природе степей Казахстана. // Рельеф и
ландшафты. М.: Изд-во МГУ, 1977. С. 181-189.
27.	Справочник по климату СССР. Вып. 12, 13, 18, 19, 29, 30. Т. IV. Л.: Гидрометеоиздат. С. 1967-1970.
28.	Bryan R., Campbel /. Runoff and sediment discharge in a semiarid ephemeral drainage basin. // Zeitschr fur
Geomorphologie. Suppl. Bd. 1986, 58. P. 121-143.
29.	Сафина P.P. Экстремальная эрозия на востоке Русской равнины: природные и антропогенные факторы.
// Десятое межвузовское координационное совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых
процессов. Вологда: 1995. С. 101-102.
30.	Маккавеев Н И. Русло реки и эрозия Ь ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346 с.
31.	Аристархова Л.Б. Процессы аридного рельефообразования. М.: Изд-во МГУ, 1971. 175 с.
32.	Дедков А.П. Об интенсивности экзогенных процессов в семиаридной зоне. // Количественный анализ
экзогенного рельефообразования. Казань: Изд-во Казанск. ун-та, 1987. С. 60-76.
33.	Тимофеев ДА. Поверхности выравнивания суши. М.: Наука, 1979. 270 с.
34.	Твен М. Простаки за границей. Собр. соч. Т. 1. 1959. С. 36-607.
Казанский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
18.11.97
EROSION IN ТНЙ ARID ZONES
АЛ». DEDKOV
Summary
Little precipitation combines with abundance of different and fresh erosion forms in the arid countries. Global data
analysis doesn’t confirm the conclusion about semiarid maximum of solid run-off. Only rive erosion forms may be
thought of as the relics of pluvial epochs. Numerous forms made by ephemeral channel and non-channel flows are the
result of recent erosion of extreme intensity. Short outbreaks of erosion are succeeded by enduring dry periods of weak
denudation. This provides good preservation and freshness of erosion forms in arid zones.
УДК 551.312.3(430.323)
© 1998 г. C.A, СЫЧЕВА, О.А. ЧИЧАГОВА, E.R. ДАЙНЕКО,
Л.Д. СУЛЕРЖИЦЕИЙ, А.А. УЗЯНОВ
ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ ЭРОЗИИ НА СРЕДНЕРУССКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ
В ГОЛОЦЕНЕ1
Эрозия “ мощный рельефообразующий процесс, повсеместно распространенный и
вызывающий порой катастрофически^ изменения ландшафтов вплоть до полного
уничтожения почвенного покрова. Активные эрозионные процессы наиболее характер¬
ны для переходных зон: поздне- и предледниковых [1-3]. Ускоренную эрозию почв в
голоцене обычно связывают с деятельностью человека - сведением лесов и распаш¬
кой земель f4|. Данная работа посвящена истории развития почвенной эрозии в го¬
лоцене, обусловленной не только антропогенными, но и, как считают авторы, природ-
1 Работа выполнена при финансовой под держке РФФИ (проект № 97-06-80350).
12

Рис. 1. Геоморфологическая схема бассейна среднего течения р. Тускарь
/ - водораздел; приводораздельные склоны крутизной: 2 - 1-3°, 3 - 3-5°; 4 - долинные и
балочные склоны крутизной более 5°; 5 - подножие склонов с делювиальным чехлом и
конусами выноса; 6 - пойма р. Тускарь; 7 - балочные террасы; 8 - современные врезы
(овраги).
Цифрами обозначены разрезы: / - Любаж, 2 - Сеновая, 3 - Жерновец-3,4 - Жерновец-4
ными факторами. Этапы эрозии были выделены из основания изучения двух групп
объектов: почвенно-делювиальных отложений в балках и почвенно-аллювиальных
осадков высокой поймы р. Тускарь (бассейн Днепра рис. 1). Именно аккумулятивные
ландшафты; балки и поймы малых рек, широко развитые в лесостепной зоне, явля¬
ются накопителями и хранителями информации об эрозионных процессах на склонах
водоразделов и речных долин.
Многие исследователи описывали ритмично-слоистые отложения склонов и днищ
балок, где делювиальные слои чередуются с горизонтами погребенных почв [5,6]. Ра¬
диоуглеродные исследования гуминовых кислот (ГК) почв и делювиальных гумусиро¬
ванных отложений впервые позволили определить время этапов почвообразования,
отражающих периоды стабилизации склонов, и время этапов ускоренной эрозии,
неоднократно в течение голоцена сменявших друг друга. А так как характеристика
эрозий на водосборе была бы неполной без его нижнего звена - поймы, то нами были
изучены погребенные почвы и разновозрастные культурные слои в пойменных
отложениях, которые также фиксируют замедление или даже приостановку флю-
виальных процессов на высокой пойме, стабилизацию этой поверхности и развитие
почв.
Строение делювиальных отложений в балках Среднерусской возвышенности отли¬
чается некоторыми общими чертами. Нижние слои представлены суглинками, содер¬
жащими песок и обломки коренных пород, описываемые исследователями как балоч¬
ный аллювий [6]. В верхних звеньях эрозионной сети - лощинах и ложбинах (разрез
Михайловский карьер, рис. 2) этот слой отсутствует и однородные делювиальные
бурые, чаще оглеенные суглинки залегают на солифлюкционно-делювиальных отло¬
жениях предыдущего микулинско-ранневалдайского эрозионного цикла. На этих позд¬
невалдайских солифлюкционно-делювиальных бурых суглинках развита погребенная
13

(разрезы fи Z) рц	Люйаж	Десятыйш £f, СеаоРая р% ЖернвРец
14
Sl-dlipdQm-ir	йЩдг-т	[- —\fff | А А |// |д д|//

почва лугово-лесного или лугового генезиса с профилем, мощностью 1,2-2,0 м., типа
Al-A1A2-Btg-Bg-Cg или Al-ABg-Bg-G (рис. 23). Она залегаетJn situ и в каждой
балочной системе прослеживается как стратиграфически выдержанный горизонт. Эта
почва характеризует первый и основной этап стабилизации рельефообразующих про¬
цессов на склонах и в днищах балок и главный этап развития почв в аккумулятивных
ландшафтах в голоцене. Фациальный аналог этой почвы отмечается в отложениях
высокой поймы, где он венчает несколько серий русловых песков, пойменных суглин¬
ков и глин и отражает первый длительный период замедления флювиальных процессов
вплоть до формирования на пойме почв лугового генезиса (разрез Жерновец, рис. 2).
Данные радиоуглеродного датирования гуминовых кислот почв этого этапа почво¬
образования в балках: около 7690, 7630, 7540 л.н. - для переходных горизонтов АВ7 и
А1А2: около 7220 и 7140 л.н. - для горизонта А1; для пойменных отложений р. Тус-
карь (разрез Жерновец): около 6970 и 6620 л.н. (таблица). Возрастные аналоги этой
почвы описаны другими авторами в пойменных осадках малых и средних рек бассейнов
Волги и Дона [7-9]. Удивительная сходимость дат - около 7700-7200 л.н. - позволяет
говорить об этапе стабилизации геоморфологических систем умеренного пояса лесо¬
степной зоны от водораздела до пойм, т.е. о достаточно длительном периоде устой¬
чивости всего водосбора. Для развития полнопрофильных почв лугово-лесного генезиса
с четкой текстурной дифференциацией на горизонты требуется не менее 2500-2000
лет [10, 11]. Следовательно, этап устойчивого почвообразования на склонах и в
балках охватывал бореальный и, возможно, пребореальный периоды, а также начало
атлантического (10,3-7,2 тыс. л.н.). На поймах рек этот период был менее продол¬
жительным, так как для развития луговой почвы, мощностью около 50 см, требуется
меньший промежуток времени - 500-1000 лет [11] и он приходится в основном на
первую треть атлантического периода (7,7-6,7 тыс. л.н.).
Раннеатлантическая почва перекрыта в балках сложной толщей почвенно-делю¬
виальных отложений, которую можно разделить на две пачки - верхнюю и нижнюю.
Стратиграфия почвенно-делювиальных отложений варьирует в пределах одной балоч¬
ной системы по продольному профилю и по простираниям склонов, что значительно
усложняет интерпретацию полученных данных и даже делает ее невозможной без ши¬
рокого применения метода радиоуглеродного датирования. В средней части балочных
систем (р. Сеновая) нижняя пачка представлена двумя маломощными почвенными про¬
филями с горизонтами Al, А1А2 или А2А1, наложенными друг на друга так, что
нижележащие горизонты являются одновременно иллювиальными (рис. 2). Подобное
строение отражает неоднократную смену процессов почвообразования при стабилиза¬
ции морфолитогенеза и накопления делювия при усилении эрозии. Дата по 14С ГК
горизонта А1 верхней почвы - 4950 л.н. - указывает на конец атлантического перио¬
да. Значит, в атлантический период дважды этапы почвообразования сменялись эта¬
пами ускоренной эрозии почв на склонах.
Чем была вызвана неоднократная эрозия почв в атлантический период голоцена?
Этот период характеризовался наиболее теплым и засушливым климатом на Сред¬
нерусской возвышенности с тремя основными максимумами повышения температуры,
разделенными незначительными похолоданиями [8, 12, 13]. В периоды потеплений
преимущественное развитие на водоразделах трижды получали разнотравные степи, а
леса занимали склоны и днища балок [8]. Леса в пересеченной местности в степной
зоне неустойчивы. В периоды длительных засух, характерных для степей, создавались
условия, благоприятные для сильных пожаров [14]. Сильное задымление способствова¬
ние. 2. Строение почвенно-делювиальных и почвенно-аллювиальных отложений в обобщенных колонках
основных разрезов
Горизонты: / - гумусово-аккумулятивный, 2 - переходные гумусовые, 3 - иллювиальные, 4 - элювиальные,
5 - горизонты с признаками оглеения, 6 - слоистость в делювии (dl) или агроделювии (adl), 7 - современные
отложения в карьере (техногенный нанос), 8 - современный культурный слой XX в., 9 - аллювиальные
слоистые супесчаные отложения (а - al, б - aal), 10 - глина (al), 11 - уголь, 12 - обломки местных пород в
овражном делювии
15

Радиоуглеродный возраст гуминовых кислот почв аллювия и делювия в изученных разрезах
№
образца
Разрез
Горизонт, слой,
период голоцена
Глубина, см
Индекс лабо¬
ратории
ИГАН
Некалиброванный
возраст по 14С, л.н.
Калиброванный возраст по
14С, лет до н.э, и его интер¬
вал
Калиброванный воз-
раст по |4С (AD, ВС)
1
Жерновец-3
Al, А2, SA
30-40
861
1170 + 60
1067
(997-1170)
883 (AD)
2
Тоже
Al, АТ1
183-203
858
6970 ± 130
7730
(7608-7929)
5820 (ВС)
3
Жерновец-4
Al, SA
45-67
863
1060 ± 40
965
(938-990)
985 (AD)
4
То же
А1А2, SA
67-83
857
1440 ± 80
1329
(1289-1402)
621 (AD)
5
"
Al, ATI
117-127
861
6620 ±170
7459
(7319-7589)
5510 (ВС)
6
Любаж
adl3(Al)
0-10
1550
380 ± 42
476
(332-503)
1474 (AD)
7
Тоже
adl2(Al)
10-20
881
680 ± 80
667
(561-685)
1283 (AD)
8
adl^Al)
25-40
859
2440 ± 100
2472 ^
(2349-2739)
523 (ВС)
9
и
adl^Al)
30
489
2240 ± 100
2319
(2139-2349)
370 (ВС)
10
A1A2, SB
90
488
3790 ± 130
4154-4222
(3989-4401)
2205-2273 (ВС)

11
12
13
14
15
16
17
18
21
22
23
24
25
AlA2Bt, ATI
река Сеновая
Десятый лог
Тоже
Тоже
Al, АТЗ
adl^Al + А2)
adl^Al + а2)
Alg, SB
GAl, SB
Alg, ATI
AlBg, ATI
adl3
Al, SA
A1A2, ATI
Al, ATI
Михайловский карьер
Тоже
Михайловский карьер
Тоже
А1А2, АТ1

1246
491
1622
1621
1620
1619
1618
1614
827
824
821
825
856
7630 ±120
4950 ± 80
2370 ± 90
2020 ± 40
3360 ± 60
3795 ± 60
7140 ± 70
7550 ± 130
220 ± 90
1070 ± 50
7220 ± 130
современный
7690 ± 130
8401
(8339-8519)
5657-5725
(5639-5854)
2352
(2336-2701)
1985
(1934-2046)
3577
(3474-3680)
4156-4225
(4090-4281)
7937-7980
(7912-8034)
8372
(8135-8429)
290
(0-422)
970
(938-1053)
7919-8119
(8033)
8431-8500
(8369-8623)

ло конденсации влаги, приводившей к интенсивным ливням. Послепожарными ливнями
сносился верхний слой почв со склонов, уже не защищенных растительностью. Эрозия
была кратковременной (2-3 сезона) и затрагивала верхние 5-10 см, т.е. была плос¬
костной. Об этом свидетельствует однородный характер делювиальных отложений:
отсутствие слоистости и включений обломков местных пород или материала горизонта
Bt склоновых почв. О былых пожарах свидетельствуют многочисленные мелкие углис¬
тые остатки в почвенно-делювиальных отложениях в балке Сеновой и других разре¬
зах. В силу спорадического распространения пожаров и послепожарных ливней эрозией
были охвачены не все склоны и балки. В "спокойных" условиях можно наблюдать
только несколько повышенную мощность гумусового профиля, например, в днище и на
склонах лощины в разрезе Михайловский карьер, как результат сингенетического
почвообразования и очень медленного накопления мелкозема (рис. 2).
В ряде разрезов, вскрывающих верхнюю часть склонов и балочных террас в вер¬
ховьях балок (разрезы Любаж и Десятый лог), отложения атлантического и ранне-
суббореального возраста отсутствуют, и раннеатлантическая почва с размывом пере¬
крывается маломощным слоем делювиальных суглинков, на которых развита погре¬
бенная почва с радиоуглеродным возрастом - около 3300 л.н. (гор. А1) и около 3795,
3790 л.н. (переходные горизонты) (таблица). Денудация части отложений среднего
голоцена подтверждается резким различием в возрасте на 2-3 тыс. лет стратигра¬
фически последовательных слоев. Вероятно, осадки, накопившиеся в среднем голо¬
цене, были затем уничтожены в результате сильной эрозии в раннем и в начале сред¬
него суббореала. На размыв и усиление флювиальной деятельности около 4500-
4000 лет назад указывает ряд авторов, опираясь на анализ строения аллювиальных
отложений высокой поймы рек [9,15].
Вследствие усиления флювиальной деятельности реки ранне атлантическая почва в
разрезах высокой поймы р. Тускарь также перекрыта пойменными суглинистыми и
супесчаными отложениями, мощностью 1,5-2,0 м (разрез Жерновец). Увеличение
числа лет с высокими паводками могло быть связано с повышением увлажнения кли¬
мата в начале суббореального периода [8, 9]. Последующее иссушение климата в
среднем суббореале повлекло за собой усиление эрозии-в бассейне. Почвенно-делю¬
виальные отложения средне- и позднеатлантического времени сохранились лишь час¬
тично в средней части балочных систем (р. Сеновая). Большей частью они были
смыты и в виде малопереработанного рекой аллювио-делювия откладывались на
пойме, где послужили материнской породой для верхней погребенной почвы, вернее
комплекса почв, с профилем Al-AlA2-AlA2Btg-Bg, сходных с серыми лесными. Диф¬
ференциация профиля по элювиально-иллювиальному типу, отсутствие резких границ
между подгоризонтами свидетельствуют о том, что пойма длительное время не под¬
вергалась воздействию паводковых вод, т.е. развивалась в режиме I надпойменной
террасы. Большая мощность профиля, его хорошая проработка почвенными процес¬
сами и близость генезиса к зональному типу почв подтверждает большую длитель¬
ность времени почвообразования по сравнению с пойменным осадконакоплением. На¬
чало развития этой почвы довольно четко устанавливается по значительному засе¬
лению поймы в среднебронзовый век (II тысячелетие до н.э.), когда доля пойменных
поселений составила 67% от общего числа поселений этого времени [16].
К сложному гумусовому профилю этой почвы приурочены все культурные слои по¬
селений, начиная от среднебронзового века до Киевской Руси (XI-XII вв.). Радиоугле¬
родный возраст гор. А1 этой почвы около 1040 и 1170 л.н. (разрез Жерновец) хорошо
согласуется с археологической датировкой почвы и связанного с ней культурного слоя
поселения ранних славян (роменская культура - XI-X вв.). Фациальный аналог этой
почвы обнаружен авторами в лощине Михайловского карьера с 14С возрастом 1070 ±
± 50 л.н.
Верхняя пачка отложений, перекрывающих разновозрастные почвы или серию поч¬
венных профилей, сформированных in situ, представлена слоистым суглинком, мощ¬
ностью 0,5-2,0 и более метров, образованным из переотложенных горизонтов скло¬
18

новых почв, залегающих инверсионно. Так в нижней части этой пачки преобладает
материал горизонта А1. Выше появляется материал элювиальных горизонтов, затем
иллювиальных и даже почвообразующих пород. А там, где коренные породы зале¬
гают близко от поверхности, как в разрезе Сеновая, в ней появляются обломки
меловых мергелей и опок. Данный характер отложений, сходных с пролювием, сви¬
детельствует о большей силе временного потока, отложившего их, чем потока форми¬
ровавшего описанный выше однородный гумусированный делювий. В отличие от де¬
лювия, пролювий образован за счет линейного размыва, сопровождавшего заложение
оврагов в верховьях балок, и представляет собой материал их конусов выноса. Воз¬
раст данных отложений в разрезе Сеновая проблематичен, но возможно близок к
интервалу 4500-4000 л.н., так как они погребают позднеатлантическую почву с датой
4950 ± 80 л.н. и на них сформирована луговая почва с профилем А1-АВ-В мощностью
более 30 см. Вероятно, верхняя слоистая пачка в этом разрезе отложилась в резуль¬
тате усиления линейной эрозии в начале суббореального периода. 14С возраст ГК от¬
ложений сходного облика в разрезе Десятый лог значительно моложе - около 2040 и
2380 л.н. (таблица). Здесь они перекрывают суббореальную почву с 14С возрастом
3330 ± 60 л.н. и накопились в результате ухудшения природных условий при переходе
к субатлантическому периоду. Следует отметить, что только для этих отложений от¬
мечена небольшая инверсия дат. Делювий этого же временного интервала с радио¬
углеродным возрастом - около 2240 и 2440 лет образует нижний из горизонтов
гумусированного слоистого агроделювия в разрезе Любаж, вскрывающего склон се¬
верной экспозиции. Средний из горизонтов агроделювия имеет дату 680 ± 80 л.н.,
верхний (поверхностная проба) - 380 ± 40 л.н. в разрезе Любаж и 220 л.н. в разрезе
Михайловский карьер.
Дополнительные доводы о неоднократном повторении этапов природной эрозии
почв в голоцене, можно найти в данных о истории заселения и освоения человеком
изучаемого района [16-18]. Выявлено шесть этапов заселения и освоения бассейна
среднего течения р. Тускарь: неолит - IV тыс. до н.э.; средний бронзовый век - II тыс.
до н.э.; ранний железный век - VIII—III вв. до н.э.; II-V вв. н.э.; IX-XIII вв.; XVII-
XX вв., прерывающихся периодами запустения территории. В неолите это были еди¬
ничные поселения на пойме. Во II тысячелетии до н.э. и особенно в IX-XIII вв. н.э.
заселенность территории значительно возрастала, преобладали пойменные поселения.
Все поселения первой половины I тысячелетия н.э. были сосредоточены на пойме. В
ранний железный век, когда наиболее достоверно установлено появление на данной
территории пашенного земледелия [19], человек преимущественно селился дне поймы,
на междуречьях, так как этот период (около 2800-2500 лет назад) характеризовался
увеличением увлажненности климата. Трижды: в ранний железный век, славянско-
раннерусский период и в московскую колонизацию, человек усиленно осваивал между¬
речья не только под поселения, но и под пашни. Сведение лесов и распашка водораз¬
делов и особенно склонов влекли за собой ускоренную антропогенную эрозию, резуль¬
татом которой было отложение делювиальных гумусированных слоистых суглинков, -
агроделювия, характерного для аккумулятивных ландшафтов, - от седловин и западин
на водоразделах до подножий склонов и конусов выноса оврагов. В днищах балок, в их
верховьях и на склонах, кроме плоскостной проявлялась и линейная эрозия. В агро¬
делювии выделяются три, но чаще два подгоризонта с радиоуглеродным возрастом
около 2000-2400 л.н. и около 400-200 л.н., как зафиксировано нами в разрезе Любаж.
Иногда последний подгоризонт имеет более широкий диапазон дат: от 700 л.н. до
современности [7]. Особенно ярко проявился последний период распашки: от начала
казацкой колонизации до XX в., оставивший следы не только в виде агроделювия на
склонах, днищах балок и ложбин, но и в виде агроаллювия (наилка), мощностью 0,4-
2,5	м, на высокой пойме и даже I надпойменной террасе некоторых рек Русской рав¬
нины [20]. В современный период, чаще всего на наиболее молодом наносе форми¬
руются луговые почвы, как в днищах эрозионных форм междуречий, так и на поймах
рек.
19

Выводы
1.	В почвенно-делювиальных и почвенно-аллювиальных голоценовых отложениях
Среднерусской возвышенности по данным 14С выделено от двух до пяти разновоз¬
растных погребенных почв: раннеатлантическая (6620-7690 л.н.), среднеатлантическая
(около 5600-5800 л.н.), позднеатлантическая (4950 л.н.), суббореальная (3330-
3800 л.н.), субатлантическая (1060-1440 л.н.).
2.	Наиболее часто встречаемые почвы: раннеатлантическая, суббореальная и суб¬
атлантическая отражают три наиболее длительных этапа стабилизации геоморфологи¬
ческих систем от склонов и днищ балок до пойм. Они приходятся на периоды наиболее
теплых* как сухих, так и влажных условий для склонов и балок, и теплых сухих - для
пойм, т.е. на климатические оптимумы голоцена. Эти почвы, для которых получены
радиоуглеродные даты, могут служить стратиграфическими реперами при расчленении
голоценовых отложений Русской равнйны и корреляции их с другими регионами.
3.	Погребенные почвы чередуются с делювиальными и аллювиальными слоями, что
свидетельствует о неоднократной смене этапов стабилизации рельефа этапами уси¬
ления эрозии, как бассейновой, так и русловой. Однако она проявлялась асинхронно: в
наиболее влажные теплые и холодные периоды голоцена возрастала активность
флювиальных процессов, выразившаяся в усилении как русловой, так и в пойменной
аккумуляции. В сухие периоды голоцена усиливались эрозионные процессы на между¬
речьях: плоскостной смыв и овражная эрозия. Толчком для возникновения природной
ускоренной эрозии были сильные пожары, уничтожавшие естественную раститель¬
ность. В целом природная эрозия усилилась в периоды с наиболее неблагоприятными
условиями для произрастания растительности и развития почв: холодные и влажные на.
поймах, сухие в бассейнах рек.
4.	Наибольшую интенсивность эрозионные процессы получили в связи с деятель¬
ностью человека (сведением лесов и распашкой склонов), начиная с раннего железного
века (около 2800 л.н.).
Достоверно выделяются два этапа усиления антропогенной эрозии, имевших к тому
же благоприятные для нее естественные условия (холодные, как влажные, так и су¬
хие). Наиболее катастрофические последствия эрозия почв на Среднерусской возвы¬
шенности, и в целом в мире, имела в последний этап, приходящийся на конец Малого
ледникового периода (XVII-XIX вв.). В настоящий период эрозионные процессы как на
междуречьях, так и в долинах несколько затухают и подавляются почвообразованием.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
L Васильев ЮМ. Отложения перигляциальной зоны Восточной Европы, М: Наука, 1980. 172 с.
2.	Дедков Л.П., Мозжерин В.М., Ступиишн Л.В. и др. Климатическая геоморфология денудационных
равнин. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1977. 224 с.
3.	Равский ЭМ. Осадконакопление и климат Внутренней Азии в антропогене. М.: Наука, 1972. 335 с.
4.	Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ними.
Т. 1. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1948. 306 с.
5.	Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1986.144 с.
6.	Скоморохов A M. Флювиальный процесс и динамика балочных систем // Геоморфология. 1991. № 2.
С. 16-24.
7.	Курбанова С.Г., Бутаков Г.П. Развитие ландшафтов на востоке Русской равнины в голоцене // Истори¬
ческая география ландшафтов: теоретические проблемы и региональные исследования. Петрозаводск:
ГО СССР, 1991. С. 143-144.
8.	Спиридонова Е.А. Эволюция растительного покрова бассейна Дона в верхнем плейстоцене-голоцене. М.:
Наука, 1991. С. 222.
9.	Шевырев А.Т., Алексеева Л.И., Спирихктош Е.А. и др. Опыт стратиграфического расчленения верхяе-
плейстоценовых и голоценовых отложений Калачской возвы[ценности // Бюл. комиссии по изучению
четвертичного периода. М.: Наука, 1987. Вып. 56. С. 45-64.
10.	Ахтырцев Б.И. К истории формирования лесных почв Среднерусской лесостепи // Почвоведение. 1992.
№3, С. 5-18.
20

11.	Геннадиев А.Н. Почвы и время: Модели развития. М.: Изд-во МГУ, 1990. 230 с.
12.	Климанов В Л. Особенности изменения климата Северной Евразии в позднеледниковье и голоцене //
Бюл. МОИП. Отд. геологии. 1994. Т. 69. Вып. 1. С. 58-62.
13.	Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977. 200 с.
14.	Сычева С Л., Чичагова О Л., Дайнеко Е.К. Древний этап эрозии почв Среднерусской возвышенности //
Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1992. С. 34-40.
15.	Ротницкий КСтаркель Л. Типы седиментации и эволюция речных долин в Польше // Палеогеогра¬
фическая основа современных ландшафтов. М.: Наука, 1994. С. 140-144.
16.	Сычева С.А., Узянов А.А. История антропогенного влияния на природу Курского Посеймья // Антро¬
погенная эволюция геосистем и их компонентов. М.: ИГ АН СССР, 1987. С. 105-120.
17.	Сычева С.А., Узянов А,А., Гайворон Т.Д. Динамика заселения Потускарья на сельскохозяйственном
этапе его освоения // Временная организованность геосистем. М.: ИГ АН СССР, 1988. С. 235-242.
18.	Сычева С.А. О взаимосвязи общества и природы Центральной лесостепи Русской равнины в голоцене //
Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1990. № 1. С. 86-96.
19.	Краснов ЮЛ. Раннее земледелие и животноводство в лесной полосе Восточной Европы. М.: Наука,
1971.168 с.
20.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1984. 264 с.
ИГ РАН, ГИ РАН,	Поступила в редакцию
Ин-т Археологии РАН	10.09.96
PHASES OF EROSION AT MIDDLE RUSSIAN HIGHLAND DURING HOLOCENE
S.A. SYCHEVA, O.A. CHICHAGOVA, E.K. DAINEKO, L.D. SOULERZHITSKY,
A.A. USYANOV
Summary
For the first time C14 data on the humic acids of holocene beams, slopes and flood bed deposits and buried soils
are represented (25 datings). Five buried soils of different age, divided by deluvial or alluvial layers may be
distinguished. Three of them are most widespread: Early Atlantic, Subboreal and Subatlantic. Soil development occurs
predominantly during climatic optimums of Holocene - the most favorable epochs. During Holocene soil erosion was
activated repeatedly due to natural conditions in the most cold, dry and fire hazard periods. Intensity of erosion reached
its maximum in the early Iron age in connection with human activity and became catastrophic in the late period of land
development (400-100 years b.p.).
21

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 4
октябрь - декабрь
1998
ДИСКУССИИ
УДК 551.4.01
©1998 г. Б.А. КАЗАНСКИЙ
РЕГИОНАЛЬНЫЙ УРОВЕНЬ УПОРЯДОЧЕННОСТИ РЕЛЬЕФА
В геоморфологии нет "законодательной базы", которая позволяла бы строго прове¬
рять гипотезы и построения, но существуют универсальные (общенаучные) принципы,
применимые, естественно, и в геоморфологии. К таким принципам относятся в первую
очередь принцип симметрии (П. Кюри) и принцип "демпфирования" (Ле Шателье-
Брауна), являющиеся, по сути, частными случаями более общего принципа наимень¬
шего действия.
Попытки применения принципа симметрии к описанию глобального рельефа дела¬
лись неоднократно, но, как отмечает И.И. Шафрановский [1], они оказывались не¬
удачными. Причина (ошибка) здесь, по нашему мнению, в том, что исследователи
закономерностей глобального рельефа пытались навязать динамической системе ста¬
тические формы Платоновых тел и пр., как показано, например, в обзоре С.У. Кэри
[2, с. 224], а геоморфологическим объектам - простые геометрические формы (много¬
угольников или кругов). Вторая причина (ошибка) - в переоценке геоморфологами
роли объекта своих исследований - рельефа, - игнорирующей то, что земная кора
имеет и другие характеристики, ответственные за ее развитие и организацию, кото¬
рые более устойчивы во времени (консервативнее), чем рельеф, поэтому проявляются
лучше на геологических картах. Другими словами, не все процессы в земной коре явно
отражаются на/в современном рельефе.
Реализация принципов симметрии и "демпфирования" в организации глобального
рельефа показана нами ранее [3, 4], теперь же, с учетом отмеченных выше ошибок,
можно перейти к следующему - региональному - уровню организации рельефа на
основе названных выше универсальных принципов, добавив к ним принцип иерархии,
согласно которому геоморфологические системы должны рассматриваться в контексте
иерархии: каждая система состоит из нескольких систем более низкого иерархического
уровня, но с теми же основными характеристиками [5, 6]. И если глобальная система -
вся поверхность Земли - характеризуется наличием двух гипсометрических уровней
(континентального и океанического), то двухуровенности следует ожидать и у систем
следующего, регионального уровня, тем более, что не трудно экстраполировать имен¬
но такую характеристику до систем самого низкого иерархического уровня (элемен¬
тарных), в качестве которых можно предложить выпукло-вогнутые склоны.
Как можно видеть на любых мелкомасштабных картах, формы континентов, морей,
островов, водосборных бассейнов и пр. весьма далеки от простых (искусственных)
геометрических фигур, но в то же время некоторые из этих форм повторяются чаще
других, что свидетельствует об их естественности (в буквальном смысле). Так, напри¬
мер, форма Южной Америки (для которой не нашлось более удачного названия, чем
22

Рис. I. Схема членения рельефа Евразии и прилегающих территорий на двухуровневые ячейки - системы
инь-ян (инь - нижний гипсометрический уровень, ян - верхний гипсометрический уровень)
1 - Ян выше уровня моря, 2 - Ян ниже уровня моря, 3 - Инь выше уровня моря, 4 - Инь ниже уровня моря.
Системы, упоминаемые в тексте, легко идентифицируются без подписей на схеме
треугольная или клиновидная) похожа на форму п-ова Индостан (с о-вом Шри Ланка),
на форму Японского моря (с Татарским проливом), форму Восточно-Китайского моря и
на формы множества водосборных бассейнов; контуры Африки повторяются в кон¬
турах Тихоокеанской плиты, а в контурах всего Тихого океана Г.Г. Кочемасов [6] ус¬
мотрел сходство с контурами Австралии. Сходство форм можно видеть у полуостровов
Камчатки и Малаккского, Кореи и Индокитая... Этот перечень можно продолжать как
угодно долго. Весьма распространено подобие и некоторых линейных форм - 5-об¬
разных речных долин (на что обращал внимание еще В.А. Обручев [7]), участков бе¬
реговых линий, горных хребтов, геологических границ... Поэтому именно такие ес¬
тественные формы следует рассматривать в первую очередь на региональном (и более
низких) иерархическом уровне организации рельефа земной поверхности.
Примечательно, что наиболее распространенные естественные формы, подобные
форме континента Ю. Америки, встречаются не по одиночке, а в морфотектоно-парах
с антисимметричными им формами: континент Южной Америки образует такую пару с
океанической частью Южноамериканской литосферной плиты, п-ов Индостан (с о-вом
Шри Ланка) - с Бенгальским заливом (и дельтой Ганга), Японскому морю (с Татарским
проливом) соответствует близкая по форме континентальная часть (с Ко¬
рейским п-овом), ограниченная с запада дугой, проходящей от устья р. Уды на севере
по долинам рек Зеи, Селемджи, Нэньцзян через устья Ляохэ в Корейский пролив.
Пару Восточно-Китайскому морю (с Желтым морем и Великой Китайской равниной)
составляет континентальная часть Китая, ограниченная с запада дугой, проходящей
от устья Ляохэ на севере через плато Ордос, Сычуанскую низменность и долину
Синцзян к устью р. Чжунцзян на юге.
23

Характерными чертами названных выше (и всех аналогичных) пар являются: при¬
мерно овальные контуры в плане, две примерно равновеликие (соразмерные) половины
с разными гипсометрическими уровнями (разными типами коры), разделенные ^-об¬
разной (или зеркальной S) внутренней границей. По аналогии с древнекитайским фи¬
лософским знаком Инь-Ян, символизирующим деление всего сущего на два взаимо¬
связанных, противостоящих и гармонично развивающихся начала, отражающих дуа¬
листическую картину мира, такие ячейки (морфотектонопары) земной коры были
названы инь-ян-системами (ИЯС). Подобные морфотектонопары впервые были выде¬
лены автором в зоне перехода на Тихоокеанской окраине Азии [8, 9], т.е. в наиболее
тектонически активном регионе Земли, но, как оказалось, на такие же ячейки делится
и вся остальная территория Евразии (в чем можно усмотреть развитие идей
Ю.А. Мещерякова о "волнах рельефа" [10]), как это схематически показано на рис. Г,
т.е. имеется ряд и чисто континентальных инь-ян систем. Крупнейшей из них является
Сибирская, одну половину ее составляют Западно-Сибирская и Северо-Сибирская
низменности, а вторую половину - Среднесибирское плоскогорье, выклинивающееся
на юге Саянами и Алтаем, с S-образной границей раздела, большей частью прохо¬
дящей по долине Енисея. На юге к этой системе примыкают еще две крупные ИЯС,
названные автором Туранской и Монголо-Тибетской, выделение которых не состав¬
ляет труда по мелкомасштабным физическим или тектоническим картам [11]. В обоих
случаях инь- и ян-половины этих (как и прочих) систем различаются цветом (чего
нельзя, к сожалению, показать в черно-белом варианте), так как разным гипсомет¬
рическим уровням ИЯС соответствуют и разные тектонические области, а орогид-
рографическим границам - геологические (тектонические).
Выделяются и чисто морские ИЯС. На рис. 1 имеются три такие системы: одна сов¬
падает с Аравийским морем (Аравийской котловиной), другая — с восточной половиной
Южно-Китайского моря (особенно четко она выделяется на тектонической карте) и
третья, маленькая расположена к северу от последней. Впрочем, эту ИЯС можно и
исключить, поделив ее между инь-половинами Индокитайской и Восточно-Китайской
ИЯС.
Ян-половинами считают соответственно древнекитайскому перечню противопостав¬
лений инь и ян (например, в "Тайпиныцзин" - Каноне Великого спокойствия - Юй Цзы,
2-й век); в числе которых фигурирует и противопоставление гор и равнин, более
высокие гипсометрические половины ИЯС. Соотношения геологических возрастов инь-
и ян-половин может быть самым различным, что сказывается на различной четкости
морфологических границ систем.
Символ Янь-Ян, как и инь-ян-системы, демонстрирует особый вид симМетрии-
антисимметрии, доселе незнакомый наукам о Земле, но, как следует из излагаемого,
весьма перспективный для описания организации рельефа на региональном уровне.
Как показано на рис. 2, контуры инь- и ян-половин знака Инь-Ян совмещаются при
повороте на 180° вокруг оси, перпендикулярной плоскости рисунка, а рельеф половин
при этом будет зеркально симметричным. Можно различать нормальные и зеркальные
ИЯС: нормальные - с внутренней границей в форме буквы S вне зависимости от ее
поворота (или такие, в половины которых можно вписать цифры 6 и 9); нормальная и
зеркальная ИЯС совмещаются полностью при повороте одной из них на 180° вокруг
горизонтальной оси в плоскости рисунка. Большинство ИЯС Евразии относятся к
нормальным, в Индонезийском регионе почему-то преобладают зеркальные ИЯС.
Любопытный пример зеркальной ИЯС - Сулавесская. В ян-половину ее вписывается
причудливая форма о-ва Сулавеси с мелководными заливами (в которой Г.И. Худяков
и др. [12] усмотрели метаморфоструктуру центрального типа), а инь-половину состав¬
ляет море Сулавеси с Макассарским проливом. Максимальный перепад высот (гипсо¬
метрическая антисимметрия) в этой системе превышает 9000 м и никаких признаков
симметрии центрального типа здесь обнаружить нельзя, как, впрочем, и у других
метаморфоструктур центрального типа из упомянутой работы, которые, в свете изло¬
женного, следует рассматривать как неадекватную интерпретацию инь-янсистем.
24

е
в
Рис. 2. Идеализированная инь-ян-система (знак Инь-Ян): темное - Инь (нижний
гипсометрический уровень), светлое - Ян (верхний гипсометрический уровень)
а - нормальная ИЯС, в - зеркальная ИЯС, б - профиль по оси, проходящий через ядра
системы
Примечательно, что древнекитайская традиция на знаке Инь-Ян изображает два
кружочка противоположного цвета (1 и 2 на рис. 2) как символы (ядра) взаимопроник¬
новения и взаимопревращения Инь и Ян ("Ян, достигая предела, превращается в Инь;
Инь, достигая предела, превращается в Ян"), соответствия их можно обнаружить и в
некоторых ИЯС (иногда только на геологических картах). Так, в инь-половине Индо-
китайской системы ян-ядро представлено островом Хайнань, а его антисимметричным
аналогом - инь-ядром - является Меконгская низменность с оз. Сап; в Япономорской
ИЯС ян-ядром является банка Ямато в Японском море, а инь-ядром в материковой ян-
половине - низменность в районе Хабаровска и низменность Саньцзян на китайской
стороне. Аналогично, что Южноамериканской ИЯС, совпадающей с одноименной ли¬
тосферной плитой, ян-ядром служит подводная возвышенность Риу-Грандн, а ее анти¬
симметричным аналогом на континенте - Амазонская низменность; в Североаме¬
риканской ИЯС - соответственно, Большие Антильские острова и Гудзонов залив.
Линию (лучше вектор, ориентированный от инь-ядра к ян-ядру), проходящую через
центры таких ядер (или через центры кривизны там, где таких ядер явно нет), можно
назвать осью ИЯС, с помощью которой можно характеризовать ориентировку (скло¬
нение) ИЯС относительно меридиана. Примеры: ось Япономорской ИЯС совпадает с
меридианом Хабаровска (нулевое склонение), Восточно-Китайская и Индокитайская
ИЯС имеют склонение 150°3, а Охотоморская ИЯС - противоположное, 30°В.
На рис. 1, в отличие от рис. 2, использована 4-цветная раскраска (4-уровневая, с
плотностью штриховки в соотношении 1:2:4:8) ИЯС для различения частей инь и ян,
находящихся выше и ниже уровня моря. Это делает схему инь-ян-членения по¬
верхности более наглядной й более соответствующей гипсометрическому. Контраст
между инь и ян континентально-морских ИЯС равен 1:8 (максимальный), между поло¬
винами чисто континентальных и чисто морских ИЯС равен 1:4, а контраст частей инь
или ян выше и ниже уровня моря равен 1:2 (минимальный).
Классификации ИЯС пока нет, но уже можно отметить некоторое генетическое
разнообразие этих систем. Во-первых, это те (древние) внутриконтинентальные
системы Евразии, которые не были затронуты мезозойско-кайнозойской перестройкой
литосферы (пример: Сибирская ИЯС, подобные системы должны быть и на других
фрагментах Пангеи). Во-вторых, внутриконтинентальные системы, преобразованные
кайнозойской складчатостью (например, Туранская ИЯС). В-третьих, системы Тихо¬
океанской окраины Азии - активной окраины континента, претерпевших перестройку
[9]. В-четвертых, новообразованные ИЯС, совпадающие с литосферными плитами
(пример: Южноамериканская ИЯС), сюда, по-видимому, относятся и Австралийская и
Антарктическая ИЯС, включающие одноименные континенты и подводные части
литосферных плит, и Индостанская ИЯС, закончившая свой дрейф. В-пятых, системы
пассивных окраин континентов, составленные из фрагментов древних (внутриконти-
нентальных или гондванских ИЯС) и молодых океанических котловин (пример такой
системы показан на рис. 1 к югу от Аравийского п-ова). В-шестых, молодые ИЯС,
полностью построенные на океанической коре (например, ИЯС Аравийского моря);
25

таких систем много в западной части Тихого океана, но выделение их сопряжено с
определенными трудностями, так как дно океана характеризуется меньшей дифферен¬
цированностью глубин и меньшей деятельностью, чем высоты суши. Наиболее оче¬
видными ИЯС в Тихом океане являются ИЯС Филиппинского и Тасманова морей,
имеющие своеобразную "ромбовидную" форму в плане с такой же симметрией-анти¬
симметрией, что и у "классических" ИЯС. В связи с этим можно предположить, что
овальная форма выделяемых нами на рис. 1 ИЯС, за счет которой образуются "белые
пятна" криволинейных треугольников на стыках, является всего лишь идеализацией
реальных криволинейных многоугольных форм, при которых "белые пятна" исчезают,
распределяясь между смежными ИЯС. При этом инь-ян системы будут полностью
покрывать континентальные части литосферы, чем они отличаются от тектонопар
А.И, Суворова [13], включающие лишь части выделяемых ИЯС.
Древнейшие инь-янсистемы на южных континентах (осколках Гондваны) коррели-
руются с выделяемыми М.З. Глуховским и др. гетерогенными ядрами-нуклеарами
континентов, образовавшимися из разновеликих овоидовидных структур в процессе
первичного корообразования [14, 15]. Это позволяет считать ИЯС первичными эле¬
ментами упорядоченности (самоорганизации) рельефа с доокеанического (догеомор-
фологического?) этапа истории Земли, которые в пределах континентов могли неодно¬
кратно перестраиваться (на геологических картах можно видеть древние ИЯС, "про¬
свечивающие" на фоне современных).
Открытым остается вопрос о принципиальной возможности существования (и соот¬
ветственно выделения) ИЯС на значительной части молодой коры океанов, где для их
образования было недостаточно времени и не видно геофизических предпосылок,
поэтому построить сплошное членение всей поверхности Земли на ИЯС одного ранга,
по-видимому, невозможно. Сложным может оказаться и вопрос об иерархическом
ранге гигантских ИЯС вроде Южноамериканской или Североамериканской (без Аляски
и островов Арктического архипелага), поскольку на названных континентах, как и на
территории Австралии и Антарктиды, имеются древние ИЯС, сопоставимые с ИЯС
Евразии. Поэтому такие ИЯС, как Южно- или Североамериканская, Австралийская и
Антарктическая, а не всю поверхность Земли (которая была единой инь-ян-системой
разве что 200 млн лет назад, до раскола единого материка Пангеи) следует считать
системами более высокого (глобального) ранга. Индостанская ИЯС по размерам соот¬
ветствует региональным ИЯС Евразии, а генетически, как фрагмент Гондваны, -
ИЯС глобального уровня. Из вышеизложенного видно, что классификация и иерар¬
хическое упорядочение ИЯС оказываются далеко не простым делом. *
Наличие в ИЯС двух гипсометрических уровней (денудационного и аккумулятив¬
ного) обеспечивает протекание в них (независимо от остальной поверхности Земли)
соответствующих экзогенных процессов с изостатической компенсацией перераспре¬
деления нагрузки, что должно вызывать синхронный подъем ян- и опускание инь-
половин систем и делать границы ИЯС наиболее активными тектонически. Это
подтверждается и данными по распределению эпицентров землетрясений, приуро¬
ченных в основном к границам между ИЯС (на таких границах случились и недавние
трагические землетрясения на Дальнем Востоке). К некоторым же границам ИЯС
приурочены области складчатости (что может дать новую трактовку теории гео¬
синклиналей). Так, например, Сибирская ИЯС с трех сторон оконтурена областями
герцинской складчатости (Урала на западе, гор Бырранга на севере, Алтая на юге
[11]), включаемыми А.И. Суворовым в три раздельные тектонопары [13], а на юго-
востоке байкальской складчатости. Областями складчатости, как правило, являются и
незаштрихованные на рис. 1 криволинейные треугольные участки на стыках трех
ИЯС, которые, учитывая вышеизложенное, следует перераспределить между стыкую¬
щимися ИЯС, сводя их стык к тройной точке (со сменой овальных очертаний ИЯС на
многоугольные). То есть схема, приведенная на рис. 1, не окончательная, а предва¬
рительная, требующая уточнения границ с довольно ответственной операцией точного
определения положения тройных точек стыков ИЯС. Сложность выделения тройных
26

точек и некоторых отрезков границ ИЯС по физическим картам обусловлена, помимо
различной сохранности (возраста) систем, также тем, что системы стыкуются раз¬
личными частями (инь с инь, ян с ян и инь с ян), что нарушает идеальные соотноше¬
ния, показанные на рис. 2. Поэтому при выделении инь-янсистем приходится привле¬
кать и геологические (тектонические) карты.
Таким образом, концепция инь-янсистем дает принципиально новую трактовку
динамической упорядоченности земной коры на региональном и глобальном уровнях
(рассмотрение инь-янсистем низших иерархических уровней выведено за рамки данной
статьи). В инь-янсистемах реализуются, как видно из изложенного, универсальные
принципы симметрии, демпфирования и иерархии, что позволяет считать их самоорга¬
низующимися диссипативными системами, на которые должны распространяться мето¬
ды и математический аппарат нелинейной термодинамики П. Гленсдорфа и И. При-
гожина, в том числе и теорема о минимуме производства энтропии [16]. Действи¬
тельно, как было показано автором ранее [17], знаки изменения энтропии у процессов
денудации и аккумуляции различны, так что в ИЯС, где оба процесса протекают
одновременно, производство энтропии может быть минимальным. Это ставит геомор¬
фологические инь-ян-системы в один ряд с другими естественными системами, для
которых разрабатывается мощная аналитическая база (нелинейная термодинамика,
синергетика).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Шафрановский И.И. Симметрия в природе. Л.: Недра, 1985. 168 с.
2.	Carey S.W. The expanding Earth // Elsevier Sc. Publ. Co. 1976. 488 p.
3.	Казанский Б.А. Упорядоченность глобального рельефа: новая интерпретация // Симметрия рельефа. М.:
Наука, 1992. С. 58-65.
4.	Казанский Б Л. Мобил изм и проблемы глобальной геоморфологии // Геоморфология зон перехода от
континентов к океанам. М.: Наука, 1992. С. 30-36.
5.	Boer Dirk Н. de. Hierarchies and spatial scale in process geomorphology: a review // Geomorphology. 1992. V. 4.
№5. P. 303-318.
6.	Кочемасов Г.Г. Самый большой океан и самый маленький континент Земли "скроены" по одному
интерференционно-волновому шаблону // Закономерности строения и эволюции геосфер. Ч. 1. Хаба¬
ровск - Владивосток: ТИГ, 1996. С. 120-122.
7.	Обручев В.А. Некоторые задачи геометрии, геологии и гидрологии Сибири // Избранные работы по
географии Азии. М.: Географгиз, 1951. Т. 2. С. 139-158.
8.	Kazansky В A. The marginal seas as the Yin-halves of the Yin-Yang systems of the East Asia // XVIII Pacific
Science Congress. Abstr. Beijing, 1995. P. 567.
9.	Казанский Б.А. Упорядоченность рельефа Тихоокеанской окраины Азии // Тихоокеанская геология.
1996. Т. 16. №3. С. 29-33.
10.	Мещеряков Ю.А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965. 389 с.
11.	Тектоническая карта мира. М. 1:100 млн. //Географический атлас. М.: ГУ ГК, 1980. С. 34.
12.	Худяков Г.И., Кулаков А.П., Тащи С.М. и др. Система гигантских геоморфоструктур западной окраины
Тихого океана //Тихоокеанская геология. 1982. № ГС. 43-48.
13.	Суворов А.И. Новейшая глобальная кинематика литосферы (на основе региональных тектонопар) //
Геотектоника. 1978. .№ 2. С. 3-18.
14.	Глуховский М.З., Кац Я.Г., Моралев В.М. О нуклеарах континентов мира // Изв. вузов. Геология и
разведка. 1989. №8. С. 14-19.
15.	Глуховский М.З., Моралев В.М., Кузьмин М.И. Горячий пояс ранней Земли, и его эволюция //
Геотектоника. 1994. №5. С. 3-15.
16.	Гленсдорф П., Пригожий И. Термодинамическая теория структуры, устойчивости и флюктуаций. М.:
Мир, 1973. 270 с.
17.	Казанский Б.А. Роль уравнения диффузии в математической геоморфологии // Геоморфология. 1990.
№ 2. С. 20-26.
Тихоокеанский океанологический
институт ДВО РАН
Поступила в редакцию
15.10.96

REGIONAL LEVEL OF RELIEF ORDERLINESS
B.A. KAZANSKY
Summary
Preliminary scheme of dynamic orderliness of Eurasia landforms and surrounding aquatic areas is given. It is based
on universal principles of symmetry, decrement and hierarchy, natural geographic forms considered, and is represented
by symmetric-antisymmetric two-level cells (Yin-Yanysystems) with different altitude levels (Earth's crust types) being
divided by internal S-shaped boundary. Internal and external boundaries of in-yan systems coincide with the boundaries
of tectonic regions.
УДК 551.4.162:551.4.013
© 1998 г. А.Ю. СИДОРЧУК
ДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ
Введение
Эрозионные процессы на склонах традиционно разделяются на плоскостной смыв,
бороздковую и овражную эрозию. Наибольшее количество работ по моделированию
процессов эрозии связано с плоскостным смывом и размывом по мелким бороздам.
В этой области созданы широко используемые статистические и базирующиеся на
физических принципах модели эрозии, накоплен большой материал натурных и
лабораторных наблюдений для их верификации. На фоне этого значительного объема
информации очень скромно выглядит комплекс работ по моделированию овражной
эрозии. Достаточно сказать, что опубликовано лишь несколько динамических и стати¬
ческих моделей овражной эрозии [1-5], при том, что моделей плоскостного смыва
можно легко насчитать несколько десятков. Еще меньше информации о лабораторных
и натурных исследованиях динамики оврагов, необходимых для верификации подобных
моделей, и тем большую ценность представляют подобные публикации [6, 7].
Не вполне понятно, почему сложилась такая ситуация. Овражная эрозия не ме¬
нее опасна, чем плоскостная и бороздковая. В условиях широкого использования зе¬
мель под пастбища овраги могут быть одним из главных факторов разрушения земель.
Например в юго-восточной Австралии, в штате Новый Южный Уэльс, овражная эро¬
зия (от умеренной до экстремальной) развита на 21% территории, а общий объем
овражных форм составляет здесь около 3,2 млрд, м3, или 37% общего объема
перемещенных почв за последние 100 лет наиболее интенсивной эрозии [8]. На
Русской равнине за период широкомасштабного освоения земель (300-500 лет) объем
овражных форм составил 4 млрд, м3 [9]. И хотя это только 4% от общего объема
перемещенных всеми видами эрозии почв, из сельскохозяйственного оборота выведено
более 15% земель [10]. Даже в благополучной Западной Европе, где интенсивность
эрозии 2-3 т/га считается значительной, на отдельных полях объем эрозии в так
называемых эфемерных оврагах (в донных врезах в пологих склоновых ложбинах)
достигает 40-50 и до 80% от общего [11].
В последнее время интерес к исследованиям развития оврагов и прогнозированию
этого процесса увеличился. В Международной бидсферно-геосферной программе функ¬
ционируют проекты "Флювиальные системы" [12] и "Деградация земель" [13], в
рамках которых значительное внимание уделяется изучению специфических черт ов¬
ражной эрозии. В научной программе "Ямал" РАО ГАЗПРОМ финансируются наблю¬
28

дения за формированием оврагов и расчеты их роста для предотвращения опасных
явлений на территориях газовых месторождений. В ходе выполнения этих проектов
была разработана предлагаемая динамическая модель овражной эрозии.
Концепция эволюции продольного и поперечного профиля оврага
Предлагаемая динамическая модель эволюции оврага базуется на данных наблю¬
дений за линейной эрозией на Русской равнине, севере Западной Сибири и в юго-
восточной Австралии. Она предполагает существенное упрощение реального очень
сложного гетерогенного процесса развития оврага, который включает как эрозионные,
гак и склоновые процессы. Принята концепция последовательного прохожения этих
процессов. Каждый эрозионный эпизод (сток талых вод, дождевой паводок) делится на
два этапа. На первом этапе рассчитывается эрозионный размыв, когда на перво¬
начальном склоне или в днище эрозионной формы образуется прямоугольный врез с
вертикальными стенками. Его ширина равна максимальной ширине потока плюс
ширина зоны подмыва бортов оврага, а глубина определяется временем размыва (про¬
должительность эрозионного эпизода) и его интенсивностью. На втором этапе оцени¬
вается устойчивость такого вреза по отношению к плоскому оползню. Если глубина
вреза превышает критическую высоту уступа, производится пересчет формы попе¬
речного профиля из прямоугольного в трапециевидный. Ширина по днищу принимается
равной максимальной ширине потока плюс суммарная ширина зоны подмыва бортов
оврага за все время его развития, уклон бортов - уклону устойчивого откоса, а объем
вреза - суммарному объему размыва за все время развития оврага. Предполагается,
что эта трансформация полностью происходит в период между последовательными
эпизодами эрозии, что является лишь первым приближением к реальному более
медленному процессу, выполаживания бортов оврага. Наиболее реалистично такая
двухэтапная схема развития оврага выглядит для первой стадии его эволюции, когда
овраг растет в основном в длину и в глубину. Согласно Б.Ф. Косову с соавторами, эта
стадия занимает лишь 5% общего времени развития оврага, но в этот период фор¬
мируется 80% его длины, 60% площади и 35% его объема [6].
Метод расчета эрозионного размыва днища и бортов оврага
В ходе эрозионного размыва грунтов, транспорта продуктов размыва и их отло¬
жения образуется эрозионный врез. Форма его продольного профиля определяется
уравнениями баланса наносов и деформации:
Ц- = Cwqw + M0W+MbD-CVfW	(1)
(1_e)Wf J = -^- + MhD+Cwqw	(2)
Здесь Z - минимальная отметка дна оврага (м); X (м) и t (с) продольная координата
и время; Qs = QC - объемный расход взвешенных наносов; Q - расход воды (м3/с);
С - средняя по глубине потока объемная концентрация наносов; Си, - объемная кон¬
центрация наносов в боковом притоке; qw - удельный расход воды в боковом при¬
токе (м3/с); М(>(м/с) - интенсивность взмыва наносов со дна, если использовать терми¬
нологию В.М. Маккавеева [14]; Mh - интенсивность взмыва наносов с берегов рус¬
ла (м/с); W-. ширина потока (м); D - глубина потока (м); Vf- гидравлическая крупность
частиц наносов в турбулентном потоке (м/с); е - пористость размываемого грунта.
В уравнении баланса наносов наименее определенным является член, описывающий
интенсивность взмыва наносов со дна русла. Она равна произведению придонной
объемной мутности потока Сь на придонную вертикальную скорость Uv: М0 = ChUv.
29

u>
о
Таблица 1
Гидравлические характеристики потока, баланс наносов и механические свойства грунтов в экспериментальных лотках в овраге Брук Крик, бассейн р. Ясс, Новый
Южный Уэльс, Австралия
Лоток
Попуск
. Q, м3/с
U, м/с
W, м
Дм
5
С ■ 1<Г3
С1г, кПа
тсг, Па
(1/W) ■ dQs/dX,
м/с ■ 1СГ5
Р gUDS,
м/с • 102
1
1
0,0014
0,420
0,180
0,019
0,063
1,039
29
10,0
0,081
0,049
1
2
0,0022
0,370
0,170
0,034
0,063
1,143
29
8,3
0,145
0,078
1
3
0,0042
0,580
0,177
0,041
0,063
1,343
29
7,8
0,316
0,015
1
5
0,0086
0,640
0,208
0,064
0,068
0,969
29
6,7
0,368
0,273
1
6
0,0078
0,600
0,220
0,060
0,064
1,271
29
6,9
0,433
0,224
2
3
0,0015
0,534
0,120
0,023
0,285
1,714
31
11,0
0,576
0,349
2
4
0,0023
0,644
0,130
0,028
0,285
1,434
31
10,0
0,680
0,499
2
5
0,0041
0,587
0,165
0,042
0,240
0,908
31
8,7
0,566
0,578
2
6
0,0057
0,641
0,190
0,047
0,240
2,159
31
8,4
1,770
0,709
2
7
0,0086
0,730
0,233
0,034
0,248
1,391
31
9,3
1,370
0,893
2
9
0,0110
1,127
0,277
0,035
0,252
2,294
31
9,2
2,490
0,981
3
3
0,0011
0,830
0,120
0,008
0,577
2,460
50
36,0
0,351
0,509
3
4
0,0015
1,726
0,132
0,007
0,578
1,872
52
42,0
0,341
0,646
3
5
0,0019
1,709
0,142
0,008
0,579
2,180
52
40,0
0,460
0,747
3
6
0,0023
1,817
0,151
0,009
0,580
2,216
53
40,0
, 0,542
0,879
3
7
0,0032
1,700
0,195
0,009
0,582
2,500
: 54
40,0
0,650
0,922
3
8
0,0041
1,900
0,177
0,012
0,584
1,212
59
44,0
0,431
1,330
3
9
0,0049
1,900
0,195
0,013
0,588
1,746
61
45,0
0,697
1,460
3
10
0,0063
0,720
0,202
0,015
0,590
1,668
64
48,0
0,839
1,810
3
11
0,0083
0,800
0,226
0,018
0,594
1,775
74
60,0
1,030
2,150

Согласно К.И. Российскому и В.К. Дебольскому [15], придонная вертикальная
скорость частиц пропорциональна средней скорости потока. Придонная мутность
является мерой вероятности отрыва частиц от дна, которая, по Г. Эйнштейну [16],
есть функция отношения касательного напряжения на дне потока и его критического
значения, при котором начинается отрыв частиц наносов: Ch = F(%I%C1). Вид этой
функции в широком диапазоне гидравлических параметров потока и крупности частиц
наносов исследовался в работах по русловым процессам в несвязных грунтах. Для
связных грунтов, наиболее типичных при овражной эрозии, экспериментальных
данных для оцределения функции F существенно меньше. Поэтому целесообразно
привести результаты специальных натурных измерений в оврагах в Австралии.
В бассейне р. Ясс в 200 км к востоку от Канберры на склонах оврага Брук Крик в
естественных грунтах были подготовлены 3 лотка длиной соответственно 9,7; 3,5 и
6,0 м (табл. 1). Вода подавалась в вершину лотка из бака объемом 15 м3 с постоянным
расходом до 12 л/с, который контролировался переносным треугольным водосливом.
Пробы воды на мутность отбирались в середине и в конце каждого попуска в начале и
конце лотка для расчета баланса наносов по его длине. Связность грунтов Ch изме¬
рялась в конце каждого попуска с помощью крыльчатки.
Анализ данных экспериментов показывает, что в условиях больших уклонов,
характерных для овражных врезов, функция F(t/tC7.) линейна, и интенсивность взмыва
наносов определяется произведением донного касательного напряжения на среднюю
скорость потока:
M0 = kepgUDS	(3)
Здесь р - плотность воды (кг/м3); g - ускорение свободного падения; U - средняя ско¬
рость потока; S - уклон свободной поверхности воды; ке - коэффициент эродируемости
грунтов. Величина этого коэффициента определяется критическим касательным на¬
пряжением тс,., по данным табл. 1 ке = 1,91 • 10^/тсг.
Как показал Ц.Е. Мирцхулава [17], хст зависит от сил трения и сцепления:
ъСг= 1*2 X(m/n)[(ps-p)gd + 1,25 CjK]	(4)
Здесь X - коэффициент гидравлического сопротивления; m - коэффициент условий
работы, равный 1,0 для чистой воды и 1,4 для потоков с содержанием коллоидальных
частиц >0,1 кг/м3; параметр турбулентности п обычно равен 4,0; ps - плотность нано¬
сов (кг/м3); d - средний диаметр агрегатов грунта (м); К - коэффициент неравно¬
мерности механических свойств грунта, обычно 0,5;	- усталостная прочность
грунта, обычно функция его связности Ch (Па). Анализ данных табл. 1 показывает,
что при измерении сцепления крыльчаткой усталостное напряжение грунта можно
рассчитать по формуле:
Cf = 6,7 • 10-7 с\	(5)
Процесс размыва берегов в днище оврага исследован недостаточно. В первом
приближении скорость размыва берегов dWfJdt, которая (с учетом пористости грунтов)
равна интенсивности взмыва наносов с берегов Mh/( 1-е), может быть рассчитана с
помощью формулы
Wh = MQV/U	(6)
Здесь V - поперечная скорость.
Так как поток в днище оврагов обычно меандрирует, для оценки V можно
использовать формулу И.Л. Розовского [18]:
V - 11,0 UD/R.	(7)
31

Таблица 2
Соотношение относительной ширины WfWb оврага и доли длины долины Р€, подверженной размыву
меандрирующим руслом
№ участка
Ширина русла,
W( м)
Ширина
днища, Wh (м)
Длина долины,
L( м)
Длина фронта
размыва, /г (м)
w/wh
Ре
1
0,163
0,934
10,0
4,05
0,175
0,41
2
0,217
0,823
5,0
0,70
0,264
0,14
3
0,258
0,472
5,0
2,85
0,547
0,57
4
0,306
0,360
5,0
3,45
0,85
0,69
5
0,470
0,925
5,0
1,95
0,508
0,39
6
0,960
2,120
25,0
8,25
0,453
0,33
7
0,657
1,300
40,0
21,5
0,505
0,54
8
• 0,271
0,526
31,5
22,5
0,515
0,71
9
0,316
0,954
17,0
10,0
0,331
0,59
В узком врезанном днище оврага с Wh < 10,0 W радиус кривизны R ограниченных излу¬
чин потока тем больше, чем меньше ширина днища оврага Wb:
R = 50fiW(W/Wb)	'	(8)
По мере размыва берегов и увеличения Wh радиус кривизны излучин русла умень¬
шается. Когда Wh становится > 10,0 W, поток формирует свободные излучины с R =
= 0,5 W. В этих условиях поток размывает только часть длины бортов оврага, и эта
доля Рс уменьшается с увеличением относительной ширины днища. Исследования в
овраге на территории Бованенковского месторожения полуострова Ямал показали, что
ре = W/Wh (табл. 2).
После учета всех приведенных выражений формула для расчета скорости размыва
бортов в днище оврага приобретает вид:
(1-.е)^- = М#0.	(?)
at
Здесь кь = 0,22 D/W, если Wh > 10,0 W и kh= 2,2 D/Wh, если Wb> 10,0 W. При
Wh > 20,0 W размыв бортов оврага практически прекращается.
Размыв грунтов днища оврага и его бортов происходит при условии, если скорость
потока U превосходит критическое значение Ucn при котором начинается отрыв частиц
наносов от грунта. В случае наличия в грунте растительных остатков или плотной
дернины скорость потока должна быть достаточна для разрушения сцепления
растительных остатков или дернины.
Результаты измерений гидравлико-морфометрических характеристик стока в эрози¬
онных формах полуострова Ямал и юго-восточной Австралии позволили установить
ряд закономерностей изменения морфометрии потоков.
1) Ширина потока W и его максимальная глубина Dm определяются расходом
воды Q 2W = 3,0 Q,)A
(Ю)
Dm = 0,8 G°'45
(11)
2) Форма живого сечения в оврагах разнообразная - близкая к треугольной на
изогнутых плесах, параболическая на прямолинейных плесах, с пониженными глубина¬
ми в центре русла на перекатах. Обычно средняя глубина D составляет 0,6 Dm,
Среднее значение коэффициента шероховатости по Маннингу п в руслах оврагов
без дернины равно 0,12. Если поток течет по склону с дерниной, значение коэффици-
32

ента шероховатости увеличивается до 0,4. Эти значения относятся только к оврагам
на Ямале, и для Других объектов должны быть откорректированы по данным иссле¬
дований.
Эволюция поперечного профиля оврага
Форма поперечного сечения эрозионного вреза, сформированного за время At, это
прямоугольник шириной Wb и высотой AZ. В качестве характерного времени At целе¬
сообразно принять период снеготаяния или время прохождения паводка. Между павод¬
ками поперечный профиль эрозионного вреза трансформируется склоновыми процес¬
сами (оползанием, оплыванием грунта и пр.). Формируется устойчивый откос. На
первом этапе развития оврага склоновые процессы происходят интенсивно, оползает
грунт мелкими блоками, часто грунты оплывают. В результате формируются прямые
и слабовыпуклые склоны. Если глубина вреза AZ больше критической глубины
Ц, = 2,QC/' cos((p)/sin2^-f(p + ^-\	(12)
8PS	2У 2)
то прямоугольный эрозионный врез трансформируется в трапецию шириной по днищу
Wb, глубиной
*ё(ф)
•ж,
tg«w
(13)
и шириной по верху
W, = Wh +
2,	ОД
[tgoW
{
(14)
Здесь I'd - объем вреза. Крутизна устойчивого откоса бортов оврага ф может быть
рассчитана с помощью формулы:
Ch
8Р.Л
——— tg(q>) cos2 (ф) -
Р
sin(20)
(15)
Здесь w - объемное содержание воды, в грунте, ср - угол внутреннего трения, Сь -
сцепление грунта (Па); ps - объемная плотность грунта; р - плотность воды; g - ус¬
корение свободного падения.
Расчетная схема трансформации продольного профиля оврага
На основании базовых уравнений баланса наносов и деформации (1-2) и формулы
для расчета интенсивности размыва (3) записывается уравнение для расчета транс¬
формации продольного профиля оврага
~-keUD^-VfC = 0.
Э t	дх 1
(16)
Для решения уравнения (16) используется явная двухуровенная консервативная
схема Лакса-Вендрофа типа предиктор - корректор:
z/+l'2 = (1 - 0)Z/ + pz/+1 - a —
Ах
+i y.i
Ач i
(МОж +(М)/ zi
2
(17)
Z
7+1
. •>/ At („ Яч(*«9)/+2+(М)/-
' 2ссДг	■	2
+ 1
4+1
(2р 1	Zi
2	Геоморфология, № 4
33

+ (1-
_ а _ pj Mi + ML zj I + Mm + Mi zi+1/2 _
(M)/ +(M)i
2
2 2
i-Z/lV'2 + C,YfAr
Здесь индекс i определяет изменение величин по длине русла, индекс j - во вре¬
мени, а и Р - сеточные числа, для которых наилучшим является соотношение: р =
= 0,75-1,0; а = 0,25-0,5; q - UD - удельный расход воды.
Для устойчивости схемы необходимо выполнение следующего соотношения величин
шага по длине Ах и шага по времени At
keq—<\	(18)
Ax
Величина текущей концентрации наносов С определяется интегрированием уравнения
баланса наносов по длине оврага на участке длиной Ах:
С; =
Я№(У +1)
£w
Y
g,-i )Г\ (K+kh)Q,S ( С„
б, ) qw(Y + 1) Y
(19)
Здесь Y = (qw + VfW)/qw. Индекс / определяет изменение мутности на отрезке от до
л:/, qw = (2, - Q/_i)/Ax - удельный расход бокового притока воды, Ах - расстояние между
соседними створами.
Если расход воды на отрезке от до х{ неизменен, концентрация наносов в точке i
описывается формулой:
с, = С,_, ехр
v
(VfW
Q
-(у -У-i)
(ке +kh)QjS
VfW
1 - exp
VfW
~Q~
(xi~*i-1)
(20)
Последовательность расчетов
Исходные данные включают: начальный продольный профиль; распределение пло¬
щадей водосбора по длине оврага; инженерно-геологическое строение толщи, проре¬
заемой оврагом (отметки подошв всех слоев, коэффициенты эродируемости для
составляющих их грунтов, величины гидравлической крупности наносов, величины
критических скоростей течения); число лет, на которое проводится прогноз; коли¬
чество эпизодов стока в каждом году; модули стока воды для всех эпизодов стока и их
продолжительность.
Первым выполняется цикл по годам, в котором учитывается многолетняя измен¬
чивость стока воды. Затем выполняются циклы по количеству паводков в году и
содержащихся в них эпизодов стока с учетом их продолжительности, которые
задаются в исходных данных. Далее выполняется цикл расчета по длине оврага с
шагом Ах. При этом для каждой точки вреза, исходя из ее положения относительно
границ литологически однородных слоев грунта, назначаются величины коэффициента
эродируемости, гидравлической крупности наносов и неразмывающей скорости.
Вычисляются значения ширины, глубины и скорости потока и реализуется схема (17).
Одной из важнейших характеристик численного решения является его устой¬
чивость. Необходимо выбрать такие значения величин шагов сетки по длине и по
времени, чтобы выполнялось соотношение (18). Поэтому для всех точек продольного
профиля определяется максимальное значение показателя keq и при этом значении на
каждом временном шаге решения задачи проверяется это соотношение. Если
М)тах
— > 1, то временной интервал необходимо уменьшить в М раз, так, чтобы
Ах
соотношение (18) выполнялось. В этом случае расчет деформации продольного про-
34

филя выполняется М раз с одинаковыми гидрологическими характеристиками, но с
уменьшенным шагом по времени.
Рассчитывается объем размыва-аккумуляции за паводок и за весь период дефор¬
маций. По формулам (12)—(15) производится расчет формы поперечного профиля
оврага в виде трапеции, его глубины и ширины (по дну и по верху).
После завершения всех циклов выводится конечный продольный профиль оврага.
Перечисленные процедуры реализованы в программном комплексе AUSGUL, который
снабжен дружественным интерфейсом, облегчающим ввод исходной информации и
анализ результатов.
Верификация динамической модели развития оврага
Верификация модели проведена на основе данных наблюдений за развитием оврага
Брук Крик (бассейн р. Ясс, юго-восточная Австралия). Использованы планы 1838 и
1932 гг. лота 64 в местности Паррорумба, округ Муррей (получены от П. Фоггарти),
аэрофотоснимки 1941, 1955, 1968, 1976 и 1988 гг., тахеометрическая съемка оврага
1992 г., а также проведены геолого-геоморфологические исследования. Водосбор овра¬
га занимает площадь 2,54 км2, он сложен аспидными сланцами, перекрытыми на
склонах маломощными (0,5-1,0 м) средними и тяжелыми красновато-коричневыми
суглинками. Эрозионное расчленение водосбора имеет длительную историю, последний
этап глубокого вреза приходится на конец плейстоцена. В позднеледниковье и
голоцене густая сеть эрозионных форм заполнялась склоновыми отложениями и во
врезах мощность суглинков достигает 4-6 м. В голоцене заполнение врезов часто
происходило в результате эрозии после пожаров, выявлены области аккумуляции
насыщенных органикой суглинков с большим количеством углей с радиоуглеродным
возрастом 2000-2500 лет (Р. Воссон, персональное сообщение).
К началу современного этапа врезания на месте древнего вреза существовала поло¬
госклонная ложбина. Заложение оврага относится к самому началу освоения евро¬
пейцами бассейна р. Ясс - на плане 1838 г. он уже имеет длину около 800 м (рис. 1а).
К 1932 г. сформировались основные отвершки оврага, а к 1941 г. он приобрел
Рис. 1. Эволюция оврага Брук Крик в 1838-1992 гг. (а), удлинение (б) и углубление (в) его верхней части
L - расстояние от устья по руслу оврага, Z - абс. отметки дна
2*
35

а
Рис. 2. Верификация динамической модели развития продольного профиля
а - изменение во времени расхода воды в устье оврага Брук Крик, б - углубление оврага по отношению к
1932 г. (линия /) в 1988 г. (2 - рассчитанное, 3 - фактическое)
очертания, близкие к современным, и длину основного русла 1440 м. После 1941 г.
овраг удлинился только на 60 м (рис. 16). На большей части длины оврага суглинки,
заполняющие древнюю эрозионную форму, были прорезаны и днище оврага достигло
сланцев.
Только на верхних 600-700 м овраг продолжает развиваться в суглинистой толще.
Для этого участка фотограмметрическим путем восстановлены продольные профили
днища оврага 1941, 1968 и 1988 годов (получены от К. Вильсон). Достаточная точ¬
ность восстановления отметок дна подтверждается хорошим соответствием профиля
1988 г. и профиля 1992 г., полученного в ходе теодолитной съемки (рис. 1в). Эти про¬
фили были использованы для верификации динамической модели развития оврага для
периода 1932-88 гг. Сток воды с бассейна оврага для этого периода был рассчитан по
данным наблюдений за уровнями и расходами воды на станции Ясс, р. Ясс (рис. 2а).
Коэффициент эродируемости для суглинков был определен по данным табл. 1 как 1,5 •
• 10~3. Для его калибровки использовались также продольные профили 1941 и 1968 гг.
Расчеты показывают вполне удовлетворительную сходимость фактических и вы¬
численных отметок продольного профиля оврага Брук Крик (рис. 26). Наименьшее
соответствие вертикальных отметок получено для привершинной части оврага, про¬
цессы в которой во многом определялись стоком грунтовых вод из пруда, созданного
выше оврага между 1932 и 1941 гг.
Заключение
Динамическая модель развития оврага описывает первую стадию быстрого изме¬
нения его морфологии. В период снеготаяния или дождевого паводка формируется
прямоугольный врез. На этом этапе изменение отметок продольного профиля опре¬
деляется интенсивностью взмыва частиц грунта со дна оврага и их аккумуля-
dZ	dZ
цией. Эти процессы описываются уравнением — - keUD—— VfC = 0, которое числен-
dt
дх
36

но решается с помощью явной схемы типа Лакса-Вендрофа. В периоды между эпи¬
зодами стока поперечный профиль оврага трансформируется мелкими ополз¬
нями и приобретает трапециевидную форму шириной по дну Wь, глубиной
( I	Т77~	\
Ц =
Ч2 +
4Vr
о
#(Ф)
-Wh
tg(4>)
и шириной в бровках Wt = Wh +2,0D, /[tg(<(>)]. Численные
эксперименты показывают применимость изложенной методики при условии
аккуратного задания исходных данных и подбора необходимых эмпирических коэф¬
фициентов. Это в первую очередь касается коэффициента эродируемости грунтов ке,
для определения значения которого необходимо знание инженерно-геологических
характеристик грунтов, а для ответственных расчетов необходимо измерение этого
коэффициента в натурных условиях.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Лдерихина Л.Л., Лдерихин В.В. Потенциал роста оврагов в длину в условиях мелового юга Сред¬
нерусской возвышенности. // Восьмое межвузовское координационное совещание по проблеме
эрозионных,'русловых и устьевых процессов. Воронеж: 1993. С. 5-6.
2.	Боголюбова И.В., Караушев А.В. Вопросы формирования и развития оврагов. // Тр. ГГИ. 1979.
Вып. 267. С. 5-27.	'
3.	Косов Б.Ф., Зорина Е.Ф., Любимов Б.П. и др. Овражная эрозия. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
4.	Трофимов AM.У Московкин В.М. Математическое Моделирование в геоморфологии склонов. Казань:
Изд-во Казанского ун-та, 1983. 218 с.
5.	Sidorchuk A. Gully Erosion and Thermoerosion on the Yamal Peninsula. In: O. Slaymaker ed. "Geomorphic
Hazards". J. Wiley and Sons. 1996. P. 153-168.
6.	Косов Б.Ф., Никольская И.И., Зорина Е.Ф. Экспериментальные исследования оврагообразования. //
Экспериментальная геоморфология. Т. 3. 1978. М.: Изд-во МГУ, С. 113-140.
7.	Schumm S.A., Harvey M.D., Watson С.С. Incised channels. Morphology, dynamics and control. Water. Res.
Publ., 1984. 200 p.	,
8.	Graham O.P. Land Degradation Survey of N.S.W. // Soil Conservation Service of N.S.W. Tech. Rep. 7, 1988.
47 p.
9 .Сидорчук А.Ю. Эрозионно-аккумулятивные процессы на Русской равнине и проблемы заиления малых
рек. //Труды Академии водохозяйственных наук. Вып. I. Водохозяйственные проблемы русловедения.
М.: 1995. С.74-83.
10.	Рожков А.Г. Овражная эрозия и мелиорация заовраженных земель. // Закономерности проявления
эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях. М.: Изд-во МГУ, 1987. С. 16-17.
11.	Poesen J., Vandaele К., van Wesemael В. Contribution of gully erosion to sediment production on cultivated lands
and rangelands. In: Walling D, Webb B. (ed). Erosion and Sediment Yield: Global and Regional Perspectives.
IAHS Publ. N 236, 1996. P. 251-266.
12.	Wasson R. (ed). Land Use and Climate Impact on Fluvial Systems during the Period of Agriculture. PAGES
Workshop Report, ser. 96-2, 1996. 51 p.
13.	Ingram J., Lee J., Valentine C. The GCTE Soil Erosion Networks: a multy-participatory research programm. //
Journal of Soil and Water Conservation. V. 51. N 5. 1996. P. 377-380.
14.	Маккавеев B.M., Коновалов И.М. Гидравлика. Л.: Речиздат, 1940. 643 с.	.
15.	Российский К.И., Дебольский В.К. Речные наносы. М.: Наука, 1980. 216 с.
16.	Einstein Н.А. Formulas for the transportation of bed load. // Trans. Amer. Soc. Civil Eng. 107, 1942.
P. 561-577.
17.	Мирцхулава Ц.Е. Основы физики и механики эрозии русел. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 303 с.
18.	Розовский ИЛ. Движение воды на повороте открытого русла. Киев: Изд-во АН УССР, 1957. 188 с.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
19.11.96
37

DYNAMIC MODEL OF GULLY EROSION
A.Yu. SIDORCHOUCK
Summary
Model describes the quick growth of gully's length and depth. It is based on the equations of balance of silt load
and deformation - for the description of transformation of longitudinal section of gully and on the equation of straight
slope stability - for the cross-section changes. Model is verified by data of field measurements; it is represented as
software algorithm AUSGUL.
* * *
УДК 551.4.011
НЕКОТОРЫЕ СООБРАЖЕНИЯ ОБ ИСПОЛЬЗОВАНИИ
МАТЕМАТИЧЕСКИХ МЕТОДОВ ДЛЯ АНАЛИЗА ЭВОЛЮЦИИ РЕЛЬЕФА
Попытка создания математической динамической модели овражной эрозии, пред¬
принятая А.Ю. Сидорчуком, несомненно заслуживает внимания. Однако нам хотелось
бы в дискуссионном порядке высказать некоторые общие соображения о путях исполь¬
зования математических методов и математического аппарата для описания и анализа
эволюции рельефа под воздействием различных экзодинамических процессов. Среди
большого числа подходов к данной проблеме отчетливо выделяются два принци¬
пиально наиболее разных.
Первый путь связан с глубоким проникновением в физическую сущность анализи¬
руемых процессов и их зависимостей от природных и антропогенных факторов. Такое
проникновение обеспечивает наиболее эффективное использование математического
аппарата и делает получаемые выводы особенно убедительными. Среди исследо¬
вателей, вставших на этот путь, следует отметить прежде всего Р. Хортона и
Н.И. Маккавеева. Из современных работ можно указать на исследования Г.В. Баст-
ракова.
Второе направление заключается в создании условий для математического анализа
путем упрощения сложной геоморфологической реальности с помощью условных допу¬
щений. Результату, получаемому путем математических операций, дается геоморфо¬
логическая интерпретация, и он выступает в качестве модели процесса или явления.
Однако условное допущение иногда приводит к отрыву от физической и геомор¬
фологической реальности и создает опасность превращения исследований в матема¬
тические упражнения на геоморфологические темы. Конечно, такие исследования не¬
бесполезны, но их результаты не всегда убедительны и требуют проверки натурными
или экспериментальными данными. К рассматриваемому направлению наиболее близко
стоят работы А. Шайдеггера и А.М. Трофимова. В качестве примера создания таких
же упрощенных моделей можно привести многочисленные построения, содержащиеся в
работе Дж. Харбуха и Г. Бонэм-Картера по. моделированию на ЭВМ в геологии: Все
они просты для понимания, имеют четкую динамическую направленность, реализуют
учет прямых и обратных связей и т.д., но из-за принятых упрощений при создании
моделей, их можно использовать только в качестве концептуальных, но не расчетных.
Рассматриваемая статья А.Ю. Сидорчука также близка ко второму направлению.
Анализируя эволюцию овражной системы, он делает два существенных условных
допущения.
38

Первое из них касается последовательной смены во времени эрозионных (в русле
оврага) и склоновых процессов. Первые протекают во время стока талых и дождевых
вод, вторые - в промежутках между эрозионными эпизодами. На самом деле и те, и
другие происходят в основном одновременно. Конечно, исследователь может рас¬
сматривать одновременно идущие процессы раздельно, как это делал, например,
В.М. Дэвис с тектоническим поднятием и эрозией. Но все же более реальный резуль¬
тат получил В. Пенк, использовав дифференциальный метод анализа одновременно
протекающих процессов.
Второе допущение сделано при анализе формы поперечного профиля - прямо¬
угольной в начальной стадии и трансформирующейся затем в трапециевидную.
Причем склоны остаются всегда прямыми и проходящие на них процессы (''плоские
оползни") не меняют эту форму. Хорошо известно, однако, что в различных клима¬
тических, экспозиционных и литологических условиях на склонах оврагов господст¬
вуют разные процессы, от характера которых во многом зависит форма склонов и ее
эволюция.
Перечень условных допущений и чрезмерных упрощений мог бы быть продолжен.
А.Ю. Сидорчук описывает форму продольного и поперечного профиля оврага исходя
из теоретических уравнений баланса наносов и деформации (уравнения 1-2, 12-16 и
др.), однако довести подобный аналитический подход до расчетной схемы в настоящее
время вряд ли возможно, и в статье теоретические зависимости неоднократно
заменяются статистическими (эмпирическими), установленными на ограниченном мате¬
риале. Это неизбежно ставит вопрос об универсальности конкретной предложенной
модели (не самого подхода к решению задач, а именно расчетной его реализации).
Статья перегружена математическими формулами и не всегда ясно их происхож¬
дение. Желательно их приближение к физической и, главное, геоморфологической
сущности анализируемых явленйй, особенно с учетом публикации в журнале "Геомор¬
фология".	\
Предлагаемая модель овражной эрозии вряд ли может претендовать на универ¬
сальность. Но как конкретный пример анализа начальных стадий эволюции оврага она
представляет безусловный интерес. В пользу этого говорит вполне удовлетво¬
рительная сходимость фактических и вычисленных величин деформации продольного
профиля оврага Брук Крик. Крайне желательна проверка предложенной модели на
большем фактическом материале.
А.П. Дедков, В.И. Мозжерин
39

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 4
октябрь - декабрь
1998
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.4.05(—924.81)
©1998 г. В.И. АСТАХОВ
ИНВЕРСИОННЫЙ РЕЛЬЕФ КАК ИНДИКАТОР
ПАЛЕОБИОЛОГИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
При изучении истории криосферы северных равнин однозначное разграничение прежних
областей покровного оледенения и вечной мерзлоты возможно лишь на отдельных участ¬
ках, где обнаженность позволяет применить полный набор геологических методов. В
остальных случаях приходится довольствоваться фото геологической экстраполяцией дан¬
ных опорных разрезов. Ее надежность зависит от того, насколько устойчивы критерии
распознавания по аэроснимкам древнеледниковых и древнемерзлотных ландшафтов. При
анализе противоречивых литературных материалов о границах ледниковых покровов в
России, особенно в Сибири и на Крайнем Севере, складывается впечатление, что такие
критерии отсутствуют. Более того, многие авторы подчеркивают морфологическую
конвергентность эффектов наземного и подземного оледенений. М.Н. Бойцов одним из
первых обратил внимание на физически неизбежное в условиях континентального климата
сходство некоторых мерзлотных форм с ледниковыми [1].
Однако многолетняя практика фотогеологического картографирования Русского Севера
и Западной Сибири показывает, что ошибочная трактовка генезиса аккумулятивного
рельефа связана обычно Либо с ограниченным числом использованных критериев, либо с
рассмотрением индивидуальных форм рельефа вне контекста криогенного процесса. Уже
путем элементарной статистики просадочных форм можно отделять ледниковые толщи от
других криогенных образований с ошибкой не более 10% [2]. В типичных случаях линии
развития мерзлотных, с одной стороны, и ледниковых форм с другой стороны, настолько
расходятся, что их распознавание по снимкам посткриогенных ландшафтов представляет
легкую задачу. Но и более сложные ситуации отнюдь не безнадежны, если концентрировать
внимание на различиях, а не на сходстве двух процессов. Ниже мы кратко рассмотрим
главные морфологически различимые результаты деградации наземных и подземных льдов.
Еще более серьезные различия мезорельефа возникают при агградации мерзлоты и
наступании ледников (например, следы течения льда типа флютинга в противоположность
формам мерзлотного пучения и растрескивания), но они, к сожалению, слишком редки на
Русском Севере для эффективного их использования при картографировании обширных
регионов.
На практике приходится рассчитывать главным образом на наиболее массовые
отрицательные формы вытаивания льда, которые, как и сам процесс их образования, в
мерзлотоведении именуется термокарстом [3]. Некоторые авторы в это понятие включают
также и процессы термической эрозии потерявшего подвижность глетчерного льда [4]. Для
решения нашей задачи гораздо продуктивнее другая традиция, рассматривающая
локализованное таяние наземных ледников в качестве самостоятельного явления, в основе
термического, но морфологически сходного с обычным химическим карстом. Это явление
перфорации мощного сравнительно чистого льда водоемами и потоками описывалось в
качестве ледникового карста [5] или гляциокарста [6]. Процесс этот внешне го¬
раздо более похож на настоящий карст растворимых пород, чем морфологически одно¬
40

образный процесс образования просадочных озер в мерзлых грунтах, поскольку на
современных омертвевших ледниках можно наблюдать такие ярко карстовые формы, как
поноры, польё, пещеры и дренажные тоннели [7].
Представления о морфологической конвергентности термокарста и гляциокарста обыч¬
но связываются с самыми многочисленными формами - мелкими озерными котловинами с
проседающим дном. При общем размерзании и инверсии рельефа талые минеральные
осадки таких озер образуют локальные положительные формы на фоне общей усадки
бывшей льдистой равнины [1]. М.Н. Бойцов, приводя в пример Южный Ямал, считал, что
существуют все переходы между инверсионными холмами прежней многолетней мерзлоты
и нормальными камами, развившимися при локализованном таянии неподвижного назем¬
ного льда. Однако средние и максимальные глубины просадочных озер на многолет¬
немерзлых грунтах должны быть всегда меньше глубин озер на мертвых ледниках в силу
гораздо меньшей мощности подвергшегося термальной эрозии льда в первом случае. Эта
разница проявится в значительно большей резкости аккумулятивного рельефа, образо¬
вавшегося из гляциокарстовых полостей.- Иными словами, крутизна холмов абляционной
серии ледниковых осадков должна быть в среднем заметно выше из-за большей мощности
осадков и их более грубого состава, даже если их средние высоты будут примерно равными
высотам аналогичных мерзлотных форм (рис. 1).
С мелководностью тундровых озер, которые очень часто превращаются в полуосохшие
блюдцеобразные западины (хасыреи или аласы), связаны и другие важные особенности
термокарстового ландшафта. В первую очередь это характерные для зрелых тундровых
озер правильные, округлые в плане очертания, обусловленные боковой термоэрозией1
льдистых берегов. Этот процесс ведет к миграции озерной ванны и появлению мелко¬
водного шельфа - термоэрозионной платформы [8]. При инверсии термокарстовых озер
такие платформы превращаются в кольцевые болотистые ложбины по периферии ин¬
версионных холмов (рис. 1Б). Ввиду их мелководности даже изначально угловатые термо¬
карстовые западины, образовавшиеся по полигональным трещинным льдам, быстро приоб¬
ретают простые округлые очертания. После деградационного переустройства рельефа
овальные и циркульные формы термокарстовых водоемов сохраняются в. плановых очер¬
таниях инверсионных холмов (рис. 2). При этом они нередко в массе ориентированы либо
по полигональной сети повторно-жильных льдов, либо в согласии с инсоляционной и
ветровой анизотропией термоэрозйонного процесса [8]. Холмы часто вырождаются в
кольцевые гряды, видимо в связи с недостаточной просадкой в центре древней котловины.
Инверсионные русла речек древнемерзлотного ландшафта в виде озоподобных гряд не¬
редко сопровождают узкие болотистые ложбины. Таким образом, рельеф термокарстовой
инверсии зеркально симметричен устройству первично-мерзлой местности.
Вещественное содержание инверсцонно-термокарстовых холмов также достаточно
своеобразно и не похоже на состав ледниковых абляционных образований. Слагающие
осадки варьируют от мелких песков до торфяно-глинистых накоплений. Грубообломочный
материал (если имеется) строго локализован шлейфами термоделяпсия у крутых берегов
бывших озер, врезанных в древние грубообломочные породы. Совершенно отсутствует
столь характерный для камов плащ галечника или диамиктона. Вместо него можно
наблюдать тонкий покров лессовидных либо песчаных эоловых осадков. Решающим гео¬
логическим признаком мерзлотного генезиса таких холмов являются горизонты погре¬
бенных почв и псевдоморфоз по повторно-жильным льдам [9], неизвестные в разрезах
камов.
Принципиально другая ситуация создается при гляциокарстовом процессе благодаря
отсутствию минеральной рамы, обилию воды и хорошему, в том числе подповерхностному
дренажу. В этих условиях фронт таяния быстрее распространяется вглубь, чем по латерали.
Боковая миграция озер слабо проявлена и начинается только, если поверхность ледника
глубоко погребена под абляционными осадками. Простая круглая форма, характерная для
многих гляциокарстовых воронок-озер на поверхности голого мертвого льда [5], лишь
изредка проявляется в виде конических камов после стаивания закарстового льда. Такое
случается, по-видимому, только в маломощных ледниках.
1 В русской литературе озерная термоэрозия часто обозначается крайне неудачным термином "термо¬
абразия". На берегах тундровых озер происходит простой волновой смыв оттаявшего рыхлого грунта
независимо от наличия абрадирующих обломков. Этот процесс развивается не только в многолетнемерзлых
породах: на поймах северных рек и плоских таежных болотах также можно видеть множество озерных ванн,
округленных боковой термоэрозией сезонно-мерзлых илов и торфяников.
41

Рис. I. Аэроснимки ландшафтов гляциокарстовой (Л) и термокарстовой (Б) инверсии
Л - Болынеземельская тундра, район оз. Бол. Харбейто. Нагромождение песчаных холмиков с про¬
межутками, занятыми глубокими озерами причудливой формы. Б - Сибирские Увалы, истоки рр. Охогригол
и Коликъеган. Низкие песчаные холмы и кольцевые гряды, разделенные плоскими болотами или
соразмерными мелководными озерами: болотистые ложбины в северной части сопровождаются
озоподобными грядами
В общем же случае гляциокарстовый инверсионный рельеф характеризуется хаоти¬
ческим сочетанием мелких округленных холмов с единичными извилистыми озовыми гря¬
дами и крупным возвышенными камовыми плато (звонцами). Их характерная разновид¬
ность (в отличие от примерно одинаковых холмов термокарстовой инверсии) связана с
коренным отличием гляциокарста от термокарста. Причина этого в том, что при стаива-
нии мощного льда осадки поверхностных озер проектируются и нагромождаются на
минеральное заполнение причудливых внутри- и подледниковых каверн и тоннелей (рис. 3).
Отсюда, морфология полей камов, озов в других абляционных образований не может быть
зеркальным слепком поверхности древнего ледника, поскольку представляет собой
проекцию на земную поверхность многоэтажной трехмерной системы всевозможных каверн
42

Рис. /(Б)
и дренажных линий, длительно развивавшихся в потерявшем подвижность материковом
льду.
Наледниковые и внутриледниковые водоемы прекращают свое существование не из-за
недостатка воды, а большей частью из-за переполненности отсортированным минеральным
материалом. В них отсутствуют как озерные шельфы, так и прибрежные таберальные
накопления. Вместо них в толще водноледниковых песков и алевритов могут встречаться
грубые дельтовые галечники, подвешенные валуны и глинистые шлейфы морен сплывания,
соскользнувшие с крутых ледяных берегов. Массовая ориентировка озер и результирующих
камов если и встречается, то достаточно легко устанавливается ее связь либо с прямыми
линиями тока льда, либо с поперечными дугообразно изогнутыми трещинами в бывшем
леднике.
Очень существенны различия типичной формы озерных котловин в уже инверсирован¬
ных ландшафтах. После инверсии мерзлотного рельефа новые водоемы, занявшие прежние
плоские межозерные пространства, остаются мелкими с пологими берегами неровных
очертаний из-за роста береговых торфяников. При повторном промерзании местности
43

44

4-
i
I
I
I
I
I
I
1©Г
озера
Рис. 3. Схема термокарстовой (А) и гляциокарстовой (Б) инверсий мезорельефа (в разрезе)
Вверху - карстовые формы в мерзлых грунтах (слева) и в мертвом льду (справа); внизу - результирующий
рельеф.
1 - водоемы, 2 - осадки водоемов, 3 - траектории проектирования осадочного материала, зависящие от
величины усадки субстрата; дневная поверхность: 4 - исходная, 5 - результирующая
(обычном для позднего голоцена Арктики и Субарктики) такие озера местами опять
приобретают округлые термоэрозионные формы, т.е. вновь проявляется идиоморфизм
озерных котловин по отношению к окружающему низменному рельефу. Площадь, занима¬
емая болотистыми понижениями инверсионно-термокарстового ландшафта (прежними
межозерными тундрами) обычно вполне соизмерима с площадью положительных форм
рельефа, т.е. округлых лепешкообразных холмов - слепков прежних тундровых озер (рис.
1Б, 2Б). Оба явления отражают зеркальность процесса термокарстовой инверсии.
Ввиду малых градиентов термокарстового рельефа и изолированности первичных озер
после инверсии мелководные озера могут беспрепятственно мигрировать, сливаясь и об¬
разуя выпуклые в плане "вырезные" контуры берегов за счет термоэрозии сезонной или
вторичной многолетней мерзлоты, образовавшейся в плоских заболоченных низинах.
Хороший пример - описанное А.А. Земцовым [10] блуждание современных озер в Сур¬
гутском Полесье, Западная Сибирь, где вечная мерзлота деградировала в начале голоцена.
Совсем иначе выглядят остаточные озера в древнеледниковых ландшафтах. Ввиду
суперпозиции осадков гляциокарстовых полостей при их проектировании на бывшее ложе
ледника (рис. 3) положительные формы (хотя и разновысотные) резко преобладают, а
послеинверсионные озера занимают либо узкие и глубокие промежутки между холмами,
либо очень крупные ложбины ледниковой эрозии. Такие озера ввиду значительной глубины
часто имеют крутые минеральные берега, а их плановая форма редко приближается к овалу
или кругу. Более того, для реликтовых ледниковых ландшафтов типична ирре¬
гулярная извилистость береговой линии озер (рис. 1А) с множеством мысов и заливов в
отличие от простых дугообразных берегов в "вырезных" термокарстовых ландшафтах.
Таким образом, при гляциокарстовом развитии рельефа идиоморфизм первичных налед-
никовых водоемов переходит в идиоморфизм инверсионных холмов, а форма после-
инверсионных озер полностью зависима от объема осадков первично-ледниковых ванн.
Рис. 2. Термокарстовые ландшафты на правобережье Нижней Печоры
Л - блуждающие термоэрозионные озера на низкой приморской террасе в районе Вангурея в зоне сплошной
мерзлоты; черный тон - озера, серый - их осохшие днища. Б - их инверсионные аналоги в 220 км к югу в
зоне островной мерзлоты, левобережье р. Созьвы; темно-серый диффузный тон - плоские песчаные
повышения, поросшие лесом, светлый тон - болотистый пьедестал с постинверсионными озерами (черное).
Описывались в качестве лимнокамов, сложенных тонкозернистыми песками с прослоями алевритов [13]
45

Еще одно, не сразу бросающееся в глаза отличие: четкая связь размеров и плотности
холмов и озер с крупными неровностями первичного рельефа и литологией субстрата для
реликтовых термокарстовых ландшафтов и отсутствие таковой для гляциокарс-
товых образований. Это обусловлено сильным влиянием на термокарстювый процесс
льдистости, пучинистости, глубины сезонного оттаивания и других параметров материнской
мерзлоты, зависящих от увлажненности поверхности и литологии промерзших пород.
Поэтому инверсионно-термокарстовые ландшафты заметно различны в низинах и на
водораздельных плато. На плоских песчаных равнинах, подстилаемых мощными глинис¬
тыми формациями, термокарстовые озера и производные от них инверсионные холмы
достигают рекордной величины (рис. 1Б, 2Б). Причиной этого надо считать просадки высо¬
кольдистых подстилающих глин, компенсированных быстрым заполнением озер развеян¬
ным песком. В то же время на хорошо дренированных и расчлененных междуречьях,
особенно покрытых лессовидными породами, чаще встречается лишь мелкая бугристость,
отражающая кратковременные протайки системы полигональных льдов.
Найротив, вариации размаха древнеледникового рельефа связаны не столько с местными
особенностями подледной поверхности, сколько с распределением мощностей, способов
движения, загрязненности материкового льда и условий эвакуации талых вод. Эти па¬
раметры контролируются как климатом, так и региональными особенностями ледникового
ложа. В частности, резкое падение числа и размеров радиальных озов при переходе
покровных льдов с кристаллического на осадочный покров соседней плиты объясняется
врезанием подледных потоков в ложе с соответственной редукцией ледяных тоннелей.
Другая причина редкости тоннельных озов, более подходящая для равнин Русского Севера и
Сибири, - отсутствие воды на мерзлом ледниковом ложе [7].
Трудности различения палеомерзлотных и ледниковых форм обусловлены не столько
конвергентностью обоих процессов, сколько неоднократным наложением ледниковых
процессов на мерзлотные и наоборот [11], что ведет к переплетению в пространстве форм
протаивания мерзлых грунтов и мертвого льда. В области Скандинавского и Лаврентий-
ского оледенений эта проблема не столь остра, поскольку древнеледниковые и древне¬
мерзлотные феномены там, как правило, разделены в пространстве и времени. Для равнин
Русской Арктики и Субарктики смешение обоих явлений - весьма обычная ошибка, часто
встречающаяся как в литературе, так и в геологосъемочной практике.
Например, неоднократно описывался "свежий ледниковый рельеф" Сибирских Увалов, из
чего некоторые авторы делают выводы о продвижении поздневалдайских ледников в
Сибири до 63° с.ш. [12]. Однако морфология свежих, образовавшихся в голоцене, аккуму¬
лятивных холмов на Увалах полностью отвечает вышеописанным особенностям инвер¬
сионно-термокарстового рельефа (рис. 2Б), а при полевой проверке они оказались сло¬
женными тонкими песками с множеством псевдоморфоз по повторно-жильным льдам (см.
рис. 2 в [9]). Настоящие морены и грубые флювиогляциальные пески среднего плейстоцена
в этом районе служат цоколем и не образуют насыпных холмов.
Сходная ситуация и в Печорской низменности2, где делались попытки отодвинуть
границу последнего оледенения на 300 - 400 км к югу от ее традиционного положения. При
этом в качестве ледниковых камов описывались мелкопесчаные холмы на низких террасах
[13]. Как видно на рис. 2Б, эти слабо вытянутые к СЗ, ритмично повторяющиеся повышения
примерно одинакового размера являются зеркальным отражением скоплений термо¬
карстовых озер в зоне сплошной современной мерзлоты (рис. 2А). И в этом случае
грубообломочные ледниковые осадки, залегая в цоколе инверсионно-термокарстового
рельефа, не имеют к нему прямого отношения.
В заключение следует подчеркнуть, что рассмотренные выше сравнительно-морфо¬
логические критерии разных типов криоморфогенеза имеет смысл применять по методу
стохастической аппроксимации. Т.е. надежный результат обеспечивается последова¬
тельным увеличением числа признаков, вовлекаемых в процесс распознавания. В качестве
главного признака можно рекомендовать плановую форму озерных котловин и произ¬
водных от них инверсионных холмов: их правильные (циркулярные или овальные) очер¬
тания (рис. 1Б, 2) говорят о резком преобладании обычного термокарстового процесса.
Малые градиенты инверсионного рельефа вкупе с выраженной ориентировкой мезоформ
(рис. 2Б) - дополнительные признаки недавно деградировавшей вечной мерзлоты.
2 Материалы по Печорскому бассейну были получены в процессе исследований по русско-норвежскому
проекту PECHORA (Palaeo Environment and Climate History of the Russian Arctic), поддержанному Универси¬
тетом г. Бергана и Норвежским Советом по Науке.
46

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Бойцов М.Н. О формировании рельефа в условиях подземного оледенения // Тр. ВСЕГЕИ. 1961. Нов.
серия. Т. 64. С. 27-36.
2.	Астахов В.И. Классификация некоторых типов четвертичных отложений по морфологическим пара¬
метрам озерных котловин // Автоматизированная обработка данных аэрокосмических съемок при
геологических исследованиях. Л.: ВСЕГЕИ, 1983. С. 127-136.
3.	Качурин С.П. Термокарст на территории СССР. М.: Наука, 1961. 291 с.
4.	Murton J.B. Thermokarst-lake-basin-sediments, Tuktoyaktuk Coastlands, Western Arctic Canada // Sedimentology.
1996. V. 43. P. 737-760.
5.	Clayton L. Karst topography on stagnant glaciers // Journ. Glaciology. 1964. № 5. P. 107-112.	.
6.	Левкое Э.А. Гляциотектоника. Минск: Наука и техника, 1980. 280 с.
7.	Clark P.U., Walder J.S. Subglacial drainage, eskers and deforming beds beneath the Laurentide and Eurasian ice
sheets // Geol. Soc. Amer. Bull. 1994. V. 106. P. 304-314.
8.	Бойцов М.Н. Об эволюции котловин термокарстовых озер //Тр. НИИГА. 1965. Т. 143. С. 327-340.
9.	Астахов В.И. Палеогеографическая обстановка деградации плейстоценовой мерзлоты в Западной
Сибири // Геокриологические исследования в арктических районах. Т. II. Тюмень: ИПОС, 1990. С. 11—
19.
10.	Земцов А А. Геоморфология Западно-Сибирской равнины. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1976. 343 с.
11.	Astakhov V.I., Kaplyanskaya FA., Tarnogradsky V.D. Pleistocene permafrost of West Siberia as a deformable
glacier bed // Permafrost and Periglacial Processes. 1996. V. 7. P. 165-191.
12.	Волков И.А., Казачук В А. Краевые образования древнего ледника в центральной части Сибирских
увалов // Краевые образования материковых оледенений. Тез. докл. 8 Всесоюз. совещ. Минск: Наука и
техника, 1990. С. 27-28.
13.	Лавров А.С. Некоторые типы камовых образований южной краевой зоны Баренцевоморского ледника /
Строение и формирование камов. Таллин: Валгус, 1978. С. 53-61.
ВНИИ космоаэрогеологических методов	Поступила в редакцию
20.09.97
INVERSION RELIEF INDICATOR OF PALEOCRYOLOGICAL ENVIRONMENTS
V.I. ASTAKHOV
Summary
The apparent similarity of glacial and periglacial hummocky landscapes often leads to errors in delimiting former
glaciated and perennially frozen areas by means of aerial mapping. To avoid the misinterpretation a set of
morphological criteria is suggested, based on inherent difference between relief development by thermokarst sinking in
permafrost terrains, on one hand, and by glaciokarst piercing of stagnant glaciers, on the other. Inverted glacial hillocks
have an irregular shape, being produced by piling of superimposed filling of multi-floored glaciokarst cavities. Flatter
knolls of periglacial terrains, originating from dust-filled surface thaw lakes, are fairly regular in plan and often show a
preferred orientarion.
47

УДК 551.435.13(571.53)
©1998 г. О.В. ВИНОГРАДОВА, Л.В. МАОРС
МОРФОДИНАМИЧЕСКИЕ ТИПЫ И ЭВОЛЮЦИЯ РУСЕЛ РЕК
ПАТОМСКОГО НАГОРЬЯ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
В недавно вышедшей статье Р.С. Чалова [1] выделено новое направление в науке о
русловых процессах - палеорусловедение. Трудоемкость работ, требующих бурения,
проведения споро-пыльцевых и радиоуглеродных анализов и т.п. затрудняет изучение этой
проблемы. В то же время уникальные возможности для изучения динамики русел за дли¬
тельные геологические периоды имеются в районах добычи россыпных ископаемых
благодаря наличию детально разбуренных россыпесодержащих долин. Эти данные являются
ценным, практически невостребованным до настоящего времени, материалом, позволя¬
ющим проводить палеорусловедчеекие исследования особого типа - реконструировать
плановое и гипсометрическое положение и морфодинамические типы палеорусел, функцио¬
нировавших в течение нескольких эрозионных циклов фомирования долин. Опытом такого
исследования и является настоящая работа.
В данной статье обобщаются результаты исследований закономерностей эволюции русел
на протяжении плейстоцена в россыпесодержащих долинах Ленского района, детально
разбуренных при проведении геолого-разведочных работ при поиске и разведке россыпей.
Основное внимание обращалось на факторы, определяющие морфодинамические типы
русел, тенденцию их изменения на протяжении плейстоцена, характер горизонтальных
деформаций при смене эрозионных циклов. Проведен также анализ устойчивости узлов
слияния и их динамики и отражение этих процессов в современной морфологии долин.
На протяжении почти вековой истории эксплуатации россыпей исследованные долины
были разбурены с высокой степенью детальности. В результате разведочных работ был
вскрыт их сложный погребенный рельеф, представленный днищем, разновозрастными тер¬
расами и "глубокими тальвегами", которые вырабатывались при врезании русла в коренные
породы и выражены в рельефе коренного днища эрозионными ложбинами той или иной
конфигурации. Обычно к ним приурочены наиболее обогащенные золотом участки, и
геологи при поиске и разведке россыпей стараются детально проследить их положение как
на террасах, так и в днищах погребенных долин. Это обстоятельство позволяет на осно¬
вании результатов геолого-разведочного бурения фиксировать на карте положение и
конфигурацию палеорусел, функционировавших в период формирования разновозрастных
эрозионных уровней.
Определенному морфодинамическому типу русла соответствуют определенные форма,
конфигурация и положение эрозионной ложбины [2]. Относительно прямолинейное
неразветвленное русло при врезании вырабатывает в скальном ложе узкую прямолинейную
борозду, которая при смене типа русла на меандрирующее приобретает дугообразную
форму той или иной конфигурации. Руслу, разветвленному на рукава, которое харак¬
теризуется высокой степенью неустойчивости, соответствует крайне сложный рельеф
поверхности коренного ложа - многочисленные эрозионные борозды небольшой протя¬
женности и разной ориентировки, разделенные цоколями островов. Составленные по
данным бурения палеогеоморфологические схемы в крупном масштабе, на которых
изображались реконструированные типы русел, позволили проследить характер их гори¬
зонтальных деформаций в течение нескольких эрозионных циклов. Отражение этих
процессов в современном рельефе анализировалось по аэрофотоснимкам, топографическим
картам масштаба 1:25000 и визуальным наблюдениям.
Ленский район расположен в пределах Патомского нагорья, характеризуется сложным
структурным и геологическим строением. На его территории выделяются- крупные
субширотные складчатые структуры I порядка: Бодайбинская и Вачская синклинали,
Кропоткинская антиклиналь, осложненные многочисленными складками более низкого
ранга. Разломы и зоны трещиноватости имеют два основных направления: субмери¬
диональное и субширотное, которым соответствует ортогональный рисунок гидросети.
Коренные породы сильно дислоцированы, характеризуются большой мозаичностью
распространения и разнообразием литологического состава, который определяет их
устойчивость к размыву. Наиболее легко размываемыми являются известняки и сланцы,
трудноразмываемыми - песчаники^и окварцованные песчаники.
48

Факторы, определяющие морфодинамические типы русел, устойчивость русел и узлов слияния
Типы русел
Факторы, определяющие типы русел
Устойчивость русел на протяжении
плейстоцена
Положение узлов
слияния на
протяжении
плейстоцена
Направление
смещения устьев
притоков
Литология
Тектоническая
структура,
направление ее
движения
Влияние притоков
Относительно
прямолинейные
неразветвленные
трудноразмываемые -
песчаники, окварцован-
ные песчаники
ось антиклинали,
тектонические
разломы
поднимающийся
борт антиклинали
стимулируют
образование оди¬
ночных излучин
Устойчивое положение русел разных
эрозионных циклов, их совмещение в
плане
Параллельное смещение русел разных
эрозионных циклов вниз по склону
Устойчивое
Неустойчивое
Вниз по течению
основного русла
Меандрирующие
свободные
излучины
легкоразмываемые -
сланцы, известняки
синклиналь, ста¬
бильные блоки
нередко стиму¬
лируют образо¬
вание излучин
Неустойчивое положение вплоть до
инверсии в плане
Неустойчивое
Вверх и вниз по
течению основ¬
ного русла
врезанные
излучины
трудноразмываемые -
песчаники, окварцован-
ные песчаники
поднимающиеся
блоки, антиклинали
Устойчивое положение в течение
одного эрозионного цикла, незначи¬
тельные плановые смещения излучин
разных эрозионных циклов с сохране¬
нием их размеров и конфигурации
Устойчивое
вынужденные
излучины
контакт пород с разной
степенью размывае-
мости
антиклинали,
поднимающиеся и
стабильные блоки
Ограниченные деформации русла,
выраженные в увеличении кривизны
излучин
Устойчивое
Вниз по течению
основного русла
до зоны контакта
пород
Разветвленные на
рукава
легкоразмываемые -
сланцы, известняки,
сйльнотрещиноватые
раздробленные породы
синклинали, ста¬
бильные блоки
крупные притоки
стимулируют
смещения русла
Интенсивные горизонтальные дефор¬
мации на протяжении, как одного
эрозионного цикла, так и всего
плейстоцена
Крайне
неустойчивое
Вверх и вниз по
течению основ¬
ного русла
4^
чо

Основные исследованные долины рек Бодайбо, Малый Патом, Хомолхо, Вача относятся
к полуторным рекам V-VII порядков, длина их достигает 100-120 км, уклоны в среднем
составляют 0,004-0,002. Долины полуторных рек глубоко врезаны и хорошо разработаны.
Их притоки относятся к горному типу, имеют протяженность до 10 км, уклоны - от 0,09
до 0,04.
Заложение долин произошло в раннем плейстоцене. Благодаря общему поднятию Па-
томского нагорья происходило их направленное врезание. Нами рассматривались участки
долин, положение которых было унаследованным, т.е. они не испытывали перестроек. В
истории их формирования выделяется несколько эрозионных циклов - Ленский (ранне¬
плейстоценовый) с теплым, влажным климатом, Ныгринский (среднечетвертичный)
относительно суровый и сухой, Иллигирский (позднечетвертичный) с умеренно холодным
климатом и современный - голоценовый с холодным резко континентальным климатом. В
течение плейстоцена эти циклы неоднократно прерывались ледниковыми эпохами, когда
долины заполнялись мощной толщей рыхлых отложений гляциального и флювиогля-
циального генезиса. В последующий эрозионный цикл реки прорезали толщу ледниковых
отложений и врезались в коренные породы. В зависимости от соотношений скоростей под¬
нятий и положения базиса эрозии их палеорусла прослеживаются либо на разновысотных
эрозионных уровнях погребенных террас, либо - при стабильном положении базиса эрозии
в течение нескольких эрозионных циклов - на одном и том же гипсометрическом уровне.
Каждый эрозионный цикл характеризовался не только разными темпами врезания, но и
неодинаковыми климатическими условиями. Их изменения на протяжении плейстоцена в
сторону похолодания и иссушения должны были сказаться и на гидродинамическом режиме
исследуемых рек и отразиться на изменении морфодинамических типов русел в разные
эрозионные циклы. Между тем анализ реконструированных типов палеорусел показал
высокую степень унаследованности их развития на протяжении плейстоцена, т.е., если в
раннем плейстоцене на определенном участке долин русло имело меандрирующий
характер, то меандры отмечаются и для палеорусел последующих эрозионных циклов и для
современных русел. Аналогичная картина как правило наблюдается и для других
морфодинамических типов русел. В исследованных реках не проявляется зональность
изменения типов русел по длине долин. Морфодинамические типы русел в значительной
степени определяются геолого-геоморфологическими условиями: литологией пород и их
устойчивостью к размыву, тектонической структурой, в пределах которой формируется тот
или иной участок долины и направленностью ее движений, а также воздействием на
основное русло притоков (таблица). Постоянство действия этих факторов в период
врезания долин в коренные породы определяет унаследованность морфодинамических
типов русел, функционировавших в разные эрозионные циклы.
Относительно прямолинейное неразветвленное русло формируется как правило при
сочетании нескольких факторов - заложении долины вкрест антиклинальных структур,
сложенных твердыми, трудноразмываемыми породами, и нередко отсутствием притоков
(таблица). В случае заложения долины по оси антиклинали или по разлому плановое
положение русел этого типа в течение нескольких эрозионных циклов практически не
меняется - происходит направленное врезание потока. В результате на. таких участках
начиная с раннего плейстоцена имеет место плановое совмещение разновозрастных русел в
узком днище. В силу ограниченных горизонтальных деформаций русел террасы прак¬
тически не выражены и прослеживаются в виде узких эрозионных уровней по обоим бортам
долины (рис. 1А). Если долина заложена на крыле антиклинальной структуры, русла разных
возрастных генераций испытывают направленные горизонтальные деформации, смещаясь
по склону антиклинали. В результате на одном и том же эрозионном уровне или на
разновозрастных террасах прослеживается несколько палеорусел в виде прямолинейных
узких эрозионных борозд. При значительных смещениях русла может сформироваться
эрозионный уровень шириной до нескольких десятков метров. На участках развития
относительно прямолинейного н^разветвленного русла притоки как правило отсутствуют.
Впадение притоков даже низких порядков обычно стимулирует развитие одиночных
излучин. На протяжении нескольких эрозионных циклов приток может отклонять основное
русло к противоположному борту долины, либо притягивать его к своей устьевой зоне
('’игра притоков", [3]), что приводит к формированию расширений днища и эрозионных
уровней в течение каждого цикла. Днище долины на таких участках образует небольшой
"раздув", а на стрелках сливающихся рек развиты террасы.
Наиболее распространен в исследованных долинах меандрирующий тип русла. В зави¬
симости от сочетания определенных условий развивается тот или иной тип излучин:
50

Рис. 1. Эволюция палеорусел и узлов их слияния с притоками низких порядков в плейстоцене на участках:
Л - относительно прямолинейного неразветвленного русла, Б - свободномеандрирующего русла, В -
врезанных меандр, Г - вынужденных меандр, Д - русла разветвленного на рукава.
Русла эрозионных циклов разного возраста: 1 - современное, 2 - позднеплейстоценовое, 3 -
среднеплейстоценовое, 4 - раннеплейстоценовое. Морфологические элементы долин: 5 - борта долин, 6 -
бровки эрозионных уровней и русловых форм, 7 - зона контакта легко- и трудноразмываемых пород, 8 -
направление течения основной реки, 9 - притоки
свободные, врезанные и вынужденные. Свободные излучины формируются на участках
распространения слабоустойчивых к размыву пород (сланцев, известняков) в пределах либо
относительно стабильных, либо опускающихся структур (таблица). Интенсивность их
горизонтальных деформаций даже в течение одного эрозионного цикла может достигать
нескольких десятков метров. Конфигурация и плановое положение излучин также су¬
щественно меняется. Развитие таких излучин приводит к формированию широкопоймен¬
ного днища, преобразующегося при врезании реки в более поздние эрозионные циклы
51

в широкие террасы. Общая ширина долины достигает нескольких сотен метров - первых
километров. При врезании долин в течение каждого эрозионного цикла происходит
частичный размыв террас более ранних циклов за счет смещения русел то к одному, то к
другому борту долины. Морфология долины достаточно сложна. Здесь прослеживаются
фрагменты разновозрастных террас сложной конфигурации. При- стабильном положении
базиса эрозии и развитии излучин разных по времени циклов на одном эрозионном уровне
происходит значительное расширение днища долины и практически полное уничтожение
более древних террас за счет их размыва интенсивно смещающимися то к одному, то к
другому борту долины излучинами (рис. 1Б). На поверхности широкого погребенного днища
прослеживается серия разновозрастных эрозионных ложбин различной конфигурации.
Врезанные излучины формируются в пределах интенсивно поднимающихся структур в
зонах распространения трудноразмываемых пород, либо при переслиивании пород разного
литологического состава (таблица). В течение нескольких эрозионных циклов их плановое
положение может меняться за счет незначительных горизонтальных деформаций, которые
составляют несколько метров за один эрозионный цикл, при полном сохранении их
конфигурации и ориентировки. На поверхности коренного ложа и на цоколях разно¬
возрастных террас небольшой ширины, отмечается серия расположенных параллельно и
как бы вложенных друг в друга эрозионных ложбин, имеющих форму излучин (рис. 1В). За
счет суммирования незначительных по величине горизонтальных деформаций, происхо¬
дящих в каждый эрозионный цикл, формируются типичные долинные излучины. Предпо¬
ложение о возможности такого механизма их формирования в свое время было высказано
Б.Н. Матвеевым [4] и получило подтверждение при проведении настоящих исследований.
Интересно проследить эволюцию излучин на участке контакта легко- и трудно¬
размываемых пород (рис. 1Г). Развиваясь в относительно свободных условиях при врезании
в сланцевые породы и известняки, излучины "упираются" в зону контакта, увеличивается
радиус их кривизны, уменьшается шаг излучины, она становится асимметричной и пре¬
образуется в вынужденную. В результате на участке, расположенном выше контакта пород,
за счет увеличения радиуса кривизны издучины образуется расширение долины.
Наиболее сложными по характеру эволюции русла являются участки долин, форми¬
рование которых обусловлено сочетанием легкоразмываемых пород коренного ложа с
воздействием крупных притоков на стабильных, либо опускающихся участках (таблица).
Воздействие этих факторов определяет крайне неустойчивое положение русла как в те¬
чение одного эрозионного цикла, так -и на протяжении нескольких. Рельеф коренного ложа
долин характеризуется многочисленными эрозионными бороздами разной конфигурации,
протяженности и ориентировки, отражающими интенсивные горизонтальные деформации
русла. Судя по морфологии современного русла, которое на таких участках часто дробится
на рукава, можно предположить, что и на ранних этапах развития долин русло здесь также
было разветвленным. Вполне вероятно развитие здесь и интенсивно смещающихся
свободных излучин (рис. 1Д). Значительные горизонтальные деформации русла наряду с
легкоразмываемьши коренными породами объясняются также и воздействием крупных
притоков, которые могли отклонять ось основного потока и создавать зону подпора, также
стимулирующую смещение основного русла. Поскольку действие этих факторов прояв¬
лялось в течение нескольких эрозионных циклов, ширина днища долины может достигать
нескольких километров. В Сибири такие аномально широкие участки долин, обычно сильно
заболоченные, называют "поляйами".
Помимо эволюций русел основных рек и ее влияния на современное морфологическое
строение долины интересно также проследить закономерности эволюции узлов слияния
водотоков, являющихся наиболее динамичными участками долин. Проведенные иссле¬
дования показали, Что устойчивость устьевых зон притоков низких порядков зависит от
типа и устойчивости русла основной реки, угла его впадения в долину, литологии коренных
пород и направленности тектонических движений (таблица). Узлы слияния водотоков низ¬
ких порядков (I—II), впадающие на участках с относительно прямолинейным неразвет-
вленным типом русла, характеризуются незначительными темпами горизонтальных
деформаций на протяжении нескольких эрозионных циклов (рис. 1А). Положение устьевой
зоны таких притоков как бы зафиксировано устойчивым положением русла основного
водотока. В этом случае они испытывают в основном вертикальные деформации, врезаясь в
коренные породы. В результате происходит плановое совмещение разновозрастных па¬
леорусел сливающихся водотоков. Долины в устьевых зонах притоков имеют каньо¬
нообразный характер с узким днищем и крутыми бортами. В случае впадения притока под
углом в 30-60° и поднятия верховьев основной реки устьевая зона притока смещается вниз
52

!
Рис. 2. Эволюция устьевых зон притоков низких порядков, впадающих под острым углом:
А - при поднятии верховьев врезающейся реки, Б - на участках развития свободных меандр.
Условные обозначения см. рис. 1
по течению, "откатываясь" вниз по склону поднимающейся структуры на расстояние в нес¬
колько десятков метров за каждый эрозионный цикл (рис. 2А). В результате при сумми¬
ровании величин смещения за несколько эрозионных циклов долина притока на устьевом
участке значительно расширяется (до нескольких сотен метров), верхний по течению борт
долины, как правило, более пологий, чем нижний, так как время его формирования от¬
носится к более раннему эрозионному циклу. В поперечном разрезе коренного ложа
устьевой зоны выделяется несколько эрозионных ложбин, фиксирующих положение
палеорусел в разные эрозионные циклы. При значительных смещениях устьевой зоны
притока ее ширина может превышать ширину основной долины. В случае свободного
меандрирования палеорусла основной реки и впадения притоков низких порядков под
углом, близким к прямому, узлы слияния, находящиеся, как и русло основной реки, в зоне
распространения легкоразмываемых пород, могут в разные эрозионные циклы смещаться
на несколько десятков метров как вверх, так и вниз по течению, подчиняясь гори¬
зонтальным деформациям русла основной реки (рис. 1Б). В результате на таких участках
может сформироваться широкая устьевая зона в пределах которой отмечается несколько
палеорусел, каждое из которых соответствует определенному эрозионному циклу. Нередко
впадение притока происходит в пределах днища основной долины, при этом приток может
наследовать палеорусло, основной долины, наращивать свою длину, менять направление.
Уклоны продольного профиля падают. В современном русле отмечается серия озерных
котловин (рис. 2Б). Аналогичный характер имеет эволюция устьевых зон притоков неболь¬
ших порядков на участках с многорукавным руслом. Из-за высокой степени неустойчивости
русла основной реки устьевые зоны таких притоков могут на каждом эрозионном этапе
образовывать даже самостоятельную долину, пространственно разобщенную с долинами,
выработанными в устьевых зонах в течение других этапов. В современном рельефе такой
тип эволюции узлов слияния отражается следующим образом: борт основной долины,
прорезаемый притоком, обычно заболочен, очень пологий, характеризуется наличием
нескольких понижений разделенных невысокими водоразделами. Интересно проследить
смещение узлов слияния притоков низких порядков на участке, где деформации основного
русла, образующего вынужденную излучину, ограничены зоной контакта легко- и
трудноразмываемых пород (рис. 1Г). Приток, который смещался при развитии свободной
излучины вниз по течению параллельно самому себе, "упирается" в зону контакта и в
дальнейшем его устьевая зона уже не испытывает смещения. Здесь формируется асим¬
метричная устьевая зона притока с крутым нижним по течению бортом и более пологим
верхним. Ширина устьевой зоны даже небольшого притока может достигать нескольких
десятков метров.
На участках развития врезанных излучин устьевые зоны притоков характеризуются
незначительными смещениями за несколько эрозионных циклов вследствие устойчивости
русла основной реки и ее притоков, дренирующих зоны твердых трудноразмываемых пород.
В результате устьевые зоны таких притоков, также как и на участках с прямолинейным
руслом, глубоко врезаны, имеют незначительную ширину (рис. 1В).
53

Проведенные исследования позволяют сказать, что морфологическое строение долин во
многом обусловлено морфодинамическим типом русел и их эволюцией в течение дли¬
тельных этапов формирования долин. Морфодинамический тип русла, свойственный тому
или иному участку, сформировался при заложении долин в раннем плейстоцене - уже тогда
морфология долин приспосабливалась к тектоническому плану и литологии пород.
В последующие эрозионные циклы, при врезании русел, реки вновь и вновь попадали в те
же условия и неизменно формировали тот же самый тип русла. В этом их отличие от
крупных долин, в которых нередко действие геолого-геоморфологических факторов по¬
давляется гидродинамикой потока. Формирование морфологического облика долин
осуществляется через механизм русловых процессов и в результате их проявления в
течение всей истории формирования. Такие особенности морфологии долин как их четко-
видность, ширина и форма террас и их распространение в долине, морфология устьевых зон
притоков нередко являются результатом динамики русел в течение нескольких эрозионных
циклов. Одни и те же формы долин могут быть обусловлены различными морфоди¬
намическими типами русел - так расширение днищ и формирование широких террас могут
быть связаны и с интенсивными горизонтальными деформациями свободно меандрирую-
щего русла и со смещением относительно прямолинейного неразветвленного русла по
склону поднимающейся структуры в течение длительных эрозионных циклов.
Морфология устьевых зон притоков во многом определяется эволюцией русел основной
долины. При стабильном положении основного русла (относительно прямолинейное нераз-
ветвленное, врезанные меандры) устьевые зоны притоков практически не испытывают
смещения, имеют незначительную ширину, глубоко врезаны, борта долины крутые. При
неустойчивом положении русла основной реки (свободное меандрирование, разветвление
на рукава) устьевые зоны притоков характеризуются значительными горизонтальными
деформациями и могут смещаться как вниз, так и вверх по течению, подчиняясь изменению
положения русла основной реки. В таких случаях устья притоков имеют большую ширину.
Выявленные закономерности эволюции русел и их притоков на протяжении плейстоцена
на участках долин с определенными геолого-геоморфологическими условиями позволяют
прогнозировать тип, конфигурацию, положение палеорусел погребенных долин, к которым
как правило приурочены основные запасы полезного компонента в россыпях.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Чалов Р.С. Историческое и палеорусловедение: предмет, методы исследований и роль в изучении релье¬
фа // Геоморфология. 1996. № 4. С. 1-18.
2.	Виноградова О.В., Сысоева С.М., Маорс Л.В. Морфология коренного ложа долин и ее влияние на
особенности распределения золота в россыпях // Вести. МГУ. Серия. 5. География. Деп. ВИНИТИ
№ 529 от 29.10.1990.
3.	Ламакин В.В. Об отклонении течения рек их притоками // Природа. 1951. № 6. С. 23-29.
4.	Матвеев Б.Н. Морфология и геолого-геоморфологические факторы развития врезанных и свободных
излучин: Автореф. дис. ... канд. географ, наук. М.: МГУ. 1985. 21 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	25.03.97
MORPHODYNAMIC TYPES AND EVOLUTION OF RIVER MOUTHS AT PATOMSKOYE
UPLAND DURING PLEISTOCENE
O.V. VINOGRADOVA, L.V. MAORS
Summary
Morphodymanic' types of mountain and semi-mountain river channels, depend on complex of geologic-
geomorphologic factors. The stability of the latter during several Pleistocene erosion cycles in those parts of river
valleys, which have not undergone restructuring, has led to strong inheritance in the development of morphodynamic
types of channels. The stability of tributary mouth zones and their evolution are controlled by morphodynamic type and
lateral deformations of main river channel. The evolution of tributary mouths and their vicinity effects the morphology
of the main river and confluence points.
54

УДК 551.4.042:911.52(235.31)
© 1998 г. С.П. ГОРШКОВ, X. КАРРАШ, А.В. ПАРАМОНОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ ИНДИКАЦИЯ МЕРЗЛОТНЫХ
И НЕМЕРЗЛОТНЫХ ЛАНДШАФТОВ1 СРЕДНЕЙ ТАЙГИ
ЦЕНТРАЛЬНОЙ СИБИРИ
Выбор района и общие сведения. Наиболее чувствительны к потеплению природные
комплексы в подзоне островного распространения многолетнемерзлых пород, где отрица¬
тельная температура последних в слое ниже уровня годовых температурных колебаний
обычно измеряется лишь долями градуса [1]. В нашей статье рассматривается один из
районов этой подзоны в пределах запада Среднесибирского плоскогорья, в нижнем течении
р. Подкаменная Тунгуска (рис. 1). Район относится к полосе среднетаежных ландшафтов,
входящих в состав Тунгусской физико-географической провинции [2].
Исследования проводили на территории
Центральносибирского заповедника и в его
окрестностях. Геологическое строение, гео¬
морфологию, почвенный покров, раститель¬
ность и природные комплексы района и при¬
лежащих территорий в разные годы изучали
B.	И. Астахов, С.А. Архипов, Л.й£. Герасимов,
C.	М. Горожанкина, С.П. Горшков, В.Я. Еро-
менко, В.А. Зубаков, В.Д. Константинов,
Б.М. Струнин, Е.Е. Сыроечковский, Ю.Б. Фай-
нер, Л.А. Фоминых, И.М. Табацкий, С.С. Щер¬
бина и др.
В соответствии с данными ближайшей ме¬
теостанции в пос. Бор, на левом берегу р. Ени¬
сей против устья Подкаменной Тунгуски, сред¬
негодовая температура здесь близка к -4°С,(
а средние январская и июльская температуры
соответственно равны -24,6 и + 17,7°С. Сред¬
негодовое количество осадков немного превы¬
шает 580 мм, но только около 40% их выпа¬
дает в виде снега. Положительные среднеме¬
сячные температуры свойственны лишь перио¬
ду с мая по сентябрь.
Рельеф, поверхностные отложения и веч¬
ная мерзлота. Существенно, что исследован¬
ный район находится в области краевого рас¬
пространения отложений ледникового комп¬
лекса, возраст которых в соответствии с новыми данными [3] скорее всего поздне¬
плейстоценовый. Они широко распространены в приустьевой части бассейна р. Подка¬
менная Тунгуска и севернее р. Кулинны.
На изученной площади достаточно часто встречаются озерные глины и алевриты,
образовавшиеся в подпрудно-ледниковых водоемах, а также моренные суглинки. Краевая
зона, в пределах которой относительно маломощные (5-20 м) моренные и связанные с ними
озерные отложения налегают на просвечивающий, местами выступающий из-под них дену¬
дационный рельеф, аналогичный развитому во внеледниковой области, является важней¬
шим ландшафтным рубежом. Именно в этой зоне резко возрастает площадь многолетне¬
мерзлых пород и происходит вытеснение более продуктивных немерзлотных природно¬
территориальных комплексов (ПТК) угнетенными мерзлотными ПТК.
Изученная часть плоскогорья в основном характеризуется двухъярусным строением
рельефа. Верхний - ярус планации - образован древней мел-палеогеновой поверхностью
выравнивания с размахом высот до 60-80 м мёжду смежными вершинами и днищами долин.
Абсолютные отметки в масштабах всего яруса выравнивания меняются в большем диапа¬
1 Ландшафты на многолетнемерзлых и талых породах.
Рис. 1. Местоположение района работ (заштрихо¬
вано) и участок, представленный на карте (зачер¬
нен)
55

зоне. Высокие спорадически встречающиеся вершинные поверхности, бронированные
траппами, могут подниматься до 305-400 м, образуя остатки тех трапповых "твердышей", о
которых писал еще С.С. Воскресенский. Более низкие участки выровненного рельефа,
обычно выработанные в терригенных и карбонатных породах кембрия, ордовика, силура и
карбона, не превышают 240-300 м.
Поверхность выравнивания представлена то целыми участками слабо расчлененного
пологосклонного рельефа, то только вершинными поверхностями с привершинными скло¬
нами там, где развит нижний ярус рельефа. К нижнему ярусу (расчленения) относится
неоген-четвертичная сеть долин глубиной до 250 м и междуречья снижения, т.е. те из них,
которые возникли в результате полного уничтожения поверхности выравнивания в период
ее расчленения.
На поверхности выравнивания местами залегает древняя глинистая кора выветривания.
К ярусу расчленения приурочены пачки террасового аллювия неогена (?) и доледникового
отрезка четвертичного времени [4]. Эти накопления доледниковых этапов рельефообра-
зования практически всюду погребены под чехлом сероцветных плейстоцен-голоценовых
образований, которые покрывают почти все элементы рельефа, кроме обрывов и очень
крутых оголенных склонов.
В состав сероцветной формации входят: 1) упоминавшиеся отложения ледникового
комплекса скорее всего сартанского возраста. Их фрагменты имеют прерывистое распро¬
странение и облекающий характер залегания. Моренные суглинки покрывают отдельные
низкие вершины и пологие склоны в пределах яруса выравнивания и иногда спускаются в
днища долин независимо от их ярусной приуроченности. Озерные отложения в долинах
иногда лежат под пойменными и русловыми образованиями, или образуют слабонаклонные
(1-2°) гласисы (шлейфы подножия, наплывы) и террасоувалы. Они также встречаются на
низких междуречьях и в заболоченных котловинах над торфяниками; 2) аллювий 1-й тер¬
расы и поймы; 3) полигенетические накопления гласисов (шлейфы подножия) и гласисо-
поймы (шлейфы подножия, сложенные склоновыми и пойменными отложениями);
4) субаэральные (солифлюкционные, делювиальные, десерпционные, дефлюкционные,
оползневые и обвально-осыпные) отложения.
Парагенез сероцветных отложений наложен на оба яруса рельефа. При этом не только
произошла моделировка ранее существовавших граней рельефа, но и на части площади
возник комплекс поверхностей наложенной планации и наложенного расчленения, специ¬
фика которых не зависит от ярусной приуроченности [4].
В рельефе мел-палеогеновой поверхности выравнивания господствуют слабо выпуклые,
неширокие (0,3-1 км) вершинные поверхности, которые почти незаметно переходят в очень
пологие склоны крутизной 2-3°, иногда больше. В пределах последних изредка встречаются
среднекрутые (10-15°) участки протяженностью в первые сотни метров, что связано с
наличием пород повышенной прочности. К пологим склонам внизу причленяются ано¬
мально широкие (2-3 км) днища долин, в основном занятые формами наложенной плана¬
ции - гласисами.
Продольные профили наиболее крупных долин чрезвычайно пологи и измеряются
долями градуса. Отдельные долины вверху замыкаются депрессиями верховых торфяных
болот протяженностью в несколько километров. Превышение прилежащих вершин над
такими депрессиями - 5-10 м. Мощность торфяников обычно равняется 4-5 м. Слабая
расчлененность и пологосклонность рельефа, аномально большая ширина основных долин
при необычно малых для плоскогорья их уклонах являются причинами повышенной
обводненности ПТК. В сочетании с рядом других факторов это приводит к значительному
распространению на них многолетнемерзлых пород и соответственно - мерзлотных ланд¬
шафтов.
К последним пренадлежит большинство склонов северной и восточной экспозиции,
долинные гласисы и гласисо-поймы, участки вершинных поверхностей и, вероятно, депрес¬
сии торфяных болот. При этом выявляется, что в пределах мерзлотных ПТК плотные
породы (известняки, мергели, аргиллиты, песчаники, траппы) залегают всюду под мало¬
мощным покровом рыхлых и чаще всего алеврито-глинистых пород.
Немерзлотные ПТК распространены в основном в наиболее приподнятых частях
вершинных поверхностей, на склонах, экспонированных в сторону южных и западных
румбов и к тому же имеющих крутизну больше, чем в первые градусы. Маломощность рых¬
лого покрова обеспечивает хороший дренаж и прогреваемость литогенной основы иногда
даже на склонах с теплообеспеченностью ниже средней.
В строении таких ПТК обычно участвуют маломощный (1м или менее) дефлюкционный
56

у
слой суглинка с включением щебня или со щебнистым горизонтом внизу. Сложный
дефлюкционный механизм смещения под уклон рыхлых масс - в основном результат
гидротермических движений. Прямостойная тайга - хороший показатель относительной
консервативности поверхностей рельефа, подвергающихся дефлюкции.
Превалирующий мерзлотный процесс в верхнем ярусе рельефа - солифлюкция. Она
выражена в районе в виде медленной площадной солифлюкции, средней по скорости -
ложбинной (в небольших склоновых ложбинах) и быстрой - в форме локальных сплывов.
Солифлюкционные подвижки хорошо фиксируются по ^пьяному лесу Y окнам-разрывам в
торфо-растительном покрове, вязко-пластическому, ^изх разжиженному состшйквг^з^а
на контакте с мерзлым грунтом. В среднем течении р. Правый Усас на солифлюкционном
склоне встречены два термокарстовых озера, что нетипично для данного района, но хорошо
идентифицирует мерзлотный тип ландшафта.
Образование и движение курумов (курумодесерпция), не типичны для верхнего геомор¬
фологического уровня из-за его незначительной приподнятости и ограниченного распро¬
странения высокопрочных горных пород. Этот процесс присущ лишь островкам высоких
трапповых "твердышей" вблизи их вершин.
Сложные подвижки грунтовых масс осуществляются в днищах основных долин и их
главных притоков. Господствующим следует признать боковое наползание материала
гласисов и гласисо-пойм на речное русло. Мы полагаем, что в таких геоморфологических
условиях верхняя поверхность многолетнемерзлых пород находится на глубине 2-3 м, как
это зафиксировано в непосредственной близости от изученного района [1]. Наряду с
солифлюкционной моделировкой, небольшие прирусловые участки гласисов отседают с
образованием трещин разрыва, параллельных руслу. В зоне речной аккумуляции на
склоновый материал напластовывается аллювий, что и заставляет выделить гласисо-пойму.
Помимо всего, боковой эрозией размываются долинные заполнения.
В нижнем - неоген-четвертичном ярусе рельефа (долинндя сеть и междуречья снижения)
мерзлотные ПТК распространены не столь широко. К ним принадлежат: 1) склоны с
открытыми и покрытыми растительностью курумами, 2) склоны, выработанные в озерно¬
ледниковых отложениях, 3) долинные гласисы, кроме реликтовых верхнеплейстоценовых.
Симптоматично, что в наиболее крупных из исследованных нами долин (среднее и нижнее
течение рек Большая Черная и Кулинна), на склонах, сложенных плотными породами и
имеющих крутизну от нескольких градусов и до практически отвесных, преобладают
немерзлотные ландшафты. Кроме того, к последним относятся ПТК узких вершин и
фрагментарно развитых ПТК первой террасы и поймы. ПТК вершин и склонов приурочены
к поверхностям рельефа, выработанным в плотных породах с маломощным (до 1 м) рыхлым
покровом. Литогенная основа ПТК первой террасы и пойменно-руслового комплекса
представлена галечниками, песками и суглинками.	•
Современные активно развивающиеся курумы приурочены к узким участкам долин,
которые выработаны в траппах или прочных разностях осадочных пород. Типичны случаи,
когда мерзлотный ПТК - склон с активным курумом - при переходе выше в плоскую
субгоризонтальную вершинную поверхность трансформировался в нёмерзлотный ПТК. При
этом состав литогенной основы (траппы) не менялся. Аналогичный переход выявлен нами и
в геосистеме склон - вершинная поверхность в поле развития нижнекембрийских извест¬
няков с той лишь разницей, что вниз по склону курум закрытого типа переходил в солй-
флюкционный гласис. На бугристой поверхности закрытых курумов часто текут небольшие
ручейки, что дает основание считать подпитку подземными водами действенным фактором
локализации курумодесерпции в условиях рассматриваемого района.
Другой особенностью яруса расчленения можно считать присутствие мерзлотных ПТК в
пределах склонов средней крутизны и даже крутых, когда они сложены озерными алеври¬
тами. Такого рода ПТК занимают нижние части обоих склонов долины р. Усас в месте
впадения ее в р. Кулинну.
Таким образом, распространение многолетнемерзлых пород в нижнем ярусе рельефа
зависит от совпадения ряда' благоприятных факторов. Наиболее крупные по площади
курумы занимают холодные склоны и всюду, где они изучались, выявлялась повышенная их
обводненность. Скорее всего, интенсивная курумодесерпция имеет место там, где сочета¬
ются три фактора: 1) наличие очень прочных пород, 2) экспозиционный дефицит тепло-
обеспеченности, 3) повышенная обводненность, в особенности в связи с подпиткой
подземными водами.
Знание связей между геолого-геоморфологическим строением и распространением
вечной мерзлоты, в сочетании с изучением ПТК на ключевых участках, дает представление
57

о главных типологических и террито¬
риальных особенностях мерзлотных и
немерзлотных ландшафтов.
Особенности мерзлотных и немерз¬
лотных ПТК. Необходимо отметить,
что мерзлотные ландшафты с редко¬
лесной кедрово-еловой тайгой наибо¬
лее просто выделяются по их высокой
заболоченности, торфянистости почв,
почти сплошному распространению мо¬
хового покрова, обилию багульника,
карликовой березки и т.п. Отличить
такие участки от немерзлотных ПТК с
полноценной как правило высокост¬
вольной тайги, в которой иные напоч¬
венный покров, подлесок и почва,
несложно. Нет проблем и с типичными
курумами, активность или консерва¬
тивность которых прямо указывают на
наличие или отсутствие мерзлого слоя
неглубоко от поверхности. Заметим,
что реликтовые курумы закрытого ти¬
па встречаются значительно южнее.
Труднее разделить гласисы на ре¬
ликтовые стабильные, т.е. без мерз¬
лотной "начинки" и активные, т.е. с та¬
ковой. В долинах небольших рек (Пра¬
вый Усас, Короткие Развилки и др.),
наряду с явно ползущими под уклон
заболоченными гласисами-наплывами,
встречены менее активные под бе¬
резняками кустарничково-зеленомош-
ными, с примесью ели, сибирской
сосны, реже лиственницы. Наклонное и
горизонтальное положение отдельных
деревьев в пределах таких гласисов
связано с вязким, а ниже 1 м с почти
разжиженным состоянием глинистого
субстрата. Мы предполагаем здесь на¬
личие многолетнемерзлых пород глуб¬
же, чем обычно. Возможно, понижение
ее верхней поверхности - результат
смягчения зим в Центральной Сибири в
последние 10-15 лет.
Не исключено также, что развитие
солифлюкции тут связано с форми¬
рованием длительномерзлых пород.
Интересно то, что к крутым и средней
крутизны придолинным склонам север¬
ной экспозиции могут быть приуро¬
чены как мерзлотные, так и немерзлот¬
ные ПТК. Первые практически всегда
характерны для склонов, выработан¬
ных в породах алевритового состава. То же можно сказать об участках, где выходы траппов
обеспечивают мощные процессы курумообразования. Однако на участках распространения
известняков чаще, несмотря на низкую теплообеспеченностщ фиксировались немерзлотные
Типология ландшафтов. Ниже приводим типологическую классификацию мерзлотных
и немерзлотных ПТК на уровне сложных урочищ, которая разработана для ключевого
Рис. 2. Ландшафтно-индикационная карта участка Цент¬
ральносибирского биосферного заповедника
Условные обозначения даны в тексте
58

I t I/ I T к 1 Y \j ГТ}4 ГТУ fT~U I m I/ Iw vU 1 -4/
1+ + [ff |/\ H// |x x|g |-X-xl/J hr-^l^ I °°° Iff I ••• Iff |xxx|/7 t^lff
Я | M |//
Рис. 3. Ландшафтно-геоморфологический индикационный профиль в пределах яруса выравнивания в районе
среднего течения р. Правый Усас (линия А-А на карте, (рис. 2). Для наглядности горизонтальный и
вертикальный масштабы не выдержаны
Лесообразующие породы: У - ель, 2 - кедр, 3 - лиственница, 4 - береза, 5 - сосна, 6 - осина; расти¬
тельность: 7 - ерниковая, 8 - лугово-болотная; почвы (показаны в пределах нижней горизонтальной полоски
рисунка): 9 - аллювиально-коллювиальные лугово-болотные, мерзлотные; 10 - буро-таежные, 11 - дерново¬
карбонатные, 12 - торфянисто-глеевые мерзлотные, 13 - торфяно-болотные мерзлотные (?); элементы
геолого-геоморфологической структуры: 14 - сартанские озерно-ледниковые глины и валунные суглинки
нерасчлененные, 15 - современные дефлюкционные образования, 16 - современный аллювий, 17 - совре¬
менные торфяники, 18 - силурийские известняки, 19 - площадная медленная солифлюкция, контур пред¬
полагаемого положения: 20 - многолетнемерзлых пород, 21 - то же многолетнемерзлых или длитель¬
номерзлых пород; 22 - проективное покрытие, 23 - номера ландшафтных подразделений на карте; геологи¬
ческие границы: 24 — предполагаемые, 25 - установленные
ММ
65%
22 | © 123	24 [■——Л,25
участка в верховьях р. Кулинны. Фрагмент ландшафтной карты охватывает его западную
часть (рис. 2). Ландшафтно-геоморфологический профиль иллюстрирует информативность
геоморфологических данных для целей ландшафтной индикации (рис. 3).
Ярус выравнивания.
Мерзлотные ландшафты:
1.	Вершинные поверхности известняковых массивов с покровом глин, плоские, субгори¬
зонтальные, заболоченные, под редкостойной низкобонитетной кедрово-еловой тайгой с
примесью березы и лиственницы на торфянисто-глеевых мерзлотных почвах; моделируются
солифлюкцией (отдельные деревья наклонены - "пьяный лес", встречаются окна-разрывы
диаметром 1-2 м в торфо-растительном слое, которые большую часть теплого периода
заполнены водой, а под ней находится вязко-текучая глинистая масса).
2.	Склоны привершинные пологие (2-5°) с покровом глин и валунных суглинков, выра¬
ботанные в известняках, заболоченные, под низкобонитетной редкостойной тайгой выше¬
указанного состава на торфянисто-глеевых мерзлотных почвах; моделируются солифлюк¬
цией, в отдельных слабо выраженных ложбинах заболоченность очень сильная, раститель¬
ность меняется в них на осоково-разнотравную, а солифлюкционное движение материала,
видимо, более интенсивно.
3.	Котловины верховых болот, слабо наклонные, слегка взбугренные, с покровом торфя¬
ника, сфагновые, под сосновым редколесьем на торфяно-болотных мерзлотных почвах;
моделируются солифлюкцией (окна-разрывы с водой, отдельные деревья наклонены).
Немерзлотные ландшафты:
4.	Вершинные поверхности известняковых массивов, субгоризонтальные, ровные, с
покровом маломощных (обычно до 1 м) щебнистых суглинков, под прямостойной средне-
бонитетной тайгой с примерно равным участием кедра, ели и лиственницы, а также с при¬
месью березы, иногда осины, на дерново-карбонатных почвах; моделируются дефлюкцией.
59

5.	Вершинные поверхности на силлах траппов, субгоризонтальные, ровные, с покровом
маломощных (обычно до 1 м) щебнистых суглинков, под прямостойной среднебонитетной
тайгой, сходной по составу с вышеописанной на буро-таежных почвах; моделируются
дефлюкцией.
6.	Склоны привершинные пологие (3-9°), выработанные в известняках с покровом мало¬
мощных (обычно до 1 м) щебнистых суглинков, под прямостойной среднебонитетной елово-
кедрово-лиственничной тайгой с примесью березы, изредка пихты, на дерново-карбонатных
почвах; моделируются дефлюкцией.
7.	Склоны привершинные пологие, выработанные в траппах с покровом щебнистых
суглинков иногда с глыбами, под прямостойной среднебонитетной елово-кедрово-листвен¬
ничной тайгой с примесью сосны, березы, осины, часто с ольховым подплеском на буро¬
таежных почвах; моделируются дефлюкцией.
Ярус расчленения (долинная сеть и междуречья снижения).
Мерзлотные ландшафты:
8.	Склоны придолинные средней крутизны (10-20°), выработанные в алеврито-глинистых
отложениях, заболоченные й закочкаренные, под редкостойной низкобонитетной елово¬
кедровой тайгой с примесью лиственницы и березы и густым подлеском из ольхи и ивы, на
торфянисто-глеевых мерзлотных почвах; моделируются солифлюкцией и местами оползне¬
выми процессами "пьяный лес", небольшие бугры, выходы внутрипочвенных вод на поверх¬
ность, переувлажненность и вязко-пластическое состояние деятельного слоя).
9.	Склоны придолинные средней крутизны, выработанные в траппах и покрытые круп¬
ноглыбовыми курумами, в основном оголенные, с небольшими участками мохово-ли-
шайниково-кустарничковой, изредка кустарниковой, или редкостойно-таежной раститель¬
ности на курумоземах; моделируются криогенной десерпцией (поверхность склона ослож¬
нена буграми, валиками, небольшими впадинками, многие глыбы находятся в неустойчивом
положении, под плащом глыб есть водотоки, текущие по мерзлотному $одоупору).
10.	Склоны придолинные средней крутизны, выработанные в траппах и покрытые
суглинками со щебнем и глыбами, под заболоченной редкостойной низкобонитетной кедро¬
во-еловой тайгой с примесью лиственницы и березы, или под рединами, реже под безлес¬
ными болотами, на торфянисто-глеевых мерзлотных почвах; моделируются солифлюкцией
и иногда оползнями-сплывами (небольшие участки с упавшими и сильно наклонившимися
вверх по склону деревьями), а также ускоренной солифлюкцией в склоновых ложбинах с
особенно большим избытком влаги (ложбинная солифлюкция).
Немерзлотные ландшафты:
11.	Вершинные поверхности узкие, гребневидные, сложенные известняками, с маломощ¬
ным покровом щебнистых суглинков под прямостойной среднебонитетной елово-кедрово¬
лиственничной тайгой с примесью сосны и березы, на дерново-карбонатных почвах, моде¬
лируются дефлюкцией.
12.	Склоны придолинные, средней крутизны и крутые (10-35°), выработанные в извест¬
няках, с маломощным, иногда всего до 10-20 см покровом щебнистых суглинков, под прямо¬
стойной среднебонитетной елово-кедрово-лиственничной тайгой с примесью сосны и бере¬
зы, на дерново-карбонатных почвах, моделируются дефлюкцией.
Поверхности наложенной планации и расчленения.
Мерзлотные ландшафты:
13.	Гласисы (шлейфы подножия) придолинные слабо наклонные (1-2°), сложенные
покровными глинами, в основном под редкостойными низкобонитетными березняками с
примесью хвойных пород на буро-таежных мерзлотных почвах; моделируются медленной
солифлюкцией ("пьяный лес", единичные поваленные ветром деревья вместе с корнями,
частично вырванными из вязко-пластичной грунтовой массы).
14.	Долинные заполнения (гласисо-поймы), сложенные склоновыми наплывами и пой¬
менным аллювием, чаще заболоченные, а иногда и закочкаренные, под ерником, лугами и х
мохово-осоковыми болотами на аллювиально-коллювиальных болотных или луговых
мерзлотных почвах; моделируются солифлюкционными и флювиальными процессами
(долинная солифлюкция, фрагментарная аллювиальная аккумуляция, русловой размыв
блоков сдвижения и отседания).
Немерзлотные ландшафты:
15.	Склоны почти отвесные и обрывы (круче 35°) в известняках, иногда с включением
силлов траппов, а также в траппах, оголенные или с редкими деревьями и кустарниками, с
почти полным отсутствием прчвенно-покровного слоя; моделируются камнепадами, обва¬
лами и осыпными процессами.
60

16.	Пойма островная и береговая узко-сегментная, покрытая суглинками и супесями,
подстилаемыми песками и галечниками, под луговой, кустарниковой и лесной раститель¬
ностью на аллювиальных почвах.
В описании ПТК опущены величины проективного покрытия, нет данных о соотношении
главных лесообразующих пород, о подлеске и напочвенном покрове, собранных при
ландшафтном профилировании. Привязка такой информации к ПТК ранга сложных уро¬
чищ - задача весьма трудоемкая, требующая специального рассмотрения.
Выводы. Сочетания мерзлотных и немерзлотных ПТК в ландшафтной структуре изучен¬
ного района многолики, а наличие или отсутствие вечной мерзлоты всегда определяется
рядом факторов. Помимо банальных экспозиционных зависимостей, кстати далеко не
универсальных, выявляется важная роль условий обводненности и литологического состава
как рыхлых, так и плотных горных пород. Но самый важный фактор - геомор¬
фологический. На основе геоморфологической стратификации рельефа, путем диагностики
экзодинамических процессов и, наконец, методом сопряженного анализа граней рельефа
прекрасно выявляется мерзлотный потенциал территории, т.е. степень давления, если так
можно сказать, присутствия вечной мерзлоты, на ландшафтах.
В изученном районе экотонной зоны (т.е, зоны, в пределах которой располагается
ландшафтный рубеж высокого уровня) сочетаются перигляциальные процессы и процессы,
характерные для условий бореального климата и отсутствия вечной мерзлоты. Можно
видеть, как массовое движение вещества под уклон идет под воздействием типичных
мерзлотных процессов и оно замыкается в дне долины выраженной коллизией склонового
движения и речной деятельности. Но буквально рядом, из-за изменившихся параметров
системы вершинная поверхность-склон и господства дефлюкции резко снижается снос на
дно долины, и в такой ситуации возможно образование нормальной поймы. В итоге гидро-
морфные урочища днищ долин дифференцируются "под диктовку" склоновых процессов, то
имеющих характер перигляциальных, то мало похожих на таковые. Если все экзо-
динамические процессы изученной территории образуют некую систему, то возникает
вопрос, как правильнее такую систему называть. Быть может квазиперигляциальной
мррфоклиматической системой? В целом же пока трудно уловить явные признаки отклика
ПТК средней тайги на происходящее изменение климата. Нет пока оснований для тревоги,
что такая реакция может внести больше негативных, нежели позитивных изменений в
природные комплексы. И если бы вырождение мерзлотных ПТК началось, то первым
сигналом такого события была бы радикальная трансформация экзодинамических про¬
цессов и их систем.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Геокриология СССР. Средняя Сибирь. М.: Недра, 1989. 414 с.
2.	Гвоздецкий Н.А., Михайлов Н.И. Физическая география СССР. М.: Высш. шк., 1987. 448 с.
3.	Гончаров С.В. Последние ледниково-подпрудные озера долины Енисея // Бюл. Ком. по изучен, ч'ет-
вертичн. периода. 1991. № 60. С. 62-67.
4.	Горшков С.П., Барков В.В. Принципы аналитического геоморфологического картирования консоли¬
дированных областей сноса Приенисейской Сибири // Геоморфология. 1973. № 3. С. 26-38.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
25.06.97

GEOMORPHOLOGICAL INDICATION OF CRYOGENIC
AND NOT CRYOGENIC MIDDLETAIGA LANDSCAPES IN CENTRAL SIBERIA
S.P. GORSHKOV, H. KARRASH, A.V. PARAMONOV
Summary
The region of permafrost in the downstream of Podkamennaya Tunguska is under consideration. Indication of
cryogenic and not cryogenic landscapes was fulfilled on the basis of data on geomorphological structure and recent
geomorphological processes. The distribution of cryogenic landscapes, frozen rocks and thaw rocks, and therefore the
landscape structure of the ecotone zone depend mostly on macrogeomorphologic pattern of the territory - planation belt
and cutting belt of relief. Each of them has specific combination of natural factors, including geomorphological ones,
which determine the exact distribution of cryogenic and not cryogenic landscapes.
От редколлегии
Исполнилось 80 лет одному из ведущих карпатских геоморфологов и неотектонистов,
доктору геолого-минералогических наук Илье Давидовичу Гофштейну. Он известен своими
фундаментальными исследованиями общих проблем геоморфологии Восточных и Украин¬
ских Карпат, их неотектонической эволюции, морфоструктурной дифференциации и совре¬
менной геодинамики, а также проблем поверхностей выравнивания, формирования речной
сети, районирования, палеогеографии и др. Особое место в исследованиях И.Д. Гофштейна
занимают научно-методические проблемы и инженерно-геоморфологические изыскания.
Среди его многочисленных трудов можно отметить монографии: "Неотектоника Карпат"
(1964), "Неотектоника и морфогенез Верхнего Приднестровья" (1962), "Изучение современ¬
ных движений земной коры Карпат" (1971), "Неотектоника Западной Волыно-Подолии"
(1979), "Геоморфологический очерк Украинских Карпат" (1995) и др. Он является одним из
основателей Львовской региональной школы горной геоморфологии.
Редколлегия журнала "Геоморфология" и Отдел геоморфологии Института географии
РАН сердечно поздравляют И.Д. Гофштейна со славным Юбилеем, желают ему новых
творческих успехов, счастья, здоровья и карпатского долголетия.
УДК 551.4/477.8/
© 1998 г. И.Д. ГОФШТЕЙН
О ТЕРЕСВЕНСКИХ ОБРЫВАХ И ИХ СВЯЗИ С СЕЙСМИЧНОСТЬЮ
ЗАКАРПАТЬЯ
На правобережье карпатской реки Тересвы, вблизи ее впадения в Тиссу, привлекают
внимание два крупных обрыва. При виде их естественно возникает мысль об оползнях,
однако прямого подтверждения она не находит. Сами по себе обрывы, конечно, можно
рассматривать как широко распространенную форму рельефа - стенку срыва оползня, но
поражает отсутствие перед ней массива или блоков и глыб сползших пород. Необычно и
расположение обрывов - не на склоне долины, а в стороне от нее.
При беглом знакомстве с местностью было отмечено, что "... в одном из наиболее
сейсмически активных районов - в районе р. Тересвы - наблюдаются два грандиозных
давних оползня... Учитывая масштаб явлений и совпадение оползней с эпицентральной
областью частых землетрясений, их связь с землетресениями представляется вполне
вероятной" [1, с. 176].
62

Расположение Тересвенских обрывов
/ - Молассовые Карпаты, 2 - долина р. Тересва, 3 - Тересвенские обрывы
Ознакомление с районом по крупномасштабной топографической карте и аэрофото¬
снимкам подтверждает такое мнение, но, однако, не исключает проведения детальных
геологических исследований. По вопросу о происхождении обрывов последнее слово будет
за ними.
Формально возможны три версии происхождения Тересвенских обрывов: собственно
оползни, сочетание подземных толчков с оползанием пород, сейсмогенные дислокации в
чистом виде. В равной мере это относится к каждому из двух обрывов, сходство которых
бросается в глаза независимо от разницы их величин. Цель настоящей статьи - предложить
наиболее обоснованную версию на основе имеющихся материалов.
На приведенной схеме (рисунок) показано расположение обрывов. Западный, в дальней¬
шем мы будем называть его Полонинским (от названия горы), восточный - Беловарецкий.
Сходство обеих стенок срыва (по высоте и крутизне, а также по виду и степени экзогенного
моделирования) позволяет считать, что они формировались в сходных условиях. Поверх¬
ность стенок изрезана множеством крупных линейных рытвин. У бровки рытвины широкие
и глубокие, книзу они сужаются и достигают основания стенок, где слившиеся конусы
выноса образовали шлейф. В месте крутого изгиба и расширения Беловарецкой стенки
наблюдается оползень, который также прорезан рытвинами. Длина Полонинского обрыва
300 м, Беловарецкого 900 м, высота обоих около 40 м.
Район Тересвенских обрывов на геоморфологической карте относится к Молассовым
Карпатам [2]. В отличие от Флишевых Карпат, типичного геосинклинального образования,
Молассовые Карпаты занимают незначительную площадь той части Карпатской дуги,
которая принадлежит Украине. Они сложены молассами Закарпатского прогиба - песчани¬
ками, конгломератами, аргиллитами. Высота этих гор колеблется в пределах 600-800 м, но
на южном крае, где расположены обрывы, горы уже не достигают 500 м. Инверсия данной
части прогиба началась в раннем сармате, а в конце миоцена молассовые горы подверглись
денудационному выравниванию, что придало сглаженный вид водораздельным высотам.
Поверхности ниже стенок срыва имеют слабый наклон к югу: на карте это зоны
разреженных горизонталей. Близ Полонинского обрыва (водораздел двух сходящихся
ручьев), длина этой поверхности около 1 км при ширине 250 м и наклоне менее 5°.
Беловарецкий обрыв длиннее Полонинского, и примыкающая к нему выровненная
поверхность, изгибаясь, выходит на склон долины Тересвы.
Можно ли считать обе эти зоны (поверхности) реликтами размытых до основания
древних оползней? Этому противоречит отсутствие следов самих оползней при сохранении
рядом четких уступов рельефа - не размытых и не сглаженных стенок.
В этой ситуации, видимо, нельзя не учитывать сейсмогенный фактор. Согласно катало¬
63

гам сильных землетрясений [3-5], в районе г. Тересвы, который занимает второе место в
Закарпатье по интенсивности землетрясений, в начале века произошло четыре сильных
землетрясения (19 марта 1911 г., 27 и 28 июня и 10 августа 1926 г.). Первые два земле¬
трясения 1926 г. рассматриваются как форшоки сильнейшего толчка роя, происшедшего в
августе. Его характеризуют следующие сейсмические данные. Эпицентр <р° N 48,02, А,°Е 23,70
(± 0,5); глубина очага Л = 5 км [3-7]; магнитуда М = 4,0 (± 0,5); интенсивность в эпицентре Iq
= 7(± 0,5) баллов.
По макросейсмическим данным местоположение эпицентра достаточно точно установ¬
лено в г. Тересве [8]. Обрывы находятся на одной трети расстояния от эпицентра до
изосейсты 6 баллов [4].
Сильное землетрясение в августе 1926 г. привлекает наше внимание концентрацией -
серии толчков (рой) на протяжении 25 дней, что позволяет даже выделять некоторые из них
как самостоятельные землетрясения.
Однако описание тересвинских землетрясений [3, 8] не содержит упоминаний о каких-
либо изменениях рельефа поверхности, вызванных подземными толчками, в частности,
землетрясением 10 августа, включая его форшоки и афтершоки. Но невозможно допустить,
чтобы такое событие, как появление огромных обрывов на расстоянии 2-3 км от г. Тересвы
(Беловарецкий разрыв расположен всего в полукилометре от одноименного села), могло
остаться незамеченным. И если решающая роль в образовании обрывов принадлежит
землетрясению (и, следовательно, тогда их можно было бы назвать сейсмогенными), то
очевидно, что породившее их землетрясение произошло еще до того, как были заре¬
гистрированы первые землетрясения в каталогах.
Как известно, в течение последних десятилетий сейсмогеологами были обнаружены и
описаны сильнейшие изменения горного рельефа, вызванные землетрясениями [6, 7].
Произошли сдвиги и в самой сейсмологии. В частности, наметился новый подход к
сейсмогравитационным дислокациям. Особое значение для нас имеют данные о верти¬
кальных смещениях земной поверхности в зависимости от интенсивности землетрясе¬
ния.
В соответствии со шкалой балльности, составленной по сейсмогенным деформациям
поверхности, "каждое сильное М 2* 6,5 землетрясение с коровым очагом оставляет свои
следы на поверхности Земли" [6, с. 10]. Уточняется, что к сильным относятся преиму¬
щественно землетрясения с магнитудой М 2* 6,5, что соответствует интенсивности 9 баллов
[7, с. 9]. Однако и при 9 баллах амплитуда вертикального смещения поверхности не
превышает 1,2 м, а при 10 баллах -8 м. Только при 11-балльных палеосейсмодислокациях
смещение достигает нескольких десятков метров, против 10-12 м при современных земле¬
трясениях такой же силы.
Сопоставляя высоту стенки срыва Тересвинских обрывов с приведенными данными о
вертикальном смещении поверхности при землетрясениях, неизбежно приходим к выводу,
что смещение с амплитудой 40 м в данных геоморфологических условиях нельзя рассматри¬
вать только как эффект землетрясения, т.е. исключительно сейсмогенным.
Из других версий происхождения обрывов - сейсмогравитационной и оползневой,
последнюю в чистом виде приходится исключить, поскольку ей противоречит свежесть и
величина стенок срыва при ровной фронтальной поверхности. Можно предположить, что с
подземными толчками было сопряжено возникновение оползней небольшого масштаба и
рост стенок происходил прерывисто в зависимости от силы и частоты толчков. На эту
мысль наводит оползень на изгибе Беловарецкого обрыва, несомненно повлиявший на его
формирование.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гофштейн ИД. Неотектоника Карпат. Киев: Изд-во АН УССР, 1964. 183 с.
2.	Гофштейн ИД. Геоморфологический очерк Украинских Карпат. Киев: Наук, думка, 1995. 85 с.
3.	Евсеев С.В. Землетрясения Украины. Киев: Изд-во АН УССР, 1961. 75 с.
4.	Евсеев С.В. Интенсивность землетрясений Украины // Сейсмичность Украины. Киев: Наук, думка, 1969.
С.	32-53.
5.	Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времен до 1975 г. М.: Наука,
1977. 535 с.
6.	Солоненко В.П. Палеосейсмогеология // Физика Земли. 1973. № 9. С. 3-16.
64

7.	Хромовских В.С., Солоненко В.П., Семенов Р.М. и др. Сейсмогенные структуры Большого Кавказа (эпи-
центральная и плестосейстовая области сильных землетрясений) // Палеосейсмогеология Большого
Кавказа. М.: Наука, 1979. 188 с.
8.	Zatopek A. ZemStresna pozorovani па Slovensku a byv. Podkarpatske Rusi (1923-1938). Praha, 1940. 170 p.
Ин-т геологии и геохимии	Поступила в редакцию
горючих ископаемых АН Украины	13.01.98
}
TERESVENSKIYE STEEPS AND THEIR RELATION TO SEISMICITY OF TRANSCARPATHIAN
GOFSH TANK I.J)
Sum m a г у
Three possible causes of Teresvenskiye steeps origin in the Eastern Carpathians are under consideration: landslide,
seismic-gravitational and seismic. The second variant is proved to be real on the basis of geomorphological and
macroseismic data.
УДК 551.435.442(470.21)
© 1998 г. В.Я. ЕВЗЕРОВ, Ю.Г. САМОЙЛОВОИЧ
РЕКОНСТРУКЦИЯ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ КРАЕВОЙ ОБЛАСТИ
СКАНДИНАВСКОГО ЛЕДНИКОВОГО ПОКРОВА
В ПОЗДНЕВАЛДАЙСКОЕ ВРЕМЯ
Исходными данными для реконструкции формы Скандинавского ледяного щита являются
сведения о распространении его маргинальных образований, геологические данные о
мощности льда в периферических районах оледенения, материалы о величине гляциоизо-
статического поднятия и'формах продольных профилей современных ледяных щитов. В
общем виде задача восстановления формы поздневалдайского (поздневейхзельского) пок¬
ровного ледника решена достаточно давно, хотя до настоящего времени уточняются
некоторые детали. Наиболее дискуссионной остается северо-восточная граница оледенения.
Эмпирическая модель. Первые сведения об упомянутой границе содержатся в работе
В. Рамсея [1]. Он считал, что последний ледниковый покров на Кольском полуострове не
распространялся восточнее р. Вороньей и севернее р. Поной (исключая его приустьевую
часть). Восточную границу ледника В. Рамсей проводил немного западнее р. Кулой
(рисунок), отмечая, что рр. Кулой и Мезень и формируют дельт и что в северной части
Горла Белого моря (вблизи устья р. Поной) и в южной части Воронки Белого моря (остров
Моржовец) нет следов поздне- или послеледникового поднятия. Эти факты свидетельствуют
не только о былом близком расположении края Скандинавского ледникового покрова, но и
о том, что реконструированная М.Г. Гросвальдом [2] последриасовая (^ 10 тысяч лет назад)
трансгрессия мощных льдов с Баренцева шельфа на Кольский полуостров не имела места. В
более поздней работе В. Рамсей [3] рассматривал в качестве краевых образований
последнего ледникового покрова Шомоховские сопки, находящиеся в средней части запад¬
ного побережья полуострова Канина (рисунок), и допускал возможность проникновения
поздневалдайского покровного ледника восточнее устья р. Мезень.
Представления В. Рамсея о границе поздневалдайского ледяного щита на Кольском
полуострове почти без изменений восприняли А.А. Никонов [4] и Н.И. Апухтин [5], опустив
южную границу распространения щита восточнее р. Вороньей к югу и совместив ее с
краевыми грядами Кейвы II (номенклатура М.А. Лавровой, [6]). Однако в последние годы
появились доказательства того, что восточная часть Кольского полуострова в позднем
3	Геоморфология, № 4
65

Реконструкция северо-восточной окраины Скандинавского покровного ледника (СПЛ) в период макси¬
мальной стадии поздневалдайского (поздневейхзельского) оледенения
Граница распространения: 1 - СПЛ на востоке по В. Рамсею [1, 3]: 2 - то же по А.А. Асееву [15]; 3 -
подводных гряд предположительно моренного генезиса на шельфе Мурмана; 4 - обломков пород Мур¬
манского берега, принимаемая в качестве края СПЛ на шельфе; 5 - СПЛ по предлагаемой модели; 6 -
линия ледораздела Кольской ледниковой лопасти СПЛ; 7 - изогипсы поверхности ледника (высоты над
современным уровнем моря в метрах); 8 - профили ледниковой поверхности
валдае покрывалась ледником [7]. Действительно, на этой территории в озерных котло¬
винах были вскрыты бурением непрерывные разрезы, в основании которых залегают не
микулинские межледниковые и нижневалдайские отложения межстадиала Перяпохьёла, а
песчаные или песчано-алевритовые осадки аллерёда, перкрытые алевритом с расти¬
тельными остатками позднего дриаса (радиоуглеродный возраст около 11 000 лет).
К сожалению, в акватории Баренцева моря, несмотря на большой объем^бурения,
исследования четвертичных отложений, подобные приведенным выше для суши, отсутст¬
вуют. Кроме того, стратификация разрезов скважин выполнена на примитивной литологи¬
ческой основе с неуверенной и разноречивой генетической идентификацией. Возраст
вскрытых скважинами диамиктовых толщ оценивается от плиоценового до поздне¬
валдайского. Поэтому приходится ограничиться косвенными свидетельствами оледенения,
полученными дистанционными методами, такими как эхолотирование и сейсмоакустика. В
данной работе используются как собственные результаты применения этих методов [8-9],
так и литературные [10-12].
Судя по имеющимся материалам, севернее побережья Мурмана на Кольском шельфе
Баренцева моря прослеживается полоса распространения грядовых форм рельефа дна,
которые могут рассматриваться как краевые ледниковые образования. Ее ширина на западе
у границы с Норвегией (Западный Мурман) составляет 120 км. Далее на восток эта полоса,
сужаясь, приближается непосредственно к берегу Кольского полуострова в районе устья
р. Вороньей, а затем снова расширяется и отходит от берега на расстояние 50-75 км у
Восточного Мурмана. Северо-восточнее мыса Святой Нос маргинальные гряды разворачи¬
ваются от Мурманского берега в направлении полуострова Канин. Все обнаруженные гряды
по морфологии и необычно большим размерам - ширина гряд около километра, высота
составляет десятки метров, а длина достигает десятков километров - аналогичны краевым
грядам, обнаруженным в Белом море геологами ВСЕГЕИ под руководством М.А. Спи-
66

ридонова. Можно полагать, что эти гряды, как и в Белом море [13], формировались в
сравнительно теплые межстадиальные промежутки времени. Следовательно, граница их
распространения, вопреки существующим представлениям, не отражает положение края
ледника в период его максимального развития, которое должно отвечать стадиальному
похолоданию. Напорные же маргинальные гряды стадиальных этапов развития ледяного
щита в Кольском регионе обычно имеют небольшие размеры: ширину в несколько десятков
метров, высоту, редко превышающую 10 м, и длину до нескольких километров. Вполне
вероятно, что они пропускались при морских исследованиях. В связи с чем по имеющимся,
преимущественно геоморфологическим, материалам невозможно оценить расстояние, на
которое ледник удалялся от крайних из обнаруженных в Баренцевом море маргинальных
гряд в период своего максимального распространения.
Для решения этого вопроса более интересными представляются геологические мате¬
риалы. Определения петрографического состава обломков валунно-галечной размерности
из донных проб, взятых на шельфе Восточного Мурмана при морской геологической
съемке (данные КХР. Самойловича и Е.А. Сапожникова), показали, что существует вполне
определенный ареал более или менее равномерного распространения галек и валунов
гранитоидов и других пород, слагающих Мурманское побережье (рисунок). Северо-
восточнее границы ареала обломки указанных кристаллических пород практически не
встречаются в донном каменном материале (ДКМ). Судя по характеру распределения в ДКМ
обломков пород Мурманского побережья на шельфе Восточного Мурмана, наиболее
вероятной представляется их принадлежность морене, причем именно последнего оледе¬
нения. В таком случае показанная на рисунке граница ареала упоминавшихся обломков
пород может маркировать положение северо-восточного края Кольской ледниковой ло¬
пасти в период максимума последнего оледенения. Она удалена от крупных маргинальных
ледниковых гряд на 90-120 км, что вполне сопоставимо с данными, полученными по
Кольскому полуострову, где это расстояние составляет от нескольких до многих десятков
километров [13].
В период максимального распространения Скандинавский ледниковый покров, вероятно,
достигал полуострова Канина. Помимо краевых образований (Шомоховских сопок), о
которых уже говорилось, В. Рамсей обнаружил, в моренах полуострова валуны нефелино¬
вых сиенитов и других фенноскандинавских пород [14]. По его данным, этими валунами
относительно обогащена верхняя морена, по сравнению с нижележащей. Позднее Ю.А. Лав-
рушин, детально изучивший ледниковые отложения полуострова Канина, установил, что
обломки пород Фенноскандии, встречающиеся в ледниковых отложениях западного
побережья, отсутствуют в морене, залегающей на восточном берегу полуостровва (устное
сообщение, 1996).
Теоретическая модель. За основу реконструкции формы Скандинавского ледникового
покрова нами взята модель, предложенная А.А. Асеевым [15]. Этот автор впервые пред¬
положил, что в своей периферической части ледяной щит, располагавшийся на осадочных
породах в пределах континента, выполаживался и отражал рельеф ложа, существенно
отклоняясь от эллиптического (теоретического) профиля. Сходную пространственную
картину формы и размеров поздневалдайского оледенения Северной Европы дают и более
поздние реконструкции [16]. Норвежские исследователи [17], изучавшие распространение
ледниковых отложений в юго-западной Норвегии и прилегающей части Северного моря,
фактически расширили область применения модели А.А. Асеева. На основе результатов
геолого-геоморфологических наблюдений они пришли к выводу, что профиль ледникового
покрова выполаживался не только с переходом от гористой суши к приморской низмен¬
ности в пределах континента, но и на прилегающем к континенту шельфе. Профиль, таким
образом, теряет выпуклую форму, которая диктуется уравнениями эллипса для выражения
теоретического профиля поверхности при пластическом состоянии льда. Шельфовая
североморская часть этого, уже более или менее реального профиля Скандинавского
ледникового покрова, вырисовывается в виде вогнутой кривой. Форма близкого к
реальному, выпукло-вогнутого профиля ледникового покрова отличается от идеальной в
основном в связи с изменением такого параметра уравнения пластического течения льда,
как сопротивление сдвигу на контакте льда с ложем. Этот параметр значительно меньше
для рыхлого и тем более водосодержащего субстрата ледникового ложа, чем для
кристаллических пород. Лед над таким субстратом ускоряет движение, вследствие чего в
широкой окраинной полосе ледяного щита существенно сокращается мощность льда и
уменьшается наклон его поверхности. Отсюда понятно, почему низменные районы
(шельфовые и нешельфовые) с преобладающим развитием на поверхности слабо консоли¬
3*
67

дированных пород любого возраста в периферической области древних оледенений не
могли удерживать на себе достаточно мощный лед. Норвежские исследователи [17]
отмечают, что глубокие фиорды и долины, которые распространяются в глубь материка
почти до зон аккумуляции ледяного щита, также вероятно служили эффективными
дренажными каналами для льда, препятствуя наращиванию мощности щита над континен¬
тальными площадями.
Для проведения приблизительных расчетов применительно к Кольской ледниковой
лопасти мы, вслед за А.А. Асеевым [15], обратились к уравнению эллиптической кривой,
близко описывающей профиль свободного вязкопластического растекания льда. Макси¬
мальная высота поверхности ледника от его подошвы была принята в 2,5 км, как и в
предшествующих реконструкциях [15-16]. Начало решения задачи свелось к уточнению
положения линии ледораздела с использованием работ X. Гирваса [18], В.Я. Евзерова и
Б.И. Кошечкина [19] и нахождению на ней наивысшей точки ледяного купола. С
определенной долей условности такая точка была выбрана и обозначена как А{ (рисунок).
Ее проекция на горизонтальную плоскость расположена в Северной Финляндии близ на¬
селенного пункта Киттиля. Затем, последовательно двигаясь от точки Aj до нулевой точки
В4 (современный уровень моря) вниз по ледоразделу, через каждые 100 км определялась
теоретическая мощность льда. В результате вычерчивания по этим точкам кривой получен
теоретический профиль Кольской ледниковой лопасти по ее ледоразделу. Он оказался
очень близким к теоретическому профилю ледника в районе Южной Норвегии - Северного
моря, полученному норвежскими исследователями [17] при сдвиговом напряжении в 50 кПа.
Это среднее значение сдвиговых напряжений, варьирующих от 0 до 100 кПа в современных
ледяных щитах [20].
Дополнительно были построены поперечные ледниковые профили от ледораздела в
сторону Баренцева моря: А2-В2 (проходит через город Мурманск) и А3-В3 (проходит близ
пос. Гремиха). С расчетных профилей сняты и нанесены на картосхему значения высотных
отметок в 2000 м, 1500 м, 1000 м, 500 м и нулевой (точки В], В2, В3, В4). На их основе
выполнена реконструкция северо-восточного фланга Скандинавского ледяного щита на
период максимальной стадии поздневалдайского оледенения в изогипсах, отражающих
высотное положение дневной поверхности ледника и мощность льда (рисунок). Южнее
ледораздела изогипсы проведены с некоторым отступлением от эллипса, в близком
соответствии со схемой А.А. Асеева [15, рис. 1].
Таким образом, в первом приближении теоретически определено предельное расстоя¬
ние, на котором мог растекаться лед в Кольском регионе. Существенно, что независимо от
того,, сохраняет ледяной щит эллиптическую форму или существенно отклоняется от нее,
утоняясь в пределах низменных и шельфовых областей, как было показано на северо¬
морском примере, край щита не переходит теоретической границы.
Обсуждение результатов. Теоретическая граница распространения края последнего из
Скандинавских ледяных щитов на юге Баренцева моря в период максимума поздневал¬
дайского оледенения удалена от континента на большее расстояние, чем подводные гряды
вдоль Мурманского берега, трактуемые как конечно-моренные образования (рисунок). Эти
гряды, как отмечалось нами ранее, скорее всего формировались в относительно теплые
межстадиальные периоды и, следовательно, должны находиться внутри площадей, которые
занимал щит во время стадиальных похолоданий [13]. Таким образом, полученные
результаты хорошо согласуются с концепцией одного из авторов, статьи о последова¬
тельности образования и взаимном расположении межстадиальных и стадиальных марги¬
нальных ледниковых гряд в Кольском регионе.
Построенный нами ледораздельный профиль Киттиля-Поной на суше и частично в
Белом море скорее всего должен иметь не эллиптическую форму, а более сложную
(выпукло-вогнутую); вероятно такую, как была получена для поверхности Скандинавского
ледникового покрова по профилям, построенным через приморскую сушу Южной Норвегии
и прилегающий шельф Северного моря [17]. Дело в том, что северо-восточная часть
Балтийского кристаллического щита занимает невысокое гипсометрическое положение и
большей частью покрыта четвертичными рыхлыми отложениями. При насыщении водой
(особенно в пределах шельфов Баренцева и Белого морей) рыхлые образования, обладая
низким сопротивлением сдвигу, должны были способствовавть ускорению растекания и
выполаживанию северо-восточного фланга ледяного щита. Снижению поверхности щита
способствовал также дренаж льда по Кольскому и другим фиордам Западного Мурмана, и
отчасти по котловине Белого моря. Таким образом, есть основания полагать, что на своем
68

северо-восточном фланге поздневалдайский покровный ледник в период максимального
распространения имел выположенную поверхность, то есть был низкоградиентным.
Соответственно расстояние между изогипсами в краевой полосе должно было отличаться
от показанного на рисунке. В распоряжении авторов не имеется материалов, которые
позволили бы ответить на вопрос, был или не был поздневалдайский ледник приморожен к
субстрату. В случае примораживания ледника его перемещение осуществляется посредст¬
вом деформирования льда. Вместе с тем холодный лед труднее деформировать, чем лед
умеренной температуры, и это может привести к образованию высокоградиентного
профиля ледника. На практике, однако, влияние примораживания на форму профиля не
столь значительно [20].
Существенным выводом является дополнительное подтверждение того, что Скандинав¬
ский ледяной щит физически (реологически) при своих пространственных параметрах, не
мог распространиться далее полуострова Канин на восток и ближнего прибрежья Кольс¬
кого полуострова на север. При этом представляется вполне вероятным существование
шельфовых ледников как продолжения континентальных в максимальную стадию оледе¬
нения. Такая палеогеографическая обстановка наилучшим образом объясняет нахождение
на шельфе Баренцева моря моренных и других гляциогенных образований и, в то же время,
оставляет место для выделения областей, бывших морскими (возможно иногда сильно
ледовитыми) пространствами на протяжении по меньшей мере заключительного этапа
плейстоценово-голоценовой истории юга Баренцева моря между континентом и островами
Новой Земли.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ	,
1.	Ramsay W. Uber die Geologische Entwicklung der Halbinsel Kola in der Quartarzeit // Finnia. 1898. V. 16. № 1.
S.	151.
2.	Гросвальд М.Г. Последриасовая (^10 тыс. лет назад) трансгрессия льда с Баренцева моря на северо-
восток Европы // Докл. АН. 1996. Т. 350. № 5. С. 687-691.
3.	Ramsay W. Beitrage zur Geologie der recenten und pleistocanen Bildungen der Halbinsel Kanin // Fennia. 1904.
V. 21. № 7. S. 1-67.
4.	Никонов А.А. Краевые образования северной Фенноскандии и их соотношение с краевыми образова¬
ниями остальной Фенноскандии // Краевые образования материкового оледенения. Вильнюс: Минтис,
1965. С. 33-44.
5 .Апухтин Н.И. Новые данные о стратиграфии четвертичных отложений юго-восточной части Кольского
полуострова // Четвертичная геология и геоморфология // Тр. ВСЕГЕИ. 1978. Нов. сер. Т. 297. С. 53-65.
в. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.; Л,: Изд-во АН СССР, 1960.
233 с.
7.	Евзеров В.Я., Хомутова В.И., Мёллер Я.Ё. Развитие последнего покровйого оледенения в восточной
части Кольского полуострова (по результатам изучения отложений озерных котловин) // История
плейстоценовых озер Восточно-Европейской равнины. СПб.: Наука, 1997. 280 с.
8.	Самойлович Ю.Г., Костин Д.А. Краевые ледниковые образования на Кольском шельфе Баренцева моря
// Геология четвертичных отложений и новейшая тектоника ледниковых областей Восточной Европы.
Апатиты: Кольский научный центр РАН, 1992. С. 9.
9.	Samoilovich Y., Matishov G. and Tarasov G. Late Weichselian deglaciation and glaci-marginal formations in the
Murman offshore, the Barents Sea // Man Impact on Polar Environment. Lublin: Marie Curie-Sklodowska Univ.
Press, 1993. P. 439-440.
10.	Marthinussen M. Contributions to the Quaternary geology of north-easternmost Norway and closely adjoining
territories // Norges Geologiske Undersokelse. 1974. № 315. Bull. 28. P. 1-157.
11.	Матииюв Г.Г. Некоторые проблемы геоморфологии гляциальных шельфов //Геоморфология и геология
четвертичного периода Севера Европейской части СССР. Петрозаводск: Изд-во АН СССР. 1976. С. 22-
31.
12.	Сорокин АЛ. Ландшафты шельфа Кольского полуострова: геолого-геоморфологические основы
формирования. Мурманск: ПИНРО, 1987. 128 с.
13.	Евзеров В.Я. Специфика формирования маргинальных гряд поздневалдайекого ледникового покрова в
условиях арктического климата // Геоморфология. 1996. № 2. С. 64-71.
14.	Ramsay W. Uber die Verbreitung von Nephelinsyenitgeschieben und die Ausbreitung des nordeuropaichen
Inlandseises im nordichen Russland // Fennia. 1912. V. 33. № 1. S. 1-17.
15.	Асеев A.A. Древние материковые оледенения Европы. М.: Наука, 1974. 319 с.
69

16.	Ehlers Y. Reconstructing the dynamics of the North-West European Pleistocene ice sheets // Quaternary Sci.
Reviews. 1990. V. 9. P. 71-83.
17.	Nesje A., Sejrup H. Late Weichselian / Devensian ice sheet in the North Sea and adjacent areas // Boreas. 1988.
V. 17. P. 371-384.
18.	Hirvas H. Pleistocene stratigraphy of Finnish Lapland // Academic dissertat. Geol. Survey of fFnland. 1991. Bull.
354.123 р.
19.	Евзеров В.Я., Кашенкин Б.И. Палеогеография плейстоцена западной части Кольского полуострова. Л.:
Наука, 1980. 105 с.
20.	Paterson W.S.B. The Physics of Glaciers. Oxford: Pergamon Press, 1981. 380 p.
Геологический институт	Поступила в редакцию
Кольского научного центра РАН	09.12.97
RECONSTRUCTION OF NORTH-EASTERN MARGIN OF THE SCANDINAVIAN
ICE SHEET IN LATE VALDAI AN TIME
V.Ya. YEVSEROV, Yu.G. SAMOILOVITCH
Summary
The paper summarizes fieldwork data on glacio-marginal formations in the Kola Peninsular arid adjoining areas of
the Barents and the White Seas (an empirical model). The spatial reconstruction of the Kolian Glacial Lobe off the
Scandinavian ice sheet during the Last Glacial Maximum is performed by means of math modelling. On the base of
these models the authors suggest that Scandinavian ice sheet under its own physical parameters did not spread farther
than the Kanin Peninsular to the east and the Murman near-by offshore (Kola shelf of the Barents Sea) to the
north.
УДК 551.435.16(470.61)
© 1998 г. A.B. ПАНИН,
E.M. МАЛАЕВА
, B.H. ГОЛОСОВ,
H.H. ИВАНОВА, M.B. МАРКЕЛОВ
ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
И ГОЛОЦЕНОВАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ
БЕРЕСТОВОЙ БАЛКИ (РОСТОВСКАЯ ОБЛАСТЬ)1
Интерес к вопросам возраста и эволюции малых эрозионных форм в условиях изменяю¬
щейся ландшафтно-климатической обстановки плейстоцена и голоцена неизменно высок
еще со времен В.В. Докучаева. Наиболее хорошо с этой точки зрения изучена балочно¬
суходольная сеть Центрального Черноземья [1, 2 и др.] и Среднего Поволжья [3, 4 и др.].
Помимо чисто фундаментального интереса исследование голоценовой истории балок важно
для изучения антропогенной трансформации эрозионно-аккумулятивных процессов. Нельзя
не согласиться с Д.А. Тимофеевым [5], подчеркивающим важность учета палеогеографичес¬
ких аспектов для более полного понимания эрозионных процессов в современных
антропогенных ландшафтах. Установлено, что верхние звенья эрозионной сети перехваты¬
вают значительную часть стока наносов с распаханных водосборов [6, 7 и др.]. Однако
суждения о степени трансформации эрозионно-аккумулятивных процессов в ходе земле¬
дельческого освоения должны основываться на сопоставлении современной ситуации с
динамикой аналогичных процессов в естественных условиях. Кроме того, знание доантро¬
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 96-05-65021).
70

погенной истории развития рельефа облегчает полевую идентификацию форм и отложений
агрикультурного периода.
Детальность палеореконструкций часто лимитируется неполнотой геологического мате¬
риала, полученного на основании немногих, как правило, искусственных разрезов. Авторам
посчастливилось работать на объекте, где прекрасная обнаженность сочетается с ясной
стратификацией отложений. 3tq позволило восстановить историю развития балки в голо¬
цене и проследить динамику изменений эрозионно-аккумулятивных процессов во времени.
Немаловажную роль в этом сыграла планово-высотная привязка основных элементов
рельефа и опорных разрезов, детальная полевая съемка продольных и поперечных про¬
филей, осуществленные в единой системе координат с помощью высокоточной системы
спутникового позиционирования (GPS). Методика кинематической GPS-съемки изложена в
работе [8].
Природные условия территории
Бассейн Берестовой балки (площадь 21,1 км2) располагается на севере Ростовской
области, вблизи районного центра Миллерово (рис. 1), в пределах самого южного края Во¬
ронежской антеклизы, представляющей собой пологую моноклиналь, осложненную мелки¬
ми тектоническими нарушениями палеозойского чехла и выделяемую поэтому в качестве
отдельной тектонической области - Северо-Донецких дислокаций [9]. Пониженные мощ¬
ности мезокайнозойских отложений с большим количеством стратиграфических перерывов
указывают на то, что в зоне этой моноклинали палеозойские движения продолжались и в
новейшее время [10]. Исследуемый объект расположен в центральной части моноклинали,
на западном крыле Миллеровского вала - обширного тектонического поднятия, соеди¬
няющего сводовую часть Воронежской антеклизы с Открытым Донбассом [9].
В геоморфологическом отношении это Донецко-Донская денудационная равнина [11],
сложенная с поверхности морскими породами палеогена - песками, мергелями, песча¬
никами, перекрытыми плащом эолово-делювиальных лёссовидных суглинков. В целом юж¬
ное падение моноклинали предопределило меридиональную ориентировку основных реч¬
ных долин (Калитвы, Глубокой, Деркула). В то же время, вероятно благодаря унаследо-
ванности в новейшее время поднятий в приосевой части Миллеровского вала, где водо¬
разделы достигают абсолютных отметок 200-230 м, в верховьях рр. Полной и Глубокой их
бассейны имеют левостороннюю асимметрию с короткими и крутопадающими правыми
притоками и длинными левыми. К последним относится и балка Берестовая, впадающая в
р. Полную в 11 км к ЗСЗ от г. Миллерово (рис. 1).
В среднем и нижнем течении балка вскрывает верхнемеловые меловидные известняки.
Они перекрываются эоценовыми морскими известковистыми глауконитовыми глинами и
песками. В последних имеются линзовидные тела прочных кварцитовидных песчаников,
которые в современном рельефе проявляются в виде структурных террас и бронируют
наиболее высокие водоразделы, являющиеся, вероятно, фрагментами позднемиоценовой
поверхности выравнивания [11, 12].
Морские породы перекрыты чехлом бурых и палевых лессовидных суглинков. Мощность
суглинков на пологих приводораздельных поверхностях невелика - не более 1,5-2 м, а мес¬
тами они вовсе отсутствуют. В их распространении отмечаются определенные литологи¬
ческие "предпочтения" - они отсутствуют на участках, сложенных песками и песчаниками, и
развиты преимущественно на глинах и глинистых известняках, что, возможно, иллюстри¬
рует их генетическую связь с последними. В то же время, высокая пылеватость этих
образований указывает на участие эолового материала. Бурые суглинки практически
повсеместно присутствуют на склонах и в днище Берестовой балки (кроме верхнего те¬
чения) и ее основных притоков.
Территория характеризуется следующими климатическими показателями: tHHB -8°С, гиюля
+22°С, годовая сумма осадков в Миллерове 580 мм с максимумом в июле [13]. Значительная
часть дождевых осадков выпадает в виде ливней, провоцирующих эрозию на пахотных
угодьях. В засушливые месяцы (август - сентябрь) складываются условия для дефляции
почв. Естественная растительность территории - засушливые разнотравно-ковыльные (а в
днищах долин и балок - и ковыльные) степи на южных черноземах, однако на междуречьях
они большей частью преобразованы в агроландшафты.
Земледельческое освоение территории особенно быстро развивалось в течение прош¬
лого века. К началу 60-х гг. XIX века в Области Войска Донского под пашней было более
71

Рис. 1. Местоположение и схема строения бассейна Берестовой балки
1 - тальвеги эрозионных форм; 2 - вторичный врез; 3 - бровка балки (За - отчетливо выраженная, 36 -
условная); 4 - молодые активно растущие овраги; 5 - искусственные плотины (преимущественно прор¬
ванные); 6 - линии поперечных профилей на рис. 3,5 (цифры - расстояние от устья); 7 - днище балки; 8 -
пашня; 9 - задернованные участки и крутые эрозионные склоны, лишенные растительности
четверти всей территории [14], в то время как в 1796 г. - почти в три раза меньше [15]. В
приустьевой части Берестовой балки на правом берегу р. Полной уже в 1860-х гг. су¬
ществовало крупное крестьянское поселение - Мальчевская (Полнинская) слобода [16],
насчитывавшая в 1867 г. 583 жителя [14]. Стимулом для развития земледелия послужило
проведение в 1860-70-х гг. железной дороги Воронеж - Ростов. Косвенным свидетельством
интенсивного развития земледелия на севере Ростовской губернии уже в начале нынешнего
столетия является строительство в Миллерове маслобойного (1908 г.) и чугуно-плавильного
(1909 г.) заводов. Время начала земледельческого освоения территории бассейна Берес¬
товой балки по указанным косвенным данным можно оценить, таким образом, в 100-
200 лет.
В настоящее время более половины бассейна распахивается (рис. 1). Оставшаяся часть -
вершинная котловина бассейна, а также салоны и днище балки с притоками, используются
под пастбища. В зонах перевыпаса на крутых склонах возникают локальные участки ин¬
тенсивного плоскостного и ручейкового смыва, формирующие свежие делювиальные
шлейфы у основания склона и в тыловой части днища балки.
72

Морфология балки
Общая протяженность балки - 8,3 км, общее падение - 73 м. Постоянный водоток в
настоящее время отсутствует. В верховьях балки морфологически выражены два "яруса"
рельефа. По выполаживанию придолинных склонов читается первичная ложбина с очень
нечеткими, местами отсутствующими бровками, и пологовогнутым днищем. В 700 м от
истока (7,6 км от устья) начинается современный вторичный врез (рис. 2). Вниз по течению
он углубляется и расширяется, а остатки днища и пологих склонов первичной ложбины
сохраняются в виде наклонных террасовидных поверхностей с нечеткими тыловыми швами,
плавно переходящих в придолинные склоны. Превышение бровок вреза над тальвегом, в
среднем составляющее 1,5-2,0 м (максимально - 2,9 м в 7,0 км от устья), определяется как
собственно величиной этого вреза, так и его расположением относительно оси первичной
ложбины.	\
3,0 м.
2,0
1.0
0.0
8.0	7,0	6,0	5,0	4,0	3,0	2,0	1,0
, км. от устья
Рис. 2. Изменение глубины вторичного вреза (1) и мощности перекрывающих днище слоистых наносов (2) по
длине балки
В 6,7 км от устья, где балка имеет слева равновеликий отвершек, начинается среднее
течение. Здесь морфологически четко оформляется днище балки шириной 50-60 м, в
центральной части - субгоризонтальное, в тыловых частях - пологовогнутое за счет
наложения склоновых делювиально-пролювиальных шлейфов. Глубина вторичного вреза
вниз по течению заметно уменьшается, и в 6,5 км от устья он практически исчезает. На
участке 5,6-6,0 км днище занято телом заиления ныне спущенного в результате прорыва
дамбы искусственного водоема, мощность отложений которого в приплотинной части
достигает 1,5 м (в тальвеге погребенного днища балки).
Непосредственно в створе плотины наблюдается ступенчатый вершинный уступ главного
вторичного вреза с общим перепадом высот до 3 м. Этот врез тянется вниз до приустьевой
части балки. Максимальной глубины (2,5-3,0 м) он достигает на участке 4,0-
4,6	км. Блуждая от одного края днища к другому, врез образует излучины с лестницей
террас врезания и вскрывает разрез балочных отложений. На всем своем протяжении
основной врез продолжает активно развиваться путем образования и перемещения много¬
численных мелких врезов с вершинными уступами высотой до 0,5 м. Активизированные в
процессе их роста наносы частично переоткладываются ниже по течению до прохождения
следующего вреза. Поскольку в процессе врезания происходит не только глубинная, но и
боковая эрозия - размыв вогнутых берегов врезанных излучин, следы последовательного
прохождения мелких донных врезов фиксируются в виде локальных накоплений наносов,
слагающих локальные террасы врезания на выпуклых берегах меандров.
Ниже 3,2 км дно балки раструбообразно расширяется до 200-250 м (включая склоновые
шлейфы в тыловых частях), глубина вторичного вреза начинает заметно убывать. Участок
0-3,2 км относится к нижнему течению балки. Как в среднем, так и в нижнем течении
днище балки часто имеет отчетливый ложбинно-островной мезорельеф - сеть пологих
ложбин шириной до 10-15 м, разделяющихся возвышенными (до 0,5-0,7 м) каплевидными в
плане участками - островными ядрами.	'
Таким образом, в морфологии балочного днища зафиксирован этап выполнения балки
(плоская и пологовогнутая поверхность днища, в тыловых частях перекрытая склоновыми
шлейфами) и последующее вторичное врезание (каньонообразный меандрирующий врез).
73

Более детально последовательность и хронология геоморфологических событий устанавли¬
ваются при изучении геологического строения осадков, выполняющих балку, которое было
выполнено по более чем 50 естественным обнажениям и разрезам.
Литолого-стратиграфическая характеристика балочных осадков
Наиболее древними осадками в толще выполнения балки являются бурые и палево¬
бурые преимущественно средние и тяжелые суглинки, сходные с упомянутыми выше
покровными образованиями, перекрывающими междуречья. От последних они отличаются
наличием фрагментарной неясно выраженной грубослоистой и линзоватой текстуры, более
высокой опесчаненностью, наличием включений гравия, иногда упорядоченных в виде
небольших линз, что в комплексе указывает на перемещение материала преимущественно
вязко-текучей консистенции (оползни-сплывы, солифлюкция) и в меньшей степени на
делювиальный механизм накопления. На локальный источник и динамически спокойные
условия перемещения этих осадков указывает выявленное в них спорово-пыльцевым ана¬
лизом наличие многочисленных спикул губок, характерных для коренных эоценовых глин
[10] и легко разрушающихся при транзите (в перекрывающих балочных осадках они
полностью отсутствуют). Мощность бурых суглинков по линии палеотальвега долины
достигает 2-3 м. При несовпадении современного вреза с доголоценовым, а также в
верховьях балки в тальвеге вскрываются подстилающие коренные породы. В кровле бурых
суглинков местами отмечается слабая пятнистая гумусированность.
Подобного рода балочные заполнения типичны для центральных и восточных частей
Русской равнины. Обычно их трактуют как делювиально-солифлюкционные осадки послед¬
него, а при наличии внутри них горизонтов погребенных почв - и более древних пери-
гляциалов [2, 4 и др.]. Хроностратиграфическое положение бурых суглинков Берестовой
балки устанавливается на основании изучения 4-метрового разреза пологого (5-6°) правого
коренного склона в 5,0 км от устья, подрезанного вторичным врезом (рис. ЗА - разрез 4-3).
В нем вскрывается двучленная толща - бурые средние суглинки мощностью 2,5 м, сильно
опесчаненные, с включениями гравия, перекрывают коренные карбонатные глины светло¬
серых тонов с оливковым оттенком (видимо, за счет присутствия глауконита). Обе пачки
переработаны почвообразованием. Современная почва на бурых суглинках имеет мощный
гумусовый и переходный гумусово-иллювиальный горизонты (в интервалах глубин соот¬
ветственно 0-70 и 70-150 см). Всю нижнюю часть пачки занимает горизонт В с тонкой сетью
карбонатных прожилок. Подошва пачки четкая, со следами размыва. Верхние 20 см пач^и
оливковых глин (интервал 250-270 см) гумусированы (отчетливый темно-серый оттенок,
постепенно исчезающий вниз). В кровле пачки имеются трещины шириной до 3-
5 и глубиной до 10-15 см, по которым проникает материал из вышележащего горизонта
(трещины усыхания?). В интервале 270-340 см - сильно карбонатный горизонт В, в котором
помимо прожилок мицелия имеются крупные карбонатные скопления по многочисленным
вертикальным трещинам, свидетельствующие о выпотном режиме формирования данной
почвы. Ниже до основания разреза (420 см) вскрываются не измененные почвообразованием
оливково-серые глины.
По морфологическим признакам погребенная почва близка к слаборазвитым дерново¬
карбонатным и каштановидным разностям начальной стадии развития Современных черно¬
земов в позднеледниковье - раннем голоцене [17]. Такой тип почвообразования объясним
исходя из климатических реконструкций по палеоботаническим данным, которые свидете¬
льствуют о значительно более аридных (в сравнении с современными) условиях поздне-
ледниковья в Приазовье [18] и на востоке Украины [19]. Радиоуглеродный возраст гуми-
новой фракции гумуса погребенной почвы (интервал 250-270 см) составил 9520 ± 200 лет
(ИГАН-1739). Вероятность омоложения после захоронения невелика, так как современное
гумусонакопление заканчивается в метре выше погребенной почвы. Указанную дату можно
трактовать как нижний временной рубеж ("не ранее") времени погребения почвы. Таким
образом, накопление бурых суглинков в данном разрезе произошло не ранее первой по¬
ловины бореального периода голоцена. Это подтверждается составом спорово-пыльцевых
спектров, по которому бурые суглинки отнесены к той же палинозоне, что и пере¬
крывающие их балочные осадки конца бореала (см. ниже). Бурые суглинки, перекры¬
вающие склоны и выполняющие днище балки, являются единым стратиграфическим гори¬
зонтом, что видно из многочисленных обнажений, где прослеживаются их непосредствен¬
ные взаимные переходы. Основным источником материала являются, очевидно, близкие по
облику более древние покровные образования междуречных поверхностей.
74

м, абс.
Рис. 3. Геологическое строение днища балки в 5,0 (А), 4,4 (Б) и 1,4 (В) км от устья
Морские породы: 1 - меловидные известняки; 2 - известковистые глины. Балочный аллювий и склоново¬
пролювиальные осадки: 3 - суглинки тяжелые и средние; 4 - суглинки легкие, преимущественно опесчанен-
ные; 5 - супеси; 6 - песок; 7 - гравий и щебень; 8 - слоистые песчано-суглинистые пачки. Прочие обозначе¬
ния: 9- гумусовые горизонты современных и погребенных почв; 10 - геологические разрезы; 11 - места
отбора радиоуглеродных образцов; 12- возрастные индексы
Примечание: профили А и Б построены путем документирования бортов вторичного вреза, поперек пере¬
секающего днище, профиль В - по искусственным разрезам
В днище балки бурые суглинки перекрываются гумусированными балочными отложе¬
ниями мощностью до 3,5 м. Приведем описание их типичного разреза, вскрытого в левом
борту вторичного вреза в 4,4 км от устья (рис. ЗБ):
Разрез 21. Левый борт вторичного вреза в 4,4 км от устья балки.
1)	0-25 см - суглинок легкий к среднему, темно-серый (гумусовый горизонт современной почвы - до глубины
15-20 см) с желтовато-белесоватым оттенком, сильно опесчаненый, с единичными включениями желто¬
75

вато-бурого суглинка размером до 0,5 см, с многочисленными тонкими прослоями отмытого светло-серого
алеврита, хорошо оструктурен (мелко-ореховато-комковатый). Переход четкий, по исчезновению слоис¬
тости.
2)	25-197 см - суглинок средний к легкому, темно-серый, почти черный с легкой белесоватостью от обилия
серого кварцевого песка, на срезе бурый глянец, оструктуренный (разно-ореховато-комковатый), неодно¬
родный по плотности, разбит вертикальными трещинами. Вниз все более уплотняется, появляются
включения гравия песчаника. С глубины 100-110 см осветляется до светло-серого, появляется бурый
оттенок. В интервале 80-170 см рассеяны мелкие (до 2-3 мм) угольки. Переход четкий, постепенный, по
цвету.
3)	197-225 см - суглинок средний, серый с бурым оттенком, очень плотный, сильно опесчаненый, с белесой
алевритистой присыпкой и редкими желтовато-бурыми пятнами, редкими включениями гравия песчаника
и кварца, с плохо различимыми линзами алеврита и супеси. Разделяется на уплощенно-ореховатые от¬
дельности размеров 3-4 см. Переход постепенный по изменению окраски.
4)	225-245 см - суглинок легкий к среднему, плотный, неоднородно окрашенный - бурый с рыжевато¬
бурыми, темно-бурыми и белесоватыми пятнами, нечеткие прослои и линзы супеси. Нижние 5 см сильно
опесчанены, с многочисленными включениями ожелезненного рыжевато-бурого суглинка. Нижняя гра¬
ница субгоризонтальная, переход четкий.
5)	245-267 см - переслаивание прослоев гумусированного опесчаненного легкого суглинка и разнозернистого
песка, с включениями желтовато-бурого суглинка (до 8 мм), гравия и мелкой гальки песчаника (до 2 см).
В основании горизонта - 8-см линза желтовато-серого и светло-серого песка с включениями гуму¬
сированных окатышей. Граница горизонтальная, переход четкий.
6)	267-330 см - плотный, влажный, коричнево-бурый опесчаненный средний суглинок с включениями гальки
мела и рыжего песчаника, с заносами темно-серого материала по ходам землероев, с единичными вклк>
чениями оливковых глин. По всему слою включения пирогенного угля (до 1 см). Переход четкий, граница
волнистая.
7)	330-344 см - песок разнозернистый, желтовато-бурый, с суглинистым заполнителем, влажный. Переход
резкий.
8)	344-350 см (вид.) - суглинок тяжелый, желтовато-бурый, плотный, влажный, с черными гумусированными
заносами по ходам землероев.
Самый нижний горизонт в разрезе 21 стратиграфически относится к толще бурых суг¬
линков, перекрывающих борта долины. Слой 7 фиксирует этап перемыва, продолжавшийся
до накопления слоя 6. Осадки слоев 3-6 накопились, очевидно, в результате усиления
эрозии на 'бортах балки после пожара, причем отложение осадков верхних (3-5) слоев
сопровождалось частичным их перемывом (опесчаненность, линзы песка и гравия). Радио¬
углеродный возраст углей из интервала 280-320 см составил 8270 ± 175 лет (МГУ-145 8).
Слой 3 несет признаки почвообразования (гумусонакопление), что свидетельствует о нали¬
чии стратиграфического перерыва. Слой 2 фиксирует второй этап выполнения балки,
связанный с пирогенными явлениями. Радиоуглеродный возраст угольков в интегральной
пробе из интервала 80-170 см составил 7075 ± 150 лет (МГУ-1455).
Балочное выполнение представлено, таким образом, двумя пирогенными толщами. Ниж¬
няя из них отличается большим фациальным разнообразием - наличием осадков аллюви¬
ального облика в кровле и в подошве, а также очень плотным, слитым сложением, что
свидетельствует о гидроморфных условиях накопления. Контакт с бурыми суглинками
везде четкий, иногда подчеркивается базальными линзами песка и гравия или горизонтом
относительно хорошо промытого песка, как в разрезе 21. Следы перемыва между двумя
пирогенными толщами присутствуют не повсеместно. В некоторых случаях в основании
верхней толщи в качестве своего рода базальной пачки присутствуют мелкие линзы гравия.
В большинстве разрезов благодаря проработке почвенными процессами обе толщи разде¬
ляются по цвету. Обращает внимание большая мощность гумусового профиля, особенно в
верхней толще, где он достигает 80-100 см и более. Поскольку почва хорошо дифферен¬
цирована, это говорит не столько об аккумулятивном режиме почвообразования, сколько о
длительном времени ее формирования.
Нижнеатлантические пирогенные осадки генетически связаны со склоново-пролювиаль¬
ными шлейфами, перекрывающими тыловые части днища. В целом ряде разрезов
прослежено их взаимное фациальное замещение. Часто отмечается слоистость, выпола-
живающаяся от тыловых к центральным частям днища, в целом конформно дневной по¬
верхности. Кроме того, повсеместно прослеживается непрерывный переход почвы с днища
балки на тыловые шлейфы и далее на поверхность склона. Указанные признаки говорят об
одновременном накоплении осадков как в центральной части днища, так и в тыловых
76

шлейфах. Материал, поступавший с бортов балки и из отвершков, частично вовлекался в
транзит, частично формировал аккумулятивные тела у подножия склонов. Исключение
составляют отдельные участки вдоль крутого правого борта в среднем течении, где име¬
ются небольшие свежие пролювиально-осыпные шлейфы, перекрывающие поверхность
днища и погребающие балочную почву. Большинство таких шлейфов формируется в местах
перевыпаса скота на склонах балки.
Слой 1 в разрезе 21 - результат перемыва верхней пирогенной толщи, происходившего
при заложении вторичного вреза. Благодаря характерной слоистой текстуре эти осадки
легко идентифицируются по всей длине балки. Они перекрывают наиболее пониженные
части пологовогнутого днища и выклиниваются к бортам (рис. 3). Их мощность изменяется
от 5—10 до 100-130 см; на участке 5,6-6,0 км, выше прорванной дамбы, они перекрываются
прудовыми сапропелями; на отдельных участках долины (выше 6,6 км; 2,8-3,9 км) слоистые
наносы на поверхности днища отсутствуют (рис. 2). Исходная текстура балочных осадков,
особенно в черноземной зоне, быстро разрушается за счет биотурбации, и ее хорошая
сохранность в данном случае говорит об относительной молодости осадков. На Средне¬
русской возвышенности аналогичные отложения имеют позднеголоценовый возраст и
увязываются с земледельческим освоением балочных водосборов [1, 20 и др.]. Радио¬
углеродный возраст гуминовой фракции гумуса почвы, погребенной под слоистыми на¬
носами (110-140 см от поверхности днища) в 5,0 км от устья (рис. ЗА), составляет 1520 ± 40
лет (ИГАН-1710). Для верхних горизонтов современных почв, достигших квазиравновесного
состояния, радиоуглеродный возраст гумуса достаточно постоянен и в большинстве случаев
укладывается в интервал 1-2 тыс. лет [17]. Таким образом, возраст погребающих почву
слоистых осадков не превышает, очевидно, нескольких столетий. Свидетельством тому яв¬
ляется также небольшая мощность гумусового горизонта сформированной на них совре¬
менной почвы, которая на разных участках долины составляет до 15-20 см. На начальных
стадиях формирования почвы скорость нарастания гумусового профиля особенно велика, а
со временем экспоненциально замедляется. По данным Ф.Н. Лисецкого [21], для южных
черноземов мощность гумусового горизонта (Нг, мм) связана с возрастом почвы (t, годы)
эмпирической зависимостью Нг = 850 (1 - 0,905бГ°’()0()241), исходя из которой для образования
20-см гумусового профиля требуется 700 лет. Согласно И.В. Иванову [22], на начальных
стадиях развития чернозема на суглинистом субстрате скорость прироста гумусового
профиля составляет 5-10 см/100 лет, т.е. 20-см гумусовый горизонт может сформироваться
за 200-400 лет. Близкие значения (200-500 лет) получены Л.А. Моряковой [23] по хро¬
норядам черноземов на овражных склонах. Учитывая подчиненную позицию (днище балки)
и сильную опесчаненность материнского субстрата, затрудняющую фиксацию органичес¬
кого вещества, даже и эта оценка может быть завышенной. Вторичный врез в днище балки,
таким образом, имеет возраст, заведомо не превышающий 400-500 лет.
Аналогичные слоистые осадки слагают ступени эрозионных террас внутри вторичного
вреза, включая само днище вреза. Здесь они имеют наклонную кровлю и подошву и зна¬
чительную мощность (60-90 см) благодаря заполнению эворзионных котлов, формирую¬
щихся у вершин мелких вторичных врезов. Подошва террасовых осадков фиксирует, таким
образом, разновременное положение дна эворзионных котлов, а не одномоментное поло¬
жение тальвега балки. На террасах высотой 1-2 м сформирована зачаточная почва с
мощностью гумусового профиля не более 10-15 см. Поверхность днища вреза не фикси¬
рована почвой, что говорит о продолжающемся переотложении осадков.
Палинологическая характеристика балочных осадков
На рис. 4 представлена спорово-пыльцевая диаграмма по разрезу 21 (рис. ЗБ). Проанали¬
зированы также осадки близлежащей локалной террасы высотой 1,7 м над тальвегом вреза,
палиноспектры которых оказались очень близки к таковым в слое 1. Соотношение пыльцы
и спор трех основных групп растений меняется по разрезу весьма незначительно, преобла¬
дает пыльца травянисто-кустарничковой группы. Тем не менее, в древесно-кустарниковой
группе наблюдаются существенные изменения соотношений отдельных компонентов,
позволяющие выделить в пределах разреза три палинозоны:* зона I - слой 1 (слоистые
наносы, коррелятные этапу заложения вторичного вреза и по почвенным данным имеющие
возраст не более 400-500 лет, а также осадки локальной террасы врезания), зона II - слой 2
(нижнеатлантическая пирогенная толща), зона III - слои 3-8 (бореальные коричневые
суглинки и перекрывающая их нижняя пирогенная толща конца бореала).
77

Для зоны III характерно наибольшее разнообразие палинодендрофлоры. Здесь наблю¬
дается высокое содержание пыльцы сосны обыкновенной и березы, именно к этой зоне
приурочены находки пыльцы ели (1-9%). В осадках слоев 5,6 и 7 определена пыльца
широколиственных видов и облепихи, которая в современной флоре региона отсутствует.
Осадки слоя 8 отличаются максимальной по разрезу долей пыльцы ели и березы. Граница
зон III и II хорошо выражена по резкому снижению доли пыльцы сосны и обогащению проб
пыльцой боярышника с 4 до 64% (рис. 4). В зоне II пропадает пыльца широколиственных
пород и ели. Зона I выделяется существенным увеличением доли сосны обыкновенной (88%)
и уменьшением участия боярышника.
В травянисто-кустарничковой группе преобладает пыльца сложноцветных, в небольших
количествах встречается пыльца злаков, гвоздичных, эфедры. В осадках слоя 8 (зона III)
отмечены элементы, характерные для лугово-разнотравных группировок (Polygonum
viviparum, Sanguisorba, Onagraceae, Bidens). В целом для всего разреза характерна пыльца
лугово-степнрго (Pulsatilla, Allium, Scabiosa, Plantago, Umbelliferae) и степного разнотравья
(Plumbaginaceae, Convolvulus, Ephedra, Echinops, Eurotia ceratoides, Kochia, Chenopodium).
Определена пыльца широко распространенных семейств (Caryophyllaceae, Cruciferae, Labiatae,
Leguminosae), родов (Polygonum sect. Avicularia, Centaurea, Cirsium) и видов (Xantium strumarium,
Fagopirum tataricum). Разнообразие таксонов травянистой группы можно принимать как
свидетельство широкого развития зональных луговых богато-разнотравных степей.
Количество спор в нижней половине разреза составляет 5-10%, выше - снижается. Для
всего разреза характерны споры папоротников и зеленых мхов, но особенно велика их доля
в пределах зоны III. Отмечены единично споры сфагновых мхов, гроздовника, плауна
булавовидного (Lycopodium clavatum), ужовника (Ophioglossum vulgatum), орляка (Pteridium
aquilinum). Три последних вида, наиболее широко встречающиеся в зоне III, - типичные
представители лугово-лесных сообществ.
На основании полученных палинологических характеристик для периода накопления
слоев 3-8 (конец бореала) реконструируются лесостепные ландшафты в более влажных,
чем современные, климатических условиях. Несмотря на высокое содержание пыльцы
сосны в пробах, ее большая летучесть не позволяет уверенно говорить о значительной роли
сосны непосредственно в составе флоры изучаемого бассейна, хотя в это время крупные
массивы сосняков, по-видимому, занимали песчаные террасы Северского Донца и нижнего
Дона [24]. О наличии лесных ценозов (видимо, байрачных) в данном случае говорят
присутствие лесных видов папоротникообразных, которые не переносятся воздушным
путем за пределы зонального ареала, наличие пыльцы темнохвойных и широколиственных
пород. Значительное участие в дендрофлоре неморальных компонентов отмечается в
бореальное время для всего бассейна Дона [25] и для Приазовья [18]. Пойменные
широколиственные леса были характерны в это время для нижнего Дона [24]. Ель распрост¬
ранялась вплоть до среднего течения Дона в первой половине пребореала [25]. Наличие ее
пыльцы в осадках Берёстовой балки может говорить о том, что в качестве рефугиумов она
использовала балки и речные долины вплоть до конца бореала, хотя не исключено и
переотложение пыльцы.
Общий характер травянистого комплекса (разнотравно-лугово-степной) сохраняется и в
начале атлантического периода (слой 2), но заметное увеличение доли пыльцы, которая
отражает, как правило, локальные условия (боярышник, смородина), говорит о деградации
лесных группировок, связанной, по-видимому, с ухудшением условий увлажнения. Отло¬
жения слоя 1 и локальной террасы врезания накапливались в более влажных климатических
условиях, близких к современным.
В силу специфики данного типа осадконакопления, спорово-пыльцевые спектры балоч¬
ных отложений характеризуют в большей степени местную (в пределах бассейна) и ло¬
кальную растительность, достаточно динамично реагирующую на изменения условий среды.
С учетом этого, относительное постоянство палинологических характеристик внутри
каждой из пирогенных толщ/говорит о непродолжительности (вероятно, в пределах не¬
скольких десятилетий) времени их накопления. Резкое изменение спектров на границах па-
линозон подтверждает наличие здесь стратиграфических перерывов достаточной длитель¬
ности для формирования выявленных в разрезе погребенных почв.
79

История развития Берестовой балки в голоцене
Изложенный материал позволяет восстановить основные этапы голоценовой истории
балки. На рис. 3 приведены эрозиограммы по трем детально изученным створам в среднем
и нижнем течении.
Не ранее 9,5-8,3 тыс.л.н,. По-видимому, в первой половине бореала в результате интен¬
сивного проявления оплывных и делювиально-солифлюкционных процессов балка в сред¬
нем и нижнем течении выполняется толщей бурых суглинков. Этому, очевидно, предшест¬
вовало продолжительное врезание, поскольку более древних осадков в днище балки не
обнаружено. В период накопления бурых суглинков ведущая роль принадлежала, по-
видимому, площадному склоновому сносу с бортов при подчиненной роли линейной эрозии.
Этот вывод следует из анализа текстуры и формы геологических тел в обнажениях, и его
достоверность, конечно, снижается всегда остающейся неполнотой геологической инфор¬
мации. О причинах столь интенсивного проявления склоновых процессов при хорошо раз¬
витом растительном покрове в этот период нельзя говорить с полной уверенностью. По-
видимому, они связаны с влажными (по палинологическим данным) климатическими усло¬
виями бореального времени, что в сочетании с широким развитием на территории бассейна
глинистых коренных пород располагает к дестабилизации склонов. В тальвеге балки
одновременно происходил перемыв склоновых осадков с образованием тел относительно
хорошо промытого песка, что свидетельствует о наличии в балке постоянного водотока.
8,3-7,1 тыс.л.н. конце бореальнбго (8,3 тыс.л.н. по 14С) и начале атлантического
времени (7,1 тыс.л.н. по 14С) в бассейне балки происходило выгорание растительности,
сопровождавшееся усилением эрозионных и склоновых процессов. В результате балка была
заполнена 2-3-м толщей осадков, кровля которых формирует ее современное днище.
Поступавшие со склонов и из малых эрозионных форм осадки частично вовлекались в
транзит, а частично накапливались в тыловых частях днища. Наличие морфологически
выраженных пролювиальных конусов свидетельствует о значительной, если не ведущей,
роли линейной эрозии на бортах и прибавочных водораздельных склонах в поступлении
наносов в балку. Развитие плоскостного смыва было редуцировано, очевидно, по причине
быстрого восстановления надземной фитомассы, которая после степного пожара достигает
исходных значений уже через два года [26].
Накопление каждой пирогенной толщи происходило в течение очень непродолжитель¬
ного времени - периода развития небольшой овражной формы, т.е. нескольких десятиле¬
тий, а возможно, и быстрее. В течение более чем тысячелетнего промежутка времени
между двумя аккумулятивными событиями днище балки было относительно устойчивым,
благодаря чему в нем сформировалась балочная почва, ныне погребенная. Происходил не¬
который перемыв как в процессе, так и после накопления верхнебореальной толщи (ве¬
роятно, при наличии меженного стока), однако морфологически выраженных врезов в её
кровлю в естественных обнажениях не зафиксировано. В начале атлантического времени
произошло иссушение климата, и нижнеатлантическая пирогенная толща накапливалась в
условиях меньшего обводнения днища балки; постоянный водоток уже отсутствовал.
7,1-0,5 тыс.л.н. После раннеатлантической аккумуляции до второй половины субатлан¬
тического времени в балке сохранялось стабильное пологовогнутое днище. Большинство
обследованных конусов выноса и шлейфов, как и центральные части днища, фиксируются
мощной почвой. В среднем и нижнем течении на высоком и крутом правом борту балки,
сложенном эоценовыми песками, отмечались проявления делювиально-осыпных процессов,
а также выбросы песка из расчленяющих этот склон оврагов. Однако объемы материала,
поступившего за это время в тыловые части днища, несоизмеримо малы по сравнению с
аккумуляцией бореально-атлантического рубежа.
0,5 тыс.л.н, - наст.ер. Формирование и развитие вторичного вреза в днище баАки. В
Рис. 5. Трансформация продольного профиля Берестовой балки и соотношение эрозионно-аккумулятивных
процессов с конца бореального периода голоцена
А - продольные профили тальвега балки: 1 - в конце бореала (8,3 тыс. л.), 2 - в начале атлантика
(7,1 тыс. л.), 3 - современное днище, 4 - тальвег вторичного вреза; 5 - толща верхнебореально -
нижнеатлантического заполнения; 6 - положение поперечных профилей (цифры - расстояние от устья), Б -
поперечные профили через днище балки (цифры - расстояние от устья). В - объем аккумулятивного запол¬
нения (А 1 - осадки конца бореала - начала атлантика. А2 - слоистые наносы, переотложенные при акти¬
визации донной эрозии) и вторичного вреза (Э) на единицу площади днища
81

конце субатлантического времени потоки талых и ливневых вод распластывались по днищу
балки. Местами они разбивались на несколько рукавов, благодаря чему на отдельных
участках поверхность днища имеет отчетливый ложбинно-островной рельеф. Не ранее 400-
500 л.н. произошло сосредоточение стока в одном, изначально извилистом рукаве. Кон¬
центрация потока создала условия для формирования вторичных врезов. В процессе
врезания на выпуклых берегах излучин образовались серии локальных террас. Врезание
продолжается и по сей день за счет последовательного прохождения мелких врезов.
В самом начале врезания продукты размыва переоткладывались ниже по течению на еще
не затронутом эрозией днище. В местах заложения врезов поверхность днища быстро
превратилась в террасу, на которую наносы не поступали. Из распределения мощности
слоистых наносов по длине днища балки (рис. 2) следует, что первоначально возникло две
волны регрессивной эрозии. Формирование нижнего вреза началось примерно в 2,8 км от
устья, что подтверждается расщеплением здесь уровней локальных террас врезания (рис.
5Б). Ниже по течению поверхность днища перекрыта более чем метровой толщей слоистых
наносов (рис. ЗВ). Верхний врез заложился в 6,6-6,7 км от устья, в районе слияния двух
вершинных отвершков. Продукты размыва аккумулировались на поверхности днища ниже
по течению вплоть до 4,0 км (рис. 2, ЗА, Б) до тех пор, пока сюда не дошла нижняя волна
эрозии.
Переотложение продуктов размыва из вершин врезов ниже по течению приводит к тому,
что тальвег перекрыт слоистыми наносами мощностью 60-90 см. Аналогичную мощность
имеет аллювий локальных террас. На участке максимального врезания на поперечниках
имеется 2-3 локальные террасы, что свидетельствует о прохождении 2-3 глубоких (1-1,5 м)
врезов, причем наиболее мощным был первый врез, так как подошва аллювия самых вы¬
соких террас находится в 1,5-2 м ниже бровки дна балки (рис. ЗА, Б; рис. 5Б). При про¬
хождении мелких (30-50 см) врезов уступ между разновозрастными, участками днища не
формируется, но его поверхность приобретает пологонаклонный характер.
Трансформация продольного профиля
и соотношение эрозионных и аккумулятивных процессов в голоцене
Точная планово-высотная привязка разрезов позволяет реконструировать продольный
профиль тальвега балки по подошве верхнебореальных и кровле нижнеатлантических
осадков. Сравнение этих профилей (рис. 5А) показывает, что максимальная аккумуляция
(более 3 м) произошла в среднем течении в 4,0-4,5 км от устья. Результатом явилось умень¬
шение стрелы прогиба продольного профиля. Вверх и вниз по течению мощность аккуму¬
ляции убывает до 1,5-2 м. Профиль современного днища балки на отдельных участках
находится выше раннеатлантического уровня за счет аккумуляции на нем наносов, пере-
откладывавшихся при зарождении вторичных врезов. Волны вторичного врезания закла¬
дывались на участках перегиба профиля раннеатлантического днища балки. Нижний такой
перегиб (2,5-3,5 км) представляет своего рода фронтальную часть раннеатлантической
волны аккумуляции, верхний связан с закономерным уменьшением уклона при слиянии
равновеликих отвершков балки.
Современный тальвег вторичного вреза имеет в целом ббльшую стрелу прогиба, по
сравнению с раннеатлантическим, однако он еще не достиг отметок, предшествовавших
позднебореальной аккумуляции (за исключением отдельных участков в верхнем течении). В
продольном профиле читаются разнопорядковые волны регрессивной эрозии и связанной с
ними аккумуляции ниже по течению. Вогнуто-выпуклая форма профиля свидетельствует о
преимущественной Аккумуляции наносов на участке ниже 2,5 км от устья. Максимальное
врезание произошло в среднем течении. Эрозионные волны II порядка - крутые пере¬
пады профиля, образованы серией из нескольких врезов - в 4,7 км, 5,6 км, 6,7 км,
7,6	км от устья. Трем верхним соответствуют аккумулятивные ступени в 0,5-0,7 км ниже по
течению. III порядок неровностей профиля образуют многочисленные мелкие эрозионные
уступы с обратными уклонами в эворзионньДх котлах, глубина которых достигает 45-50 см и
более. С заполнением последних связана повышенная мощность наносов на эрозионных
террасах в днище вреза. Описанная иерархия имеет не только пространственный, но и
временной характер: вогнуто-выпуклая форма тальвега общего вреза является результатом
его развития с момента зарождения, а характерное время существования мелких врезов -
годы и первые десятилетия.
Имеющаяся геологическая и топографическая информация позволяет оценить соот¬
ношение объемов эрозии и аккумуляции с конца бореального времени. С этой целью по
82 '

7 участкам подсчитаны объемы вторичного вреза (Э) и не затронутой врезанием толщи
выполнения с разделением на верхнебореально-нижнеатлантические осадки (А1) и наносы,
переотложенные в процессе формирования вреза (А2). Абсолютные значения А1 и А2 рас¬
тут вниз по течению, в то время как удельные (на единицу площади) образуют максимум в
среднем течении в соответствии с рассмотренными выше закономерностями трансфор¬
мации продольного профиля (рис. 5В). В целом для участка 1,4-6,0 км объем акку-.
мулятивного заполнения составляет 1350 тыс. м3, из которых 91% (1225 тыс. м3) приходится
на А1 и 9% (125 тыс. м3) - на А2. Объем вторичного вреза составляет 210 тыс. м3, или 15,5%
от объема аккумулятивной толщи.
Основные выводы и дискуссионные вопросы
В геологическом строении и морфологии Берестовой балки зафиксировано три этапа
(эпизода) аккумуляции. В добореальное время в балке, по-видимому, преобладали процессы
эрозии. Это подтверждает выводы других исследователей о том, что наиболее благо¬
приятные условия для углубления балок складываются в самом конце ледниковых - начале
межледниковых эпох [2, 27]. В бореале, предположительно, в его первой половине,
произошло выполнение балки склоновыми осадками. Хорошо исследованы причины усиле¬
ния и механизм склонового сноса в условиях перигляциального климата [4 и др.]. По па¬
линологическим данным, климат бореального времени на Русской равнине не отличался
кардинальным образом от современного [25, 28 и др.]. Поэтому не ясно, отражает ли
выявленная дестабилизация склонов локальную специфику водосбора или имеет все же
более общие климатические причины и региональное распространение. Судить об этом
пока затруднительно в силу слабой стратиграфической изученности склоновых образо¬
ваний, по крайней мере в центральных и южных областях Русской равнины.
В конце бореального и начале атлантического времени (соответственно 8,3 и 7,1 тыс.
14С-лет назад) балка заполнилась продуктами пирогенной эрозии. Кратковременность
обоих событий, наряду с их значительным морфолитогенетическим эффектом, показывает,
что условия для интенсивного проявления эрозионно-аккумулятивных процессов, вопреки
широко распространенному мнению [29, 30 и др.], могут складываться не только в
современных антропогенно нарушенных ландшафтах, но и под действием естественных
причин. Выполнение балок в результате пожаров в раннеатлантическое время выявлено
также на севере Среднерусской возвышенности [31]. В дополнительной проработке нуж¬
дается вопрос о возможности проведения региональных корреляций подобных эпизодов и
придания им климато-стратиграфического значения или признания случайной природы этих
явлений.
С начала атлантического времени днище Берестовой балки в течение не менее 6,5 тыс.л.
было стабильным, несмотря на существенные изменения климата, особенно на атлантико-
суббореальном рубеже, когда в течение короткого времени в бассейне Дона происходили
наиболее контрастные за весь голоцен климатические колебания [25]. Конец субатлантики,
по существующим представлениям, не отличается экстремальными условиями, однако
именно в это время (не ранее, а скорее всего и позднее 400-500 л.н.) в балке начинается
донное врезание. О возможных антропогенных причинах нарушения стабильного состояния
балки можно судить лишь косвенно. Уже в XIV в. на Нижнем Дону появилось русское
население, занимавшееся охотой, рыболовством, разведением лошадей, а с XVIII в. - и
овцеводством. Как указано в начале статьи, имеются основания предполагать, что уже с
середины прошлого столетия в бассейне Берестовой балки могло начаться земледельческое
освоение. Таким образом, антропогенное воздействие по крайней мере не изменило хода
эрозионных процессов в балке, но велика вероятность того, что вторичный врез заложился
под влиянием хозяйственной активности - стравливания растительности в днище балки,
изменения гидрологического режима водосбора в результате перевыпаса или распашки. В
то же время, в верховьях всех отвершков балки в результате поступления продуктов эрозии
с пашни в настоящее время происходит аккумуляция наносов (в среднем 50-60 см за послед¬
ние 50 лет, по данным радиоцезиевого метода). Сельскохозяйственное освоение территории
бассейна привело, таким образом, к противоположным последствиям в разных звеньях
балочной системы.
В целом, за ббльшую часть голоцена морфолитогенетический эффект процессов аккуму¬
ляции значительно превышает результат эрозионных процессов: современный врез прак¬
тически нигде не достиг отметок раннебореального тальвега балки, а объем голоценовой
аккумулятивной толщи более чем в 6 раз превышает объем вторичного вреза.
83

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гайворон ТД. Стадии развития овражно-балочных форм и их связь с этапами земледельческого
освоения (на примере бассейна р. Сейм) // Геоморфология. 1985. № 4. С. 66-71.
2.	Хруцкий С.В. Проблемы формирования балок в связи с изменением климата плейстоцена // Геомор¬
фология. 1985. № 1. С. 17-21.
3.	Дедков А.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Приволжье. Изд-во Казан, ун-та.
1970. 255 с.
4.	Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Изд-во Казан, ун-та. 1986.
5.	Тимофеев ДА. Геоморфологические и палеогеографические аспекты проблемы эрозии почв//Геомор¬
фология. 1988. № 2. С. 14-28.
6.	Бутаков Г.П., Ермолаев О.П., Ковальчук И.П. и др. Формы проявления эрозионно-аккумулятивных
процессов на малых речных водосборах // Эрозионные и русловые процессы (материалы координацион¬
ных совещаний вузов 1986-1990 гг.). Луцк: 1991. С. 19—42.
7.	Голосов В.И., Иванова Н.Н., Литвин Л.Ф., Сидорчук А.Ю. Баланс наносов в речных бассейнах и
деградация рек Русской равнины // Геоморфология. 1992. № 4. С. 62-71.
8.	Панин А.В., Гельман Р.Н. Опыт применения GPS-технологии для построения крупномасштабных
цифровых моделей рельефа // Геодезия и картография. 1997. № 10. С. 22-27.
9.	Потапов И.И., Погребное Н.И. О тектоническом районировании территории Дона и Нижней Волги //
Геология и полезные ископаемые бассейна Дона и Нижнего Поволжья. Изд-во Ростовского ун-та, 1962.
10.	Шамрай ИА. Палеоген Восточного Донбасса и северного крыла Азово-Кубанской впадины. Изд-во Рос¬
товского ун-та, 1964. 236 с.
11.	Сафронов Н.И. Геоморфология Северного Кавказа и Нижнего Дона. Изд-во Ростовского ун-та, 1987.
12.	Спиридонов А.И. Геоморфология европейской части СССР. М.: Высшая ш£ола, 1978. 333 с.
13.	Атлас Ростовской области. М.: ГУГК, 1973. 32 с.
14.	Краснов Н.И. Военное обозрение Земли Войска Донского. Спб., 1870. 288 с.
15.	Яцунекий В.К. Изменения в размещении земледелия Европейской России с конца XVIII в. до первой ми¬
ровой войны // Вопросы истории сельского хозяйства, крестьянства и революционного движения в Рос¬
сии. М.: 1961. С. 113-148.
16.	Карта Земли Войска Донского, составленная при комиссии Высочайше утвержденной для размежевания
земель того войска, с планов землемерной съемки. 1865. 10 верст в английском дюйме. Литографирована
при военно-топографическом отделе Главного штаба. Место хранения - отдел картографии РГБ.
17.	Возраст и эволюция черноземов. М.: Наука, 1988. 144 с.
18.	Вронский В А. Палеогеография Азовского моря в голоцене (по палинологическим данным) // Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1988. № 2. С. 66-72.
19.	Борисова О.К. Климат позднего дриаса внетропической области Северного полушария // Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1990. № 3. С. 66-74.
20.	Серебрянная Т.А. Об интенсивности позднеголоценового склонового сноса на Среднерусской возвышен¬
ности //Геоморфология. 1976. № 1. С. 94-98.
21.	Каштанов А.Н., Лисецкий Ф.Н., Швебс Г.И. Основы ландшафтно-экологического земледелия. М.:
Колос, 1994. 127 с.
22.	Иванов И.В. Эволюция почв степной зоны в голоцене // М.: Наука, 1992. 144 с.
23.	Морякова Л А. Почвообразование на овражных склонах // Овражная эрозия, Изд-во МГУ, 1989.
24.	Кременецкий К.В. Палеоэкология древнейших земледельцев и скотоводов Русской равнины. М.: ИГАН
СССР, 1991. 193 с.
25.	Спиридонова Е.А. Эволюция растительного покрова бассейна Дона в верхнем плейстоцене - голоцене.
М.: Наука, 1991. 221 с. .
26.	Лисецкий Ф.Н. Оценка изменений условий гумусообразования в голоцене для степных экосистем При¬
черноморья // Экология. 1987. № 3. С. 15-22.
27.	Сычева С А. Эволюция балочной системы в климатическом ритме "оледенение - межледниковье - оле¬
денение" // Геоморфология. 1997. № 2. С. 100—111.
28.	Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977. 200 с.
29.	Бутаков Г.П., Дедков А.П., Мозжерин В.И. Системный анализ современных и древних экзогенных про¬
цессов рельефообразования // Моделирование окружающей среды. Л.: Изд-во ГО СССР. 1986. С. 81-87.
30.	Назаров Н.Н. Особенности современного толкования термина "овраг" // Геоморфология. 1997. № 4.
31.	Сычева С.А., Чичагова О А., Дайнеко Е.К. Древний этап эрозии почв Среднерусской возвышенности //
Геохронология четвертичного периода. М.: 1992. С. 34-40.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	13.01.98
84

GEOLOGIC-GEOMORPHOLOGIC STRUCTURE AND DEVELOPMENT OF BERESTOVAYA
RAVINE (ROSTOV REGION) DURING HOLOCENE
A.V. PANIN, | K.M. MALAYKVa|, V.N. GOLOSOV, N.N. IVANOVA, M.V. MARKELOV
Summary
The ravine was thoroughly investigated by means of geologic and topographic-geodetic methods. Three episodes of
filling of the ravine by slope deposits during Boreal and Early Atlantic periods of the Holocene were revealed. Two
latest were correlated with linear erosion animation as the result of fires. Active secondary bottom erosion occurs during
only few last centuries b.p. The longitudinal profile of the ravine was reconstructed, volumes of accumulated material
and eroded one were calculated. On this account the conclusion was made that accumulation in Holocene overbalanced
bottom erosion.
УДК 551.435.1
© 1998 г. C.B. ХРУЦКИЙ, О.П. СЕМЕНОВ, Э.В. КОСЦОВА
ФОРМЫ ПЕРВИЧНОЙ ГИДРОГРАФИЧЕСКОЙ СЕТИ,
ИХ ГЕНЕЗИС И ПРОБЛЕМЫ ТИПИЗАЦИИ1
Широко известны опыты типизации верхних звеньев эрозионной сети с учетом их
генезиса, предпринятые рядом исследователей в 50-е годы нашего столетия. А.С. Козменко
считал, что генезис древних форм эрозионного рельефа (ложбины, лощины, суходолы) и их
склонов связан с природными условиями плейстоцена, а именно с деятельностью талых
ледниковых вод, выработавших широкие балки и отложивших на их склонах мощные толщи
суглинков [1].
Г.В. Занин [2] выделял современные и древние формы рельефа, к последним он относил,
в частности, балки. Типичные балки с выпуклыми склонами могли сформироваться лишь в
перигляциальных условиях плейстоцена. От «их следует отличать формы рельефа, выра¬
ботанные водной эрозией после перигляциалов - с плоским дном, крутыми склонами и
резко выраженными бровками. Их Г.В. Занин предлагал называть логовинами или логами.
Важным этапом в изучении генезиса форм эрозионной сети явились исследования
солифдюкционных процессов на склонах и влияния их на * строение эрозионных форм
которые были проведены А.П. Дедковым в Казанско-Ульяновском Приволжье [3]. Такие же
исследования проводились и в других районах страны: Г.Ф. Грависом в Восточной Сибири
[4], Г.П. Бутаковым на востоке Русской равнины [5], сотрудниками проблемной Научно-
исследовательской лаборатории Воронежского госагроуниверситета в Центральном Черно¬
земье [6-8] и др.
На основании этих исследований были разработаны схемы типизации форм первичной
гидрографической сети.
Большой интерес представляет схема типизации верхних звеньев эрозионной сети,
разработанная А.П. Дедковым, Г.П. Бутаковым, Т.Н. Чернышовой [9]. В ней строение
форм, выработанных временными водотоками, тесно увязывается с различными периодами
истории рельефообразования в плейстоцене - голоцене. Выделяются следующие типы форм
рельефа, выработанные временными водотоками: 1) мульдообразные формы, унаследова¬
вшие основные особенности строения от калининского и более древних перигляциалов;
2) крутосклонные балки - поздневалдайский перигляциал; 3) плоскодонные балки и
логовины - ранний голоцен; 4) современные V-образные балки в днищах мульдообразных
балок и логовин; 5) первичные и вторичные овраги.
1 Статьей С.В. Хруцкого и др. завершается публикация цикла статей, написанных по материалам
совещания "Овражная эрозия: формы первичной гидрографической сети", проведенного Межвузовским
научно-координационным советом по проблемам Эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ
им.М.В. Ломоносова 5-6 февраля 1996 г. в г. Ульяновске, в Ульяновском государственном университете.
Остальные работы данного цикла см. ж. "Геоморфология" № 4 за 1997 г. (статьи М.В. Веретенниковой
и др., В.А. Брылева, Н.Н. Назарова), № 1 за 1998 г. (статьи Г.П. Бутакова и А.П. Дедкова,
Б.П. Любимова), № 2 за 1998 г. (статьи Е.Ф. Зориной и др., Л.Ф. Литвина), № 3 за 1998 г. (статьи
Б.В. Нуждина, И.А. Серебрянниковой).
85

Генетическая классификация верхних звеньев эрозионной сети
I
Типы
IA
Простейшие
формы
1Б
U
Лощинное звено
ИА
ЦБ
ПВ
ПГ
ПД
НЕ
III
Балочное звено
ИГА
ШБ
V
Суходольное звено
ШВ
ШГ
IVA
IVB
IVB
IVГ
Подтипы
Классы
Подклассы
Ложбины
Овраги и логовины (без
следов более древнего
рел ьефообразования)
1.	Ложбины без донных
форм рельефа
2.	Ложбины с
действующими донными
формами
3.	Ложбины с
задернованными формами
1.	Действующие овраги
2.	Задернованные овраги и
логовины
а)	в рыхлых
песчано-глинис¬
тых породах
б)	в песках
в)	в известняках
Мульдообразные формы,
выработанные под воз¬
действием солифлюкции
Мульдообразные формы,
выработанные под воз¬
действием делювиалных
процессов
Узкие крутосклонные
лощины
Мульдообразные формы с
врезанными в их днища
крутосклонными
лощинами
Формы, видоизмененные
современными оползнями
Формы, видоизмененные
древними оползнями и
сглаженными в
последующий перигляциал
Балки с унаследованной
от перигляциалов
асимметрией склонов
Балки крутосклонные с
особенностями строения,
унаследованными от
поздневалдайского
перигляди ал а
Плоскодонные балки с
пологими склонами
солифлюкционного
генезиса
Плоскодонные балки с
обвально-осыпными
нижними частями склонов
С педиментами по склонам
солнечных экспозиций
С педиментами по обоим
склонам
С длинными прямыми или
слабовогнутыми склонами
солифлюкционного
генезиса
Резко асимметричные с
пологим теневым склоном,
выработанным
солифлюкцией
1.	Без донных форм
рельефа
2.	С незадернованными
оврагами
3.	С задернованными
оврагами и логовинами
4.	С руслами постоянных
водотоков
а)	в рыхлых
песчано-глинис¬
тых породах
б)	в мелмергель-
ной толще
в)	в известняках
86

Типы
ПОЩ’ИПЫ
Классы
Подклассы
т
С симметричным
поперечным профилем и
длинными придолинными
склонами солифлюкцион-
ного генезиса
*
YVE
С симметричным попе¬
речным профилем и поло¬
гими склонами солифлюк-
ционного генезиса, в
нижних частях - терраси¬
рованные
1УЖ
С солифлюкционно-делю-
виальными шлейфами на
теневых склонах
IV3
С резко выраженной
попеременной асиммет¬
рией склонов
В схеме, предложенной авторами настоящей статьи [10] противопоставляются два край¬
них звена типизации: 1) формы, выработанные водной эрозией после последнего перигля-
циала (QBparn, логовины), и 2) формы, выработанные солифлюкцией в перигляциальных
условиях плейстоцена и сохранившие основные черты своего строения до настоящего
времени. Промежуточные звенья представляют собой сочетание черт, унаследованных от
перигляциалов и выработанных водноэрозионными процессами в условиях гумидного
климата. В схеме сделана попытка отражения региональных особенностей строения балок и
близких к ним форм рельефа.
При разработке новой, более детальной схемы типизации верхних звеньев эрозионной
сети должно быть учтено все положительное, имеющееся в указанных выше схемах. Сле¬
дует иметь в виду, что формы верхних звеньев эрозионной сети представляют собой единую
генетическую цепь. Строение их усложняется при движении вниз по сети в сторону речных
долин, причем эти изменения в строении форм зависят от мощности и размывающей
способности формирующего их водотока, а следовательно, как считает А.С. Козменко [1], и
от площади водосбора, дренируемого водостоком.
Необходимо учитывать генезис форм первичной эрозионной сети, т.е. выделять геомор¬
фологические процессы, которые определили современное строение форм. Если форма
имеет черты, выработанные разными процессами на различных этапах рельефообразова-
ния, то отмечаются преобладающие черты, оказавшие решающее влияние на современное
ее строение.
Особое внимание дложно быть уделено региональным особенностям форм первичной
гидрографической сети, связанным с климатическими - зональными различиями террито¬
рии Русской равнины, в частности, ее средней полосы, с различиями климата древней пе-
ригляциальной зоны, а также неодинаковой расчлененностью рельефа и разнообразием
литологического состава рельефообразующих пород. Предлагаемая нами схема генетичес¬
кой классификации форм первичной гидрографической сети построена с учетом этих
условий. Схема - многоступенчатая, т.е. в ней имеются единицы классификации разных
рангов - типы, подтипы, классы, подклассы (таблица, рисунок).
Типы верхних звеньев эрозионной сети выделяются в зависимости от места формы в
генетической цепи эрозирнных форм рельефа при движении в сторону речных долин. Типы
подразделяются на подтипы с учетом отражения в современных формах рельефа черт,
выработанных различными рельефообразующими процессами на разных этапах истории
плейстоцена-голоцена. Подтипы форм верхних звеньев эрозионной сети подразделяются на
классы в зависимости от наличия в днище древних форм рельефа современных оврагов и
близких к ним голоценовых форм (логовин). В случаях, когда склоны форм верхних звеньев
эрозионной сети сложены коренными породами разнообразного литологического состава,
классы подразделяются на подклассы.
Простейший I тип верхних звеньев эрозионной сети характеризуется в одних случаях
полной унаследованностью черт своего строения от перигляциальных условий, в других -
отсутствием таких черт. В зависимости от этого он подразделяется на подтипы.
87

яв
Типы и подтипы верхних звеньев эрозионной сети (расшифровка индексов дана в таблице и тексте)
/ - Современные аллювиальные отложения; 2 ~ суглинки перигляциальной формации; 3 - разновозрастные
суглинки перегляциальной формации; 4 - коренные породы (без обозначения литологического состава);
5 - известняки; 6 - ТЭ - склоны теневых экспозиций; 7 - СЭ - склоны солнечных экспозиций
Подтип IA включает в себя ложбины, характеризующиеся слабо выраженным переходом от
днища к склонам и от склонов к межложбинным пространствам. Генезис их связан с
солифлюкционными процессами, а именно - с концентрацией потоков жидкой грязи в
определенных местах по поверхности, подверженной вечной мерзлоте. Однако, согласно
А.С. Козменко, не исключается эрозионный генезис ложбин [1]. Их современный облик
связан с заполнением древних эрозионных образований продуктами солифлюкции. Подтип
IA подразделяется на классы в зависимости от наличия (или отсутствия) в днищах ложбин
88

Шг
Тд
\0
сз
небольших водно-эрозионных образований (оврагов, промоин) с задернованными или
незадернованными склонами.
Подтип 1Б включает в себя овраги и логовины, выше бровок которых не имеются или
находят весьма слабое выражение следы рельефообразования в перигляциальных условиях.
К этому подтипу относятся действующие овраги (класс 1 Б]) и задернованные овраги и
логовины (класс 1 Б2).
Оба класса в зависимости от литологического состава рельефообразующих пород
(песчано-глинистые рыхлые породы, песок, известняк) подразделяются на подклассы.
Тип II - лощинное звено эрозионной сети. Основные его особенности - слабое воз¬
действие донных водотоков на формирование рельефа лощины, на строение ее поперечного
профиля и на форму днища. Асимметрия не могла формироваться в перигляциалы, так как
деятельность донных водотоков подавлялась солифлюкцией, современные потоки лишь
могли врезаться в днище, не изменяя существенно его форму.
89

Подтип ПА представляет собой мульдообразную форму со склонами и днищами, сло¬
женными мощной толщей солифлюкционных суглинков Подтип НБ - форма такого же
строения, но со склонами, сложенными маломощными ритмично-слоистыми делювиаль¬
ными суглинками. Подтип IIB - лощина с узким мульдообразным дном и крутыми скло¬
нами, сформированными в результате преобразования древних (допоздневалдайских) лого-
вин солифлюкционно-делювиальными процессами в поздневалдайский перигляциал. От
этого времени унаследовано современное строение таких форм. Подтип IIГ - форма,
соответствующая подтипам НА и Нб, но с врезанной в ее днище формой подтипа ПВ
(широко распространена, и в частности, в Саратовском Приволжье). Подтип ПД пред¬
ставляет собой форму со склонами и днищами, видоизмененными современными опол¬
зневыми процессами. Подтип НЕ - форма со склонами, видоизмененными оползнями в
межледниковье, однако в последующий перигляциал оползневые склоны были сглажены
солифлюкцией.
Тип III - балочное звено эрозионной сети. Отличительная черта - более значительная
рельефообразующая роль донных водотоков в формировании днища и в боковом подмыве
склонов. В перигляциалах деятельность их не подавлялась полностью солифлюкцией, под
действием которой поток смещался в сторону склонов'солнечной экспозиции. В результате
формировался асимметричный поперечный профиль (подтип IIIА). Еще более сильное
воздействие на формирование поперечного профиля балок оказывали донные водотоки
перигляциалов. Подтип ШБ - крутосклонные балки, форма которых унаследована от
поздневалдайского перигляциала. От лощин, сформированных в это время, такие балки
отличаются наличием плоских участков днищ, но их тыловые швы выражены плохо. По
склонам залегают суглинки последнего перигляциала. Балки подтипа ШВ распространены
на слабо расчлененных низменностях, имеют широкое плоское дно, резко выраженные
тыловые швы, пологие склоны, сложенные мощной толщей солифлюкционных суглинков.
Балки подтипа 1ПГ характеризуются плоским, хорошо разработанным днищем, склоны в
нижней части крутые, обвально-осыпные, переходящие выше в выпуклые склоны
делювиально-солифлюкционного происхождения.
Тип IV - суходбльное звено эрозионной сети. Формы этого типа характеризуются
наиболее сложным строением: плоскими широкими днищами, сложным строением склонов
различного генезиса и в большей степени, чем другие формы верхних звеньев гидро¬
графической сети, отражают региональные особенности рельефа. С учетом этих различий
IV тип подразделяется на подтипы.
Подтип IVА представлен суходолами, распространенными на юго-востоке Центрального
Черноземья и прилегающей территории соседних областей. Суходолы имеют асиммет¬
ричный поперечный профиль; теневой склон пологий, прямой или выпуклой формы,
сложен суглинками солифлюкционного генезиса, в нижней части может быть обвально-
осыпным. Склоны солнечных экспозиций более крутые, в нижней части выполаживаются,
здесь прослеживаются педименты. Иногда такие склоны осложнены структурными
террасами. Суходолы подтипа 1УБ распространены южнее - в центральной части
Волгоградской и Ростовской областей. Здесь педименты имеются по обоим склонам.
В районах, расположенных к югу от Центрального Черноземья, распространены суходолы с
обоими прямыми или слабовогнутыми склонами делювиального генезиса без педиментов
Оподтип IVB).
Суходолы подтипа 1УГ свойственны центральной части ЦЧЗ, поперечный профиль их
асимметричен. Теневой склон сложен мощными толщами суглинков солифлюкционного
генезиса, в нижней его части может прослеживаться терраса. Склон солнечной экспозиции
крутой, в нижней части может быть обвально-осыпным. Могут иметь место структурные
террасы. В западных районах ЦЧЗ распространены суходолы подтипа IVД с симметричным
поперечным профилем. Склоны в нижней части обвально-осыпные, выше наблюдаются
выпуклые склоны крутизною от 10 до 4° и значительной длины (до 0,5 км), сложенные
мощной толщей солифлюкционных суглинков.
Симметричный поперечный профиль и склоны, сложенные мощной толщей солифлюк¬
ционных суглинков, имеют суходолы на низменностях, слабо дренированных долинно¬
балочной сетью. Крутизна склонов здесь небольшая на всем их протяжении (не более 4°).
Лишь местами встречаются невысокие обвально-осыпные склоны, кое-где прослеживаются
прилегающие к склонам террасы (подтип IVE). Такие же суходолы врезаны в пологие
террасированные склоны речных долин.	,
90

В Среднем Поволжье широко распространены суходолы, с асимметричным поперечным
профилем (подтип 1УЖ). Отложения перигляциальной формации представлены делю-
виально-солифлкжционными шлейфами у подножия пологого теневого склона. На склоне
солнечной экспозиции имеются выходы коренных пород, нередко прослеживаются
структурные террасы.
В северной части Среднерусской возвышенности в условиях широкого распространения
известняков, суходолы, как и речные долины, характеризуются резко выраженной попе¬
ременной асимметрией склонов (подтип IV3).
Подтипы лощинного балочного и суходольного звеньев эрозионной сети подразделяются
на классы в зависимости от наличия в их днищах водоэрозионных форм - незадернованных
и задернованных оврагов, логовин, русел постоянных водотоков. Классы форм балочного
звена, на склонах которых близко к поверхности залегают коренные породы, подраз¬
деляются на подклассы.
Предлагаемая схема классификации верхних звеньев эрозионной сети дает возможность
построения их генетических рядов в геоморфологических районах средней полосы Русской
равнины, в каждом из которых эти ряды должны иметь специфические черты.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Козменко А.С. Основы противоэрозионной мелиорации. М.: Сельхозгиз, 1954. 424 с.
2.	Занин Г.В. Эрозионные формы рельефа, созданные временными водотоками // Изв. АН СССР.
Сер. геогр. 1952. № 6. С. 10-23.
3.	Дедков Л.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Приволжье. Казань: Изд-во
Казан, ун-та, 1970. 255 с.
4.	Гравис Г.Ф. Склоновые отложения Якутии. М.: Наука, 1969. 128 с.	.	.
5.	Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1986.144 с.
6.	Хруцкий С.В., Косцова Э.В. Формирование рельефа под влиянием изменения климата в пери-
гляциальных условиях // Геоморфология. 1981. № 3. С. 92-96.
7.	Хруцкий С.В. Проблемы формирования балок в связи с изменением климата плейстоцена //
Геоморфология. 1985. № 1. С. 17-21.
8.	Хруцкий С.В., Семенов О.П., Косцова Э.В. Генезис и форма балок Центрально-Черноземных областей и
условия их хозяйственного освоения // Эколого-мелиоративные аспекты рационального использования
водных и земельных ресурсов. Сб. науч. труд. Воронеж: Изд-во Воронеж. СХИ, 1990. С. 86-94.
9.	Дедков А.П., Бутаков Г.П., Чернышова Т.Н. Типизация форм рельефа временных водотоков на
востоке Русской равнины // Девятое межвузовское совещание по проблеме эрозионных, русловых и
устьевых процессов. Тез. докл. Брянск, 1994. С. 33-34.
10.	Хруцкий С.В., Семенов О.П., Косцова Э.В. Основные принципы генетической классификации балок //
Девятое межвузовское совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Тезисы
докл. Брянск, 1994. С. 133-134.
Воронежский госагроуниверситет,	Поступила в редакцию
Проблемная научно-исследовательская гидромелиоративная лаборатория	15.11.96
INITIAL HYDROGRAPHIC SYSTEM FORMS, THEIR ORIGIN AND PROBLEMS
OF CLASSIFICATION
S.V. KCHROUTSKY, 0.1». SEMENOV, E.V. KOSTSOVA
Sum m a г у
The new scheme of classification of drainage network upper elements has been worked out. It takes into account the
position of these elements in the genetic sequence of erosion landforms, combination of their features arisen at different
stages of Pleistocene and Holocene, rock character.
91

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4.
октябрь - декабрь
1998
РЕЦЕНЗИИ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ОЦЕНКИ ПОСЛЕДСТВИЙ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ И ДРУГИХ ПРИРОДНЫХ КАТАСТРОФИЧЕСКИХ
ПРОЦЕССОВ
Увеличение числа и тяжести естественных и природно-техногенных катастроф ставит актуальную
задачу научного обеспечения проблем безопасности населения и объектов инфраструктуры. Поэтому
своевременным представляется публикация рецензируемых работ1, подготовленных специалистами
широкого спектра от геологов до экономистов и юристов. Автору рецензии, много лет исследовавшему
активные природные процессы, подобный региональный и методический опыт представляется имеющим
более общее значение, поскольку сейчас не только геологи, но и геоморфологи пристально изучают
проблемы риска и безопасности в различных ситуациях, особенно экстремальных по экологическим
последствиям. Рассматриваемые работы достаточно своеобразны, но взаимно дополняют друг друга.
Изложим кратко их содержание.
В носящем экстраординарный оттенок "Руководстве...” проведен общий анализ опасных природных
явлений единственной в России островной Сахалинской области, отличающейся экстремальной напряжен¬
ностью катастрофических процессов: землетрясений, цунами, вулканических извержений, тайфунов, навод¬
нений, селей, обвалов, оползней, снежных лавин. Импульсом к экстренному созданию подобного руководства
явились трагические последствия Нефтегорского землетрясения (1995), ряд гибельных наводнений, цунами,
снежных лавин и заносов. Поэтому структура и содержание публикаций подчинены гуманитарным задачам
организации жизнеобеспечения населения при стихийных бедствиях. Однако большое значение изучения
рельефа и рыхлых осадков при прогнозировании последствий сейсмичности, цунами, вулканизма, абразии,
затоплений позволяет считать весьма значительными и геоморфологические аспекты публикации.
Монография "Экономическая оценка..." более широка, но также имеет прагматический характер. На
первый план здесь вышел анализ социально-экономических негативных последствий чрезвычайных ситуаций.
Особенно интересны и важны конкретные подсчеты косвенного экономического ущерба от развития
побочных каскадных эффектов. Принципиально новой является разработка основных положений теории
риска применительно к землетрясениям, оценка сейсмического риска и страхования. Это особенно важно в
аспекте переориентации геоморфологов и других специалистов к новым экологическим подходам в условиях
развития рыночной экономики.
Работа "Разломы литосферы..." имеет не только практический, но и теоретический характер, обобщая
опыт многолетних исследований авторов. Ими предложена оригинальная интерпретация понятия о
геоэкологическом балансе и причинах его нарушения в зонах разломов. Рассмотрены чрезвычайные
ситуации различных типов: обострений экзогенных процессов, вулканизма и мантийной дегазации, быстрых
смещений земной коры в приразломных зонах. Несомненное теоретическое значение имеет анализ пределов
динамического влияния разломов и специфики разрушения литосферы в различных геолого-геомор¬
фологических условиях. Особое место занимают методы изучения геолого-геоморфологической среды
урбанизированных территорий для прогноза устойчивого развития систем обеспечения на примерах городов
Иркутска, Охи и других дальневосточных и сибирских территорий.
1 1. Руководство по спасению и жизнеобеспечению населения при катастрофических процессах на терри¬
тории Сахалинской области / Под ред. М.П. Цивилева, Г.Л. Коффа. М.-Южно-Сахалинск: Военно¬
инженерная академия. ИЛРАН, 1996. 104 с. 2. Кофф ГМ., Гусев АЛ., Козъменко С.Н. Экономическая
оценка последствий катастрофических землетрясений. М.: Институт литосферы РАН, Институт проблем
рынка РАН, 1996. 200 с. 3. Лобацкая Р.М., Кофф ГМ. Разломы литосферы и чрезвычайные ситуации. М.:
Иркутский Государственный Технический Университет, Институт литосферы РАН, 1997. 196 с.
92

Высоко оценивая актуальность рецензируемых работ, выскажем замечания по дальнейшей направ¬
ленности подобных исследований. Общественный интерес к поставленным вопросам и проблемам
подчеркивается Федеральным Законом о чрезвычайных ситуациях, в котором они определяются как
"обстановки на определенных территориях, сложившиеся в результате аварии, опасного природного
явления, катастрофического или иного стихийного бедствия, которые повлекли или могут повлечь жертвы,
ущерб здоровью или природной среде, материальные потери, нарушения условий жизни". Из этого вытекает
высокая актуальность территориальных исследований различных геологических и географических факторов
в прогнозе чрезвычайных ситуаций, разработке рекомендаций по их преодолению, превентивному
предупреждению и защите. Целесообразность более широкого использования комплексных географических,
в том числе геоморфологических подходов, обусловлена тем, что эколого-геоморфологические
экстремальные ситуации возникают при интерференции различных компонентов внутренних и внешних
земных оболочек: астено-, лито-, гляцио-, гидро-, атмо-, магнитосферы, выражающейся в формировании
потоков вещества различной вязкости и скорости (синергетические потоки по определению В.И. Осипова).
Поэтому особенно важно изучение детерминированных или стохастических триггерных цепей, что намечено
авторами публикаций в разработке теории каскадных эффектов.
Новейшие исследования по цикличности землетрясений в Японском регионе показывают, что интенси¬
фикация движения Тихоокеанской литосферной плиты, движущейся под влиянием глубинной тектонической
конвекции, зафиксированная светодальномерами-лазерами и деформографами на о. Хонсю обуславливает
циклическую активизацию всей триггерной цепи: сейсмичность - цунами - оползни - сели. С периодич¬
ностью около 20 лет происходит чередование менее мощных сдвиговых и более мощных надвиговых
землетрясений, что в свою очередь объясняется изменением азимута направления движения плиты. Наблю¬
дающаяся в 90-х годах активизация катастрофической сейсмичности (Кобе, Южно-Сахалинск, Нефтегорск)
обусловлена преобладанием надвиговой компоненты.
При микросейсмическом районировании и прогнозировании характера разрушений представляется также
необходимым регистрация фоновых и аномальных геоморфологических параметров, усиливающих нелиней¬
ные эффекты. В целом опыт авторов удачен и заслуживает дальнейшего развития.
Александров С.М.
ОПЕЧАТКА
Редакция приносит свои извинения М.В. Веретенниковой за допущенную опечатку в дате поступления
статьи (№ 2, 1998 г., с. 75).
Следует читать:	Поступила в редакцию
28.05.97
93

СОДЕРЖАНИЕ № 1-4,1998
Бронгулеев В.Вад., Жидков М.П., Трифонов В.Г. Активные разломы и интенсивность
экзогенных процессов на Русской равнине 		 2
Дедков А.П. Эрозия в аридных зонах	 4
Кузьмин С.Б. Активные разломы как факторы геоморфологического риска и их
ландшафтообразующая роль (общая концепция исследований)	 I
Ласточкин А.Н. Результаты совершенствования систематики элементов земной
поверхности		 1
Литвин Л.Ф. Геоморфологические основания классификации эрозии почв	 2
Михайлов В.Н. Процессы дельтообразования и возможности их математического
моде л ирования	    3
Свиточ А.А., Янина Т.А. История развития побережий Каспийского моря в плейсто¬
цене....			   3
Сычева С.А., Чичагова О.А., Дайнеко Е.К., Сулержицкий Л.Д., Узянов А.А. Этапы
эрозии на Среднерусской возвышенности в голоцене	 4
Дискуссии
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Некоторые соображения об использовании математи¬
ческих методов для анализа эволюции рельефа			 4
Зорина Е.Ф., Любимов Б.П., Тимофеев Д.А. Что же такое овраг?	 2
Казанский Б.А. Роль принципов симметрии в геоморфологии	'.	 2
Казанский Б.А. Региональный уровень упорядоченности рельефа	 4
Сидорчук А.Ю. Динамическая модель овражной эрозии			 4
Экологическая геоморфология
Абалаков А.Д., Кузьмин С.Б. Экологическая оценка экзоморфосистем.	 3
Лихачева Э.А., Маккавеев А.Н., Тимофеев Д.А., Бронгулеев В.Вад., Козлова А.Е.,
Курбатова Л.С., Некрасова Л.А., Горецкий К.В., Локшин Г.П. Геоморфология
Москвы по материалам карты "Геоморфологические условия и инженерно-геологи¬
ческие процессы г. Москвы"	 3
Геоморфология и россыпи
Постоленко Г.А., Патык-Кара Н.Г. Палеогеоморфологические реконструкции при
поисках россыпей	  1
Лебедев С.А., Лебедева Е.В. Эволюция рельефа и формирование россыпей (на примере
Юго-Западного Приохотья)	  1
Шувалов В.Ф., Николаева Т.В. Палеогеоморфологические исследования при поисках и
изучении россыпных месторождений золота (на примере Южной и Центральной
Монголии)		 1
Методика научных исследований
Ласточкин А.Н., Челпанов М.Ю. Результаты совершенствования содержания и легенды
морфологической карты	 2
Сидорчук А.Ю. Модель для расчета морфометрии стабильного оврага	 2
Научные сообщения
Астахов В.И.Инверсионный рельеф как индикатор палеокриологических обстановок		4
Будагов Б.А., Ализаде Э.К. Формирование и дифференциация морфоструктур
Азербайджана	 2
Бутаков Г.П., Дедков А.П. Эрозия временных русловых потоков в умеренном поясе
Европы в плейстоцене и голоцене	 1
Бутаков Г.П., Серебренникова И.А., Силантьев В.В. Высокие цокольные террасы в
речных долинах Волжско-Камского бассейна	 2
Ваков А.В., Никонов А.А. Космофотолинеаменты Кавказского региона	 1
3-13
3-12
3-10
10-20
13-22
3-16
16-27
12-21
38-39
28-33
23-28
22-28
28-38
28-41
41-51
21-30
30-41
41-46
34-43
43-52
40-46
53-59
47-52
59-66
52-56
94

Веретенникова М.В. Механизм овражной эрозии и динамика русловых форм	 2	66-75
Виноградова О.В., Маорс Л.В. Морфодинамические типы и эволюция русел рек
Патомского нагорья в плейстоцене	   4	48-54
Воскресенский К.С. Особенности солифлюкции на севере Западной Сибири	  1	56-61
Говорушко С.М. Инженерно-геоморфологический аспект проведения эколого-географи¬
ческой экспертизы	  1	113-117
Горшков С.П., Карраш X., Парамонов А.В. Геоморфологическая индикация мерзлот¬
ных и немерзлотных ландшафтов средней тайги Центральной Сибири	 4	55-62
Гофштейн И.Д. О Тересвенских обрывах и их связи с сейсмичностью Закарпатья		4	62-65
Евзеров В.Я., Самойлович Ю.Г. Реконструкция северо-восточной краевой области
Скандинавского ледникового покрова в поздневалдайское время	  4	65-70
Зорина Е.Ф., Ковалев С.И., Никольская И.И. Подходы к типизации оврагов	 2	75-81
Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. О гляциальном термокарсте на севере Приени-
сейской Сибири	   3	52-59
Клюкин А.А. Эволюция крутых склонов Крымских гор	     3	59-67
Лебедева Е.В. Эволюция рельефообразующих процессов Западного Приохотья в
кайнозое	     2	81-90
Лихачева Э.А., Курбатова Л.С., Махорина Е.И. Карта техногенных отложений и
техногеннопогребенной речной сети территории г. Москвы	 1	61-68
Любимов Б.П. Зональные особенности овражной эрозии	    1	68-73
Мишев К., Ванцаров И. Морфоструктурная выраженность в рельефе зон сочленения	. •*
главных морфотектонических областей Болгарии	 3	67-69
Мусатов Е.Е. Палео долины Баренцево-Карского шельфа		 2	90-95
Никитина Л.Н., Чалов Р.С. Эволюция свободных излучин и основные стадии их
развития	 3	69-77
Никифоров Л.Г., Жиндарев Л.А., Суворов Н.В. К вопросу о происхождении береговых
дуг	     1	73-81
Новиков И.С. Роль тектоники в эволюции рельефа Горного Алтая	 1	82-91
Нуждин Б.В. Географическая специфика начальных звеньев, малых рек долинной сети
бассейна Верхней Волги	 3	77-81
Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Формирование рельефа проградационного шельфа
Т аманского полуострова	  1	91-100
Панин А.В., Малаева Е.М. , Голосов В.Н., Иванова Н.Н., Маркелов М.В, Геолого-
геоморфологическое строение и голоценовая история развития Берестовой балки
(Ростовская область)	    4	70-85
Прохоров В.А. Структурно-геоморфологический прогноз нефтегазоносных структур в
палеозойских отложениях Нижнего Поволжья	 3	81 -85
Романенко Ф.А., Хольнов А.П., Зарецкая Н.Е. Особенности развития тундрового
микрорельефа Таймыра	   1	•	100-107
Рыжов Ю.В. Овражная эрозия в межгорных котловинах	Юго-Западного Прибайкалья ..	3	85-92
Рысин И.И. О современном тренде овражной эрозии в	Удмуртии	:	 3	92-101
Серебренникова И.А. Особенности развития овражной эрозии в Восточном Закамье
Татарстана	  3	101-104
Хруцкий С.В., Семенов О.П., Косцова Э.В. Процессы рельефообразования в пери-
гляциалах плейстоцена и современные формы эрозионного рельефа		 j 3	104-108
Хруцкий С.В., Семенов О.П., Косцова Э.В. Формы первичной гидрографической сети,
их генезис и проблемы типизации		 4	85-91
Шварев С.В. Реконструкция сартанского оледенения плато Путорана (по данным
космических съемок)	  1	107-113
Юбилеи
Дмитрий Анатольевич Лилиенберг (к 70-летию со дня	рождения)	  1	118-119
Чалов Р.С. Ученый, педагог, инженер, солдат - профессор Географического факультета
Николай Иванович Маккавеев и его лаборатория (к 90-летию со дня рождения и 30-
летию научно-исследовательской лаборатории эрозии почв и русловых процессов
МГУ)	 3	109-114
95

Рецензии
Александров С.М.
Геоморфологические аспекты оценки последствий землетрясений и
других природных катастрофических процессов			 4
Дедков А.П., Бутаков Г.П. Фундаментальный труд о четвертичном рельефооб-
разовании в Центральной Европе	.	 3
Зорина Е.Ф., Любимов Б.П. Экология города и геоморфологический анализ урбо-
сферы				 3118-119
Климчук А.Б. О генезисе гипсовых пещер Подолии (о статье Л. Якуча, Г. Мезеши
"Генетические особенности гипсовых пещер Подолии")		 1
Тимофеев Д.А. Интересная монография по экологической геоморфологии	 3
Чалов Р.С. Единый цикл новых монографий по устьям рек и устьевым процессам		3
92-93
117-118
120-123
119-120
115-117
Хроника
Постоленко Г.А. XI Международное совещание по геологии россыпей и месторождений
кор выветривания	 1	124-127
Наука за рубежом
Алек£еевский Н.И., Чалов Р.С. Исследования русловых процессов в Китае
3	121-124
Потери науки
Анатолий Павлович Сигов (1904-1998)
3	125-127
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В.Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Капли», 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 17.08.98.	Подписано к печати 22.09.98.	Формат бумаги 70 х 100 Vi6
Офсетная печать.	Уел. печ. л. 9,1	Уел. кр.-от. 3,4 тыс. Уч.-изд. 9,9 л.	Бум. л. 3,5
Тираж 366 экз. Зак. 4224
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Отпечатано в типографии "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
96

УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА "НАУКА"
Подписка на академические журналы издательства "Наука" в I полугодии
1999 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась в предыдущем
полугодии, - по ценам Объединенного Каталога Почты России "Подписка-99"
(т. 1) в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются Российской академией
наук государственным академическим научно-исследовательским организациям и
их сотрудникам, государственным научным и вузовским библиотекам. В связи с
сокращением бюджетного финансирования подписка для других научных
учреждений и их специалистов будет осуществляться на общих основаниях.
Обращаем Ваше внимание, что цена подписки на I полугодие 1999 года изменена
по сравнению с предыдущей подпиской.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам в редакциях соответствующих журналов либо
непосредственно в Издательстве или его Санкт-Петербургском и Екатерин¬
бургском отделениях по предъявлении служебного удостоверения. 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 11 Наука" надлежаще оформленные
бланк-заказы. При положительном рассмотрении Издательством полученных
заявок оплата производится через отделение банка или почтовым переводом на
основании полученного подписчиками счета ЗАО "Агентство подписки и
розницы" (АПР).
Специализирующиеся на комплектовании научных и вузовских библиотек
академические организации (БАН, БЕН, ИНИОН, ГПНТБ СО РАН, а также
ВИНИТИ и др.) 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,
достаточно будет при оформлении подписки в I полугодии 1999 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 "Наука1

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 nauka@apr.msk.su
WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в 1-ом полугодии 1999 года
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:
к
I
Наименование журнала
1|
if
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на I-0®
полугодие
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
X
S
1°
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
70001
Автоматика и телемеханика
6
22
70010
Акустический журнал
3
23
70237
Алгебра и анализ
3
28
70030
Астрономический вестник
3
22
70024
Астрономический журнал
6
23
70053
Биофизика
3
23
70134
Водные ресурсы
3
24
70162
Вулканология и сейсмология
3
20
70217
Геология рудных месторождений
3
22
70218
Геомагнетизм и аэрономия
3
22
70215
Г еоморфология
2
I
21
70228
Г еотектоника
3
23
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
21
70253
Дефектоскопия
6
I
I
20
70239
Дискретная математика
2
23
70244
Доклады РАН
18
23
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
21
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
23
70298
Журнал технической физики
6
|
I
31
см. продолжение

о
Наименование журнала
||
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на I-00
полугодие
Цена одного
номера
ИТОГО
сумма в
рублях
s
?8
1“
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
(4+5+6+7+8+Э)
(в руб.)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
27
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
24
70335
Защита металлов
3
21
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
23
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
24
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
22
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
24
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
|
I
|
22
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
и океана
3
25
70407
Известия РАН. Энергетика
3
22
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
23
70363
Известия русского географического общества
3
22
70420
Исследования Земли из космоса
3
21
70459
Космические исследования
3
22
70447
Кристаллография
3
25
70493
Литология и полезные ископаемые
3
21
70560
Математические заметки
6
19
70512
Математический сборник
6
21
70502
Математическое моделирование
6
20
70571
Микроэлектроника
3
21
70664
Общественные науки на английском
языке
2
20
70670
Оптика и спектроскопия
6
I
|
29
70642
Петрология
3
23
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
19
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
22
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
34
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
21
70706
Прикладная математика и механика
3
22
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
21
70741
Проблемы передачи информации
2
21
70776
Радиотехника и электроника
6
|
|
22
70797
Расплавы
3
21
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
24
70982
Теоретическая и математическая физика
6
I
|
21
70965
Теория вероятностей и ее применения
2
51
70967
Теплофизика высоких температур
3
26
71002
Успехи математических наук
3
25
70361
Физика Земли
6
|
|
|
22
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-0®
полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
л
X
2
S
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71034
Физика и техника полупроводников
6
31
71059
Физика и химия стекла
3
26
71022
Физика металлов и металловедение
6
21
71058
Физика плазмы
6
20
71023
Физика твердого тела
6
36
71036
Функциональный анализ и его приложения
2
20
71140
Ядерная физика
6
I I
l I
28
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-ти 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.Wwww.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 nauka@apr.msk.su
WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в 1-ом полугодии 1999 года
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
ш
8-1
II
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на I-0®
полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
“с
1"
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
20
70112
Биологические мембраны
3
20
71151
Биология моря
3
19
71150
Биоорганическая химия
6
20
70054
Биохимия
6
20
70056
Ботанический журнал
6
26
70134
Водные ресурсы
3
24
70147
Вопросы ихтиологии
3
25
70178
Высокомолекулярные соединения
6
26
70211
Г енетика
6
22
70219
Г еохимия
6
20
70244
Доклады РАН
18
23
70284
Журнал аналитической химии
6
21
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. И. Павлова
3
22
70293
Журнал общей биологии
3
22
70294
Журнал общей химии
6
32
70301
Журнал органической химии
6
32
см. продолжение

0
1
Наименование журнала
Й
I
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на I-06
полугодие
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
S
1*
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
70296
Журнал прикладной химии
6
32
70299
Журнал физической химии
6
27
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
24
70335
Защита металлов
3
21
70333
Зоологический журнал
6
21
70350
Известия РАН. Серия биологическая
3
23
70405
Известия РАН. Теория и системы управ¬
ления
3
23
70430
Кинетика и катализ
3
25
70438
Коллоидный журнал
3
22
71057
Координационная химия
6
20
70495
Лесоведение
3
20
70561
Микология и фитопатология
3
22
70540
Микробиология
3
24
70562
Молекулярная биология
3
24
88744
Нейрохимия
2
18
70359
Неорганические материалы
6
23
70617
Нефтехимия
3
21
70664
Общественные науки на английском
языке
2
20
70669
Океанология
3
26
70676
Онтогенез
3
21
70690
Палеонтологический журнал
3
29
70743
Паразитология
3
22
70701
Почвоведение
6
25
70740
Прикладная биохимия и микробиология
3
23
70773
Радиационная биология и радиоэкология
3
21
70777
Радиохимия
3
28
70786
Растительные ресурсы
2
25
71024
Российский физиологический журнал
им. И. Сеченова
6
27
70810
Сенсорные системы
2
22
71003
Успехи современной биологии
3
21
71007
Успехи физиологических наук
2
22
71025
Физиология растений
3
26
71152
! Физиология человека
3
22
71068
I Химическая физика
6
20
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-0®
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
71051
Химия высоких энергий
3
20
71052
Химия твердого топлива
3
20
71063
Цитология
6
25
71113
Электрохимия
6
24
71110
Энтомологическое обозрение
2
30
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
подлиски и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
Пх
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-ти 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 индивидуального подписчика
ю специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
: поставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в 1-ом полугодии 1999 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:.
Полным почтовый адрес:
телефон:	e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование журнала
На 1999 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого
сумма в
рублях
январь
февраль
март
апрель
(0
5
июнь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
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-ти 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

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

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 1998, J6 4